Структурно-текстурные особенности эндогенных руд - Бетехтин А.Г., Генкин А.Д., Филимонова А.А., Шадлун Т.Н.

Author: Бетехтин А.Г. Генкин А.Д. Филимонова А.А. Шадлун Т.Н.

Tags: минералогия

Year: 1964

Similar

Текстуры и структуры руд

Методы изучения руд под микроскопом в отраженном свете. Курс минераграфии

Особенности дифференцируемых отображений

Особенности византийской цивилизации

Text

АКАДЕМИЯ НАУК СССР
ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ. ПЕТРОГРАФИИ,
МИНЕРАЛОГИИ И ГЕОХИМИИ
А. Г. БЕТЕХТИН, А. Д. ГЕНКИН,
А. А. ФИЛИМОНОВА, Т. Н. ШАДЛУН
СТРУКТУРНО-ТЕКСТУРНЫЕ
ОСОБЕННОСТИ
ЭНДОГЕННЫХ РУД
ПОД РЕДАКЦИЕЙ
академика А. Г. Бетехтина
и доктора геол.-минерал, наук Т. Н. Шадлун
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НЕДРА
МОСКВА 1964

ПРЕДИСЛОВИЕ
В течение длительного периода времени в лаборатории минерагра-
фии Института геологии рудных месторождений, петрографии
минералогии и геохимии АН СССР (ИГЕМ) под руководством
акад. А. Г. Бетехтина проводилось изучение особенностей строения руд
месторождений различных генетических типов.
В этих исследованиях получили дальнейшее развитие основные
положения А. Г. Бетехтина о значении текстур и структур руд при
решении вопросов генезиса месторождений и о необходимости разра-
ботки специальных методов их исследования.
В результате изучения большого фактического материала были
получены новые данные, которые позволили пересмотреть принятые
ранее критерии возрастных соотношений минералов в рудах и оценить
значение текстур и структур руд при расшифровке процессов, происхо-
дящих при их формировании. Эти новые данные были обобщены в книге
А. Г. Бетехтина, А. Д. Генкина, А. А. Филимоновой, Т. Н. Шадлун
«Текстуры и структуры руд», опубликованной Госгеолтехиздатом
в 1958 г. Однако в ней невозможно было отразить разнообразие дета-
лей строения руд месторождений различных генетических типов.
В связи с этим авторы решили обобщить накопившиеся материалы по
структурно-текстурным особенностям руд различных месторождений.
В настоящей книге дана характеристика структурно-текстурных осо-
бенностей руд эндогенных месторождений.
Интерпретация изложенного фактического материала в значитель-
ной мере основана на теоретических положениях, развитых в первой
книге; основные термины и понятия соответствуют тем определениям,
которые даны были ранее. Поскольку приводимый материал представ-
ляет собой первый опыт обобщения, он во многом носит чисто описа-
тельный характер.
Авторы отчетливо сознают необходимость дальнейшего более
углубленного изучения структурно-текстурных особенностей руд, кото-
рое следует проводить в тесном сочетании с анализом парагенетических
ассоциаций рудообразующих минералов. Авторы не ставили своей
целью охарактеризовать все генетические типы эндогенных месторо-
ждений. Основная задача сводилась к тому, чтобы на некоторых при-
мерах показать, как структурно-текстурные особенности руд могут
быть использованы при расшифровке процессов рудообразования.
В этом смысле обе книги могут рассматриваться как методическое
руководство по изучению текстур и структур руд.
Представленная работа была закончена в основном еще при жизни
А. Г. Бетехтина — ее автора и вдохновителя. Окончательная же под-
готовка рукописи к печати происходила уже без него, к глубокому при-
скорбию коллектива, потерявшего своего руководителя.
Материалом для исследования послужили коллекции авторов,
а также коллекции, отдельные образцы, шлифы и другие материалы
3
сотрудников -ИГЕМ АН СССР: Е И. Доломановой, В. Н. Дубровского,
Л. П. Ермиловой, В. А. Жарикова, Д. К. Власовой, О. В. Карповой,
Р. М. Константинова, Л. М. Лебедева, О. Д. Левицкого, В. С. Мясни-
кова, Е. П. Малиновского, Д. О. Онтоева, Н. В. Петровской, М. М. По-
зилайтис, О. П. Поляковой, Н. М. Прокопенко, Е. А. Радкевич,
В. И. Степанова, И. Н. Чиркова, В. С. Чурикова.
Некоторые материалы были получены от сотрудников филиалов
Академии наук СССР, республиканских академий наук, научно-иссле-
довательских и производственных организаций Государственного гео-
логического комитета СССР, МГУ, МГРИ и др. (Ю. С. Бородаева,
3. Е. Бурыхиной, С. Т. Бадалова, П. С. Бернштейна, Р. Н. Володина,
К. С. Газизовой, Ив. Ф. Григорьева, Г. И. Горбунова, Н. С. Зонтова,
Т. В. Иваницкого, Г. В. Ициксон, С. А. Кашина, А. Ф Коржинского,
П. И. Кутюхина, И. К- Латыш, А. А. Луйка, Л. Н. Овчинникова,
3. В. Отхмезури, В. М Попова, Д. В. Рундквиста, В И. Смирнова,
И. 3. Самонова, Б. Л. Флерова, Л. Н. Хетчикова), а также геологов
Польши (Т. Галкевич) и Чехословакии (Я. Кутина, М. Штемпрок,
М. Кодера).
Всем указанным лицам авторы выражают глубокую призна-
тельность.
В процессе подготовки рукописи к печати авторы пользовались
ценными советами Ф. И. Вольфсона, Н. В. Петровской, Г. А. Соколова,
Н. В. Павлова и Д. О. Онтоева. Авторы приносят искреннюю благо-
дарность указанным товарищам за сделанные замечания и тот большой
труд, который они взяли на себя по просмотру рукописи.
Большое количество макро- и микрофотографий выполнено сотруд-
никами фотолаборатории ИГЕМ. Полированные штуфы и шлифы
изготовлены в шлифовальной лаборатории ИГЕМ. Авторы считают
своим долгом поблагодарить руководителей и сотрудников указанных
лабораторий В. Н. Зайцеву, В. А. Кузьмина, А. Я- Крайнюкову.
Предлагаемая книга состоит из трех разделов, отвечающих сле-
дующим основным генетическим типам месторождений: собственно
магматическим, контактово-метасоматическим и гидротермальным
В этих разделах заключено 15 глав, в которых рассмотрены текстуры
и структуры руд главнейших металлов. В разделе магматических
месторождений охарактеризованы руды хрома, платины, титана, меди
и никеля; в разделе контактово-метасоматических месторождений опи-
саны руды железа, меди, свинца и цинка, вольфрама и олова, а в раз-
деле гидротермальных месторождений — руды меди, свинца и цинка,
золота, олова, вольфрама, ртути и сурьмы.
А. Г. Бетехтиным написана глава II; А. Г. Бетехтиным и А. А. Фи-
лимоновой— главы I и III; А. Г. Бетехтиным и А. Д. Генкиным — глава
V; А. А. Филимоновой — главы IV, VI, VII, VIII и IX (за исключением
описания руд Тетюхинского месторождения, составленного А. Д. Ген-
киным); Т. Н. Шадлун — глава X; Т. Н. Шадлун и А. Д. Генкиным —
глава XI; А. Д. Генкиным — главы XII (за исключением описания руд
.Дарасунского месторождения, составленного А. А. Филимоновой), XIII,
XIV и XV.
СТРУКТУРНО-ТЕКСТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ РУД
МАГМАТИЧЕСКИХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Магматические месторождения, образующиеся в процессе диффе
ренциации и кристаллизации магмы, обычно залегают среди материн-
ских изверженных пород В зависимости от времени и способа обособ-
ления рудных минералов различают месторождения сегрегационные,
истеромагматические и ликвационные
Сегрегационные месторождения представлены вкпатенными ру-
дами Известны месторождения вкрапленных руд хромита, металлов
латиновои группы, алмазов, связанные с утьтраосновными породами.
Промышленное значение хромитовых месторождений этого типа неве-
лико
К гистеромагматическим относятся большинство промышленных
месторождений хромита в ультраосновных породах, титаномагнетитов,
связанных с основными породами, апатита в щелочных нефе типовых
породах и некоторые другие
К ликвационным принадлежат медно-никелевые сульфидные руды,
образующиеся из основных магм
Следует отметить, что даже в тех с ту чаях, когда рудное вещество
кристаллизуется в магматический этап (например, в хромитовых
месторождениях), как правило, наблюдаются, хотя и в подчиненном
количестве, минеральные ассоциации, происхождение которых связы-
вается с пневматолито-гидротермальным этапом процессов минерали-
зации Это вполне естественно, так как процесс рудообразования,
начавшийся при высоких температурах, должен был в конце концов
завершиться при низких температурах, когда из остаточных растворов
могли выделиться типичные гидротермальные минералы
Позднейшие наложенные процессы массового гидротермального
изменения интрузивных пород (серпентинизация, хлоритизация, эпидо-
тизация и др ), носящие региональный характер, обычно сильно маски-
руют первичные соотношения минералов в породах, нередко оказывая
метаморфизующее воздействие и на рудные минералы
ГЛАВА I
ХРОМИТОВЫЕ РУДЫ
/Месторождения хромита приурочены, как правило, к дунитовым,
реже гарцбургитовым участкам интрузивов ультраосновных пород
(Бетехтин, 1934, 1937; Соколов, 1948 и др.). Изредка выделения хро-
мита наблюдаются в пироксенитах (энстатитах).
Микроскопическое изучение хромитовых руд, залегающих в более
или менее свежих дунитах, показывает, что в парагенезисе с хромшпи-
нелидами почти постоянно присутствует серпентинизированный оливин.
Изредка между зернами хромшпинелидов встречаются такие первич-
ные минералы, как хромовые гранаты (уваровит), хромдиопсид, фук-
сит, хромовые хлориты и крайне редко сульфиды (кубанит, пирро-
тин и др.).
Среди поздних минералов, образовавшихся в процессе массовой
серпентинизации ультраосновных пород, кроме главенствующего сер-
пентина, часто возникают хлориты (нередко в результате взаимодей-
ствия с хромшпинелидами), карбонаты магния и кальция, брусит и др.
В сильносерпентинизированных массивах (или в отдельных участках)
распространены явления химического метаморфизма хромшпинелидов.
Для установления возрастных соотношений между хромитовыми
телами и вмещающими породами важное значение имеют текстурные
особенности руд в краевых частях рудных тел, указывающие на взаи-
моотношения их с боковыми породами. В большинстве случаев они
доказывают несколько более поздний возраст затвердевания рудного
вещества по сравнению с вмещающими породами.
В шлирообразных хромитовых залежах, представленных вкрап-
ленными рудами, наблюдаются расплывчатые границы рудных тел:
вкрапленная руда более или менее постепенно переходит в окружаю-
щий дунит, содержащий лишь акцессорные хромшпинетиды. Подобные
взаимоотношения рудных тел с вмещающей магматической породой
юворят о том, что распад обособлявшихся при остывании магмы соеди-
нений хрома, алюминия, железа, а также платины и других ком-
понентов происходил в относительно ранний период, когда магма
находилась еще в жидком состоянии. В таком случае и могли полу-
читься неотчетливо выраженные, расплывчатые границы рудных тел
В других случаях хотя и неправильные, но ясно очерченные и
местами резкие границы рудных залежей сопровождаются иногда
узкой зоной редкой вкрапленности хромшпинелидов. Эти взаимоотно-
шения, по-видимому, обусловлены тем, что распад хромсодержащих
соединений совершался в более поздний момент, когда окружающая
масса начала кристаллизоваться и приобрела более вязкое состояние.
Наконец, линзо- и жилообразные хромитовые густовкрапленные и
сплошные руды, к которым относится главная масса промышленных
6
месторождений, характеризуются резкими границами с окружающей
породой, свидетельствующими о том, что образование руд произошло
уже после того, как материнская магма успела закристаллизоваться
и приобрела способность давать трещины, вдоль которых могла про-
двигаться рудная масса, остававшаяся до этого момента в жидком
состоянии. Тот факт, что эти рудные тела местами довольно часто
пересекаются прожилками дунита (рис. 1), а иногда и жилами круп-
нокристаллических пироксенитов, играющих роль пегматитов в ультра-
основных породах, говорит о том, что момент образования этих эпиге-
нетических по отношению к вмещающим породам хромитовых место-
рождений все же не выходил за пределы собственно магматического
процесса.
Вкрапленные руды с мелкозернистыми выделениями хромшпине-
лидов сравнительно редко обладают однородными текстурами с равно-
мерным распределением рудных зерен (рис. 2). Обычно в полирован-
ных штуфах таких руд наблюдается полосчатое строение (рис. 3),
обусловленное включениями тонких линз и полосок дунита, не содер-
жащего вкрапленности или включающего отдельные цепочки зерен
хромшпинелидов. Чрезвычайно характерны полосчатые текстуры для
так называемых струеобразных шлиров, в которых ориентировка
линейного расположения рудных зерен в общем совпадает с вытяну-
тостью самих шлиров. Иногда можно наблюдать изгибы и даже мел-
кие складки в рудоносных полосках. Все эти текстурные особенности
вкрапленных руд указывают на признаки течения магмы вместе с выде-
лившимися из расплава зернами хромшпинелидов, может быть, при
одностороннем внешнем динамическом воздействии на рудоносные
участки магмы.
Реже можно встретить петельчатые текстуры вкрапленных или
сплошных руд, характеризующиеся тем, что скопления рудных зерен
образуют как бы сетку, в ячейках которой располагается дунит. При
изучении этих текстур в полированных штуфах создается впечатление
замещения рудным веществом дунита. В тонкозернистых вкрапленных
рудах также иногда встречаются петельчатые микротекстуры (рис 4).
.Можно наблюдать все переходы от таких текстур к ветвящимся про-
жилкам вкрапленных руд и, наконец, к цепочкам зерен хромшпинели-
дов, приуроченным как бы к трещинкам в дуните. Эти взаимоотноше-
ния вкрапленных рудных выделений с дунитом могут быть объяснены
лишь тем, что кристаллизация хромшпинелидов из остаточного рас-
плава происходила в тот момент, когда окружающая магма была
в какой-то мере уже раскристаллизована. В таких условиях неполного
затвердевания магмы и могла иметь место инфильтрация остаточной
рудоносной жидкости с образованием петельчатых текстур.
Среди вкрапленных р^д довольно широко распространены также
пятнистые текстуры с постепенными переходами пятен сплошной руды
во вкрапленность (рис. 5). Формы этих пятен не совсем правильные,
но обычно приближаются к изометрическим или линзовидным. Коли-
чественные соотношения между сплошными и вкрапленными участками
могут колебаться в широких пределах. В тех случаях, когда преобла-
дают сплошные хромитовые агрегаты, вкрапленные руды имеют более
правильную форму, близкую к изометрической или линзовидной.
Отсутствие резких границ между сплошными и вкрапленными
рудами и одинаковый минеральный состав говорят о более или менее
одновременном их образовании. Если бы рудные пятна характеризова-
лись скоплением идиоморфных зерен или кристаллов хромшпинелидов.
то образование пятнистой текстуры можно было бы объяснить ранним
выделением и собиранием их в условиях жидкой среды, подобно тому,
как возникают гломерокристаллические агрегаты в некоторых извер-
женных породах (например, скопления оливиновых кристаллов в ба-
7
Рис. 1. Сеть прожилков серпентинизировапного дунита (белое) в сплошной хроми-
товой руде (черное). Месторождение Ак-Бура (Южный Урал). По Г. А. Соколову.
Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 2. Мелкозернистая вкрапленная хромитовая руда в серией типизированном
дуните. Черное — хромит; белое — серпентинизированный оливин. Месторождение
Саксей (Южный Урал). По Н. В. Павлову. Нат. вет.
Рис. 3. Грубополосчатая текстура вкрапленной хромитовой руды.
Массив Южный Крака (Урал). По Г. А. Соколову. 3Л нат. вел.
Рис. 4. Тонкопетельчатая микротекстура вкрапленной хромитовой руды.
Хабарнинский массив (Южный Урал). По С. А. Кашину и В. Л. Федо-
рову. Прозрачный шлиф. Снято с одним николем. X 11
Рис. 5. Пятнистая текстура хромитовой руды
серпентинит). Массив Южный Крака. По Г
(черное — хромит; белое—
А. Соколову. 3/4 нат. вел.
Рис. 6. Тонкий хромитовый прожило^ (ДсРное) в сер-
пентинизированном дуните (серое) Нижнетагиль-
ский дунитовый массив. Прозрач!,ыи ШЛИФ- Хо
зальтах) Однако микроскопическое изучение структуры рудных пятен
показывает, что они представляют собой обычно сплошной агрегат
аллотриоморфной структуры.
Пятнистая текстура (по крайней мере в этом случае) обусловлена
тем, что жидкость до начала кристаллизации уже характеризовалась
неоднородным составом, это и могло привести к образованию различ-
ных агрегатов неоднородных по количественному минеральному
составу и структуре
В ряде хромитовых месторождений удавалось наблюдать пере-
ходы таких пятнистых текстур в типичные линзовидные или полосча-
тые, особенно у контактов с вмещающими породами Такие переходы
обычно приурочены к выклинивающимся участкам хромитовых тел
пли к апофизам, уходящим в боковую породу Эти явления вполне
увязываются с общими мордюлогическими особенностями самих руд-
ных тел и наводят на мысль о том, что переходы пятнистых текстур
в полосчатые связаны, очевидно, с движением неоднородного по составу
рудоносного расплава в момент его затвердевания
Сплошные руды хромитовых тел, как правило, обладают однород-
ными текстурами и представлены обычно крупнозернистыми агрега-
тами Однородность нарушается участками густовкрапленных руд или
включениями серпентинизированного дунита, обычно линзовидной
формы
Для некоторых месторождений весьма типичны жильные тек-
стуры, представленные серией параллельных прожилков Местами
наблюдались тонкие (0,5—1,0 си) единичные жилки сплошного хро-
мита, резко очерченные на фоне желто-бурой поверхности выветрелого
дхнита По простиранию или падению они иногда прослеживались на
несколько метров, сохраняя свою мощность В прозрачных шлифах
(рис 6) в хромитовой массе всегда можно заметить ксеноморфные по
отношению к рудным зернам выделения серпентинизированного
оливина
Среди более мощных прожилков сплошною хромита часто обра-
щают на себя внимание поперечно ориентированные («лестничного
типа») жилки белых карбонатов магния и железа, иногда в ассоциа-
ции с серпентином и бруситом (рис 7) Характерно, что эти жилки не
выходят за пределы хромитовой массы, выклиниваясь у контакта
с серпентинизированным дунитом На рис 7 видно, что карбонаты
выполняют типичные трещинки разрыва Такие трещинки часто наблю-
даются и в сплошных хромитовых скоплениях, располагающихся среди
вкрапленных руд, причем, как правило, они не выходят за пределы
сплошного хромита и ориентированы более или менее перпендику-
ярно к стенкам хромитовых жил и прожилков
Весьма интересен тот факт, что в случаях, когда прожилки сплош-
ного хромита залегают среди свежего несерпентинизированного или
слабо затронутого серпентинизациеи дунита, эти трещинки оказыва-
ются полыми, т е незаполненными какими-либо минеральными веще-
ствами (рис 8) По-видимому, заполнение их карбонатами и серпенти-
ном происходило позднее, при процессах массовой серпентинизации
ультраосновных пород Образование таких трещин, вероятнее всего,
связано с явлением контракции хромитового вещества при его охлаж-
дении В случаях выполнения рудной жидкостью трещинных полостей
в застывшем дуните в процессе кристаллизации и охлаждения, естест-
венно, должно было происходить сокращение ее массы с образованием
ориентированных трещин разрыва О том, что это сокпащение массы
происходило еще до наступления пневматолито-гидротермального
этапа, говорит присутствие в этих трещинах таких минералов, как
хромгранат, хромдиопсид, хромвезувиан, хромовые хлориты и др
В крупных житьных хромитовых тетах Сарановского месторождения
11
(на Урале) среди таких трещин издавна находили друзы хорошо обра-
зованных кристаллов уваровита, пластинчатых и боченковидных хро-
мовых хлоритов.
Сравнительно редко встречаются типичные брекчиевидные тек-
стуры хромитовых руд, в которых роль обломков играет дунит, а це-
мента— хромитовая масса. В таких рудах всегда заметны признаки
замещения обломков дунита хромитом. При этом острые углы крупных
обломков, как правило, закруглены, а мелкие обломки дунита тибо
Рис. 7. Прожилки хромита (черное), рассеченные поперечными трещинками
разрыва, выполненными карбонатами (белое). Нижне-Тагильский массив.
Полированный штуф. Нат. вел.
замещены рудным веществом полностью, либо от них сохранились лишь
небольшие реликты. Заслуживает внимания тот факт, что брекчиевид-
ные текстуры руд свойственны чаще рудным телам типичной столбо-
образной или гнездовой неправильной формы.
Следует подчеркнуть, что процесс брекчирования дунита в хроми-
товых телах не удается связать с какими-либо внешними тектониче-
скими нарушениями. В столбообразном крутопадающем месторожде-
нии № 6 в Александровском логу (Нижне-Тагильский дунитовый
массив) в различных местах рудного тела наблюдались резко выра-
женные брекчиевидные текстуры, причем обломки дунита, сцементиро-
ванные хромитом, достигали местами нескольких десятков сантимет-
ров в поперечнике.
В тех случаях, когда рудные тела залегают в свежих или слабо-
серпентинизированных дунитах, бросается в глаза обилие в хромито-
вых массах крупных пор и пустот, занятых газами, загорающимися
12
Рис. 8. Полые трещинки контракции в хро-
митовом прожилке. В нижнем левом
углу —• свежий дунит. Нижне-Тагильский
массив, месторождение Госшахта. Нат. вел.
голубым пламенем при проведении взрывных работ *. Химические ана-
лизы газов из руд месторождения Госшахта (Нижне Тагильский дуни-
товый массив) показывают, что они состоят главным образом из водо-
юда с примесью метана и других газов. По всей вероятности, они
педставляют собой продукты распада тех химических соединений,
> »торые обособились в остаточной рудоносной магме в процессе ее
. атвердевания. Морфологические особенности столбообразных рудных
тел и текстур позволяют предполагать, что распад этих соедчненчп
концу процесса рудообразования происходил иногда с внезапным
появлением взрыва, обуслов-
нного высоким внутренним на-
нжением, которое, вероятно,
издавалось газообразными про-
дуктами, обособлявшимися в мо
цент распада, что местами и
могло приводить к брекчиевид-
ым текстурам рудных тел. Мо-
жет быть, с этим связано нали-
е в рудных телах газов (Гос-
шахта и др.) и обилие природных
пустот в рудной массе.
Особое внимание, с генетиче-
кой точки зрения, привлекают
• эавнительно редко распростра-
шные руды нодулярной тексту-
ы, представленные сферической
формы тельцами хромита разме-
ом 5—15 мм и более (рис. 9).
Отдельные шарики, как показало
зучение специально приготов-
енных полированных поверхно-
тей, состоят не из одного зерна,
представляют собой агрегат
различно ориентированных зе-
ен. Промежуточная масса меж-
ду шариками представлена сер-
пентинизированным дунитом.
Границы хромитовых нодулей
шкроскопически более или ме-
нее ровные. Однако как показало микроскопическое изучение мелко-
эдулярных руд одного из Халиловских месторождений на Южном
Урале, периферические зерна хромшпинелидов местами образуют
выступающие острые углы (рис. 10). Присматриваясь ближе к очерта-
ниям внешних границ (особенно в нижней правой части снимка),
-•етрудно заметить по хорошо сохранившейся реликтовой структуре
окружающего серпентинизированного дунита, что эти клинообразные
выступы располагаются на стыке между зернами оливина, т. е. хром-
шпинелидовые зерна являются ксеноморфными по отношению к быв-
шим зернам оливина. Аналогичная картина наблюдается в рудах
с «кольцеобразными» нодулями («леопардовые руды»), в которых
з центре содержатся ядра серпентинизированного дунита (месторож-
дение Ипяг в Нагорном Карабахе, в Армении). Эти данные позволяют
считать, что хромитовая масса нодулей кристаллизовалась уже после
того, как окружающий дунит превратился в твердую породу.
1 Пористые хромиты, содержащие газы, по-видимому, распространены гораздо
шире, чем это известно. Позднее, при процессах массовой серпентинизации, эти поры,
естественно, должны были быть заполнены серпентином и другими минералами, обра-
зующимися совместно с ним.
13
Рис. 9. Зарисовка двух перпендикулярно пришлифованных плоскостей (.4
и Б) одного и того же штуфа нодттярной руды. Шорджинский хромито-
носный массив (Армения). Нат. вел.
Рис. 10. Светлый ореол серпентина (ранней генерации) вокруг хромито
вого нодуля. Окружающий серый фон — серпентинизированный дунит
Халиловский массив (Урал). Прозрачный шлиф. X 16
Рис. 11. Вытянутые нодули хромита (черное) среди точковкрап-
ленной руды. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 12. Гипидиоморфнозернистая структура мелкозернистой
хромитовой руды. Черное — хромшпинелиды; светлое — серпен-
тинизированный оливин. Халиловский массив. Прозрачный
шлиф. X 40
Рудные тела с нодулярными текстурами по своей форме и усло-
®иям залегания ничем существенным не отличаются от обычных гнездо-
вых хромитовых тел. В некоторых месторождениях установлены слу-
чаи перехода нодулярных руд во вкрапленные. Любопытно, что в жило-
образных апофизах хромитовых тел нодули приобретают уплощенную
или удлиненную форму (рис. 11) согласно вытянутости суженных
частей рудных тел, причем резкость границ отдельных нодулей часто
пропадает. Вместо уплощенных шариков здесь наблюдаются скучен-
ные скопления рудных зерен, лишь своей общей формой напоминаю-
щие вытянутые нодули.
Все эти данные позволяют сделать вывод о том, что образование
хромитовых сферических телец происходило, по-видимому, из остаточ-
ных расплавов, подобных тем, из которых образовалось большинство
хромитовых месторождений. Шарообразная форма выделений скорее
всего обусловлена процессом обособления рудного вещества в жидком
виде (в виде капель), подобно тому как это происходит при процессе
ликвации. Однако не следует думать, что эти хромитовые месторожде-
ния принадлежат к числу ликвационных месторождений (в собствен-
ном смысле этого термина), к которым А. Н. Заварицкий справедливо
-относит такие, рудное вещество которых отделялось от материнского
силикатного расплава в ранний период, еще до начала затвердевания
самой магмы. В нашем же случае можно говорить лишь о явлениях
ликвации в остаточном рудоносном расплаве, обособившемся в послед-
ние моменты застывания массива.
Подробная характеристика минеральных срастаний в хромитовых
рудах изложена в ряде работ («Хромиты СССР», т. 1 и 2; Бетехтин,
1937; Соколов, 1948; Павлов, 1949 и др.), ограничимся лишь отдель-
ными наиболее наглядными примерами.
Подавляющая масса хромитовых руд сложена двумя главными
минералами: хромшпинелидом и серпентинизированным оливином, при-
чем количественные соотношения между этими минералами в разных
месторождениях или разных участках колеблются в широких пределах.
Структуры таких руд, залегающих среди дунитов, как правило, гипи-
диоморфнозернистые (рис. 12). Идиоморфные очертания зерен хром-
шпинелидов свидетельствуют об относительно более ранней его кри-
сталлизации по сравнению с оливином.
Весьма характерно, что зерна хромшпинелидов, слагающих руды,
по своим размерам значительно превосходят акцессорные их выделе-
ния в дунитах и обычно достигают нескольких миллиметров в попереч-
нике. В одном из месторождений Шорджинского массива (Армения)
были встречены зерна очень крупных размеров, достигающие 2—3 см
в поперечнике, что можно было наблюдать на поверхности несовер-
шенно отполированных штуфов хромита.
Все это говорит о том, что условия кристаллизации остаточных
рудоносных расплавов несколько отличаются от кристаллизации мате-
ринской магмы.
Изредка в рудах в виде ксеноморфных выделений наряду с оли-
вином или образовавшимся за его счет серпентином встречаются зеле-
ные хромовые гранаты и хромдиопсид. Иногда они в виде тонких
коротких жилок секут хромитовые руды. Однако чаще наблюдаются
несколько более поздние хромсодержащие хлориты, бесцветные или
окрашенные в фиолетовый или зеленый тона — клинохлор (кочубеит),
кеммеририт, родохром (рис. 13). Образование этих хлоритов отлича-
ется от более поздних тонкозернистых хлоритовых агрегатов, возни-
кающих в процессе массовой серпентинизации в результате химиче-
ского взаимодействия с хромшпинелидами, о чем будет сказано ниже
Весьма интересно, что в некоторых крупнокристаллических хроми-
товых рудах (Шорджинский массив) внутри отдельных кристаллов
46
Рис. 13. Срастания хромшпинелидов (черное) с хлоритом (белое) и
пироксеном (левый верхний угол). Халиловский массив. Прозрачный
шлиф. X 16
Рис. 14. Частичный ксеноморфизм хромшпинелидов (черное) по отно-
шению к серпентинизированиым зернам оливина. Халиловский массив
Прозрачный шлиф. Снято с одним николем. X 16
хромшпинелида, павным образом по периферии их, иногда встреча-
ются пойкилитовые включения совершенно свежих мелких кристалли-
ков оливина, тогда как в межзерновом пространстве располагается
ксеноморфный серпентинизированный оливин. Изучение закономерно-
стей расположения этих включений и взаимоотношений их с серпенти-
низированным оливином, выполняющим пространство между зернами
хромшпинелидов, привело к выводу о том, что оливин в остаточном
рудоносном расплаве в данном случае начал выделяться еще до окон-
чания кристаллизации хромшпинелидов, но главная масса его образо-
валась после их кристаллизации.
Любопытно, что во вкрапленных рудах, встречающихся иногда
среди гарцбургитов, хромшпинелидовые зерна по отношению к зернам
Рис. 15. Аллотриоморфная структура хромитовой руды из столбооб-
разного рудного тела в гарцбургите. Черное — хромшпинелид, свет-
лое— хлорит. Халиловский массив. Прозрачный шлиф. Снято
с одним николем. X 16
серпентинизированного оливина обнаруживают признаки частичного
ксеноморфизма, тогда как они явно идиоморфны по отношению к ром-
бическому пироксену. К этому следует добавить, что для хромитовых
руд, богатых окисью хрома, типичных сидеронитовых структур вообще
не наблюдается.
Следует оговориться: было бы неправильным представлять, что
хромшпинелиды всегда идиоморфны по отношению к оливину. В неко-
торых густовкрапленных хромитовых рудах Халиловского массива
(Южный Урал) наряду с явно идиоморфными рудными зернами
(рис. 14) наблюдались такие, по периферии которых можно видеть
частичный ксеноморфизм по отношению к бывшим зернам оливина
(Бетехтин и Кашин, 1937; Бетехтин, 1940). Иногда можно встретить
типичную аллотриоморфную структуру руды (рис. 15). Не совсем пра-
вильной формы зерна хромшпинелидов местами явно идиоморфные,
местами ксеноморфные по отношению к силикатам (оливину и пирок-
сену), свидетельствуют о кристаллизации их одновременно с силика-
тами или после них.
В заключение характеристики хромитовых руд остановимся на
тех микротекстурных их особенностях, которые обусловлены процес-
18
Риг. Jfi Слзбожтзмо^лэс'ваиные па трёщи%кам
зерна хромшпинелидов. Светлое — неметаморфизо-
ванные участки; черное — метаморфизованные кай-
мы. Месторождение Верблюжьих гор (Урал). По
С. А. Кашину. Прозрачный шлиф. Снято с одним
никелем. X 11
Рис. 17. Реакционные каймы
вокруг зерен хромшпинелидов.
Светлое — неметаморфизован-
ные зерна хромшпинелидов;
темно-серое—серпентин. Шор-
джинский хромитонесный мас-
сив. Полированный шлиф. ХЗО
Рис. 18. Губкоподобные массы
нацело метаморфизованных зе-
рен хромшпинелИдов (серое)
с включениями серпентина
(темное). Шорд«<инский хро-
иитоносный массив. Полиро-
ванный шлцф. х 30
сами метаморфизма в связи с массовой серпентинизацией ультраоснов-
ных пород. При микроскопическом изучении установлено, что такие
устойчивые в химическом отношении минералы, как хромшпинелиды,
при процессе серпентинизации испытывают не только динамические
воздействия, но и подвергаются химическим изменениям.
Уже давно было замечено, что в тонких шлифах среди хромшпи-
нелидов, просвечивающих красно-оранжевым цветом, по периферии
зерен и вдоль трещин наблюдаются каймы, жилки и узлы непрозрач-
ного черного вещества, развивающегося метасоматическим путем
(рис. 16). В полированных шлифах эти непрозрачные жилки и каймы
выглядят более светлыми по сравнению с неизмененной массой хром-
шпинелидов, что особенно хорошо видно при рассматривании шлифов
с помощью иммерсионных объективов и кедрового масла. Подобные
явления метаморфизма для разных месторождений можно наблюдать
в самых различных стадиях, начиная от еле заметных изменений или
реакционных кайм (рис. 17) и кончая полным разложением хромшпи-
нелидов и превращением их в губкоподобные массы новообразований
(рис. 18). Устанавливается прямая связь между степенью метамор-
физма рудных зерен и степенью серпентинизации вмещающих пород.
Сопоставление химических анализов с данными минераграфиче-
ских исследований (Бетехтин и Кашин, 1937) привело к весьма инте-
ресным выводам. Выяснилось, что в начальных стадиях метаморфизма
происходит окисление закисного железа в хромшпинелидах в окисное,
т. е. имеет место процесс, аналогичный мартитизации магнетита. При
этом в сильнометаморфизованных рудах, как это доказано С. А. Каши-
ным (1937) для Верблюжьегорского месторождения, происходит нару-
шение и распад кристаллической структуры хромшпинелидов (рентге-
нограммы показывают, что нацело метаморфизованные их зерна ведуг
себя, как аморфные тела). При этом такие элементы, как алюминий
и магний, входящие в состав хромшпинелидов, будучи свободными от
структурных связей в кристаллической структуре шпинели и реагируя
с серпантиновыми растворами, образуют вторичные хлориты, наблю-
дающиеся как по периферии, так и в ячейках губчатых масс хромита
совместно с серпентинитом (см. рис. 18).
В сильнометаморфизованных рудах Верблюжьегорского месторо-
ждения С. А. Кашин установил также, что окись железа иногда дает
новообразования в виде мельчайших зернышек гематита. Все эти хими-
ческие особенности преобразования хромшпинелидов совершенно опре-
деленно говорят о том, что их метаморфизм протекал в условиях окис-
лительной обстановки, возникающей при процессах серпентинизации
ультраосновных пород. Химические анализы самих серпентинитов,
как правило, показывают явно повышенное (по сравнению с первич-
ными породами) содержание трехвалентного железа. В некоторых
серпентинитах почти все железо присутствует в виде окиси.
ГЛАВА II
ПЛАТИНОВЫЕ РУДЫ
Платиноносные хромитовые месторождения, характерные для
некоторых металлогенических провинций, как это было доказано
(Бетехтин, 1935), в геологическом и генетическом отношениях не отли-
чаются сколько-нибудь существенно от обычных хромитовых месторо-
ждений, не содержащих платины в промышленных количествах. Пла-
тиновые минералы парагенетически настолько тесно связаны с хром-
шпинелидами, что практически, говоря о месторождениях платины,
в сущности имеют в виду хромитовые рудные тела (Бетехтин, 1935).
Макроскопически выделения самородной платины даже опытным гла-
зом наблюдаются крайне редко и преимущественно в тех случаях,
когда ее содержание в руде достигает нескольких сотен граммов на
тонну. В полированных штуфах из таких руд платина встречается
в виде редких, обычно очень неравномерно распределенных ксеноморф-
ных зернышек. Нередки случаи гнездовых скоплений их в хромитовой
массе. Так называемые «хромитовые» самородки плагины, получаю-
щиеся в концентратах на обогатительной фабрике, как раз и представ-
ляют такого рода гнездовые скопления платиновых зерен. В полиро-
ванных шлифах под микроскопом явно бросается в глаза ксеномор-
физм платины по отношению к хромшпинелидовым зернам (рис. 19)
В рудных телах, исключительно богатых платиной, встречались
типичные самородки (до 500 г) с очень незначительными включениями
хромшпинелида, оливина, реже других минералов. Однако в перифе-
рических частях такие самородки сильно обогащены зернами хром-
шпинелидов и постепенно переходят в окружающий сплошной хромит.
Характерно, что в рудных прожилках или жилах, четко отграни-
ченных от вмещающего дунита, как показывает опробование руд,
содержание платины резко падает за пределами хромитовой массы
(во вмещающем дуните). В рудах с полосчатой текстурой, богатых
платиной, последняя наблюдается в виде цепочек зерен, следующих
в том же направлении, что и хромшпинелиды (рис. 20).
В рудах с брекчиевидной текстурой, местами постепенно сменяю-
щейся петельчатой текстурой замещения рудным веществом дунита,
скопления самородной платины располагаются только среди хромита,
как бы обволакивая совместно с ним обломки дунита (рис. 21). Этот
факт подчеркивает тесную связь во времени образования самородной
платины и выделений хромита и убеждает в неправильности прежних
представлений. Даже в тех случаях, когда выделения платиновых
минералов в дуните не сопровождаются макроскопически видимыми
скоплениями хромита, при микроскопическом изучении всегда устанав-
ливается тесная ассоциация их с зернами хромшпинелидов. Все это
совершенно определенно говорит о том, что минералы группы пла-
21
Рис. 19. Ксеноморфизм само-
родной платины (белое) по
отношению к зернам хромшпи-
нел и да (серое). Н ижнс-Т агилъ-
скнй дуниговый массив. По-
лированный шлиф. X 10
Рис. 20. Цепочка зерен плати-
ны (белое) и хромшпннелвда
(темно-серое) в серпентиннзн-
ров айном дуните (светло-се-
рое). Нижне-Тагильский дуни-
товый массив. Полированный
штуф. >< 5
Рис. 21. Гнездообразные скопления самородной пла-
тины (белое) среди хромита (черное), цементи-
рующего обломки серпеитинизнрованного дунита
(серое) Нижне-Тагильский душповын массив. По-
лированный шлиф. X 2
нны выпадали в результате распада тех же соединений, из которых
образовались и хромшпинелиды.
Детальное изучение возрастных взаимоотношений рудообразую-
IX минералов показывает, что платина (поликсену, как правило,
кристаллизуется после хромшпи-
елидов, а также оливина (в све-
«их дунитах) и диаллага (в пиро-
жсенитах), но обычно до минералов
невматолито-гидротермального
происхождения (хромгранатов,
хромдиопсида, хромхлоритов и др.).
Даже в тех случаях, когда выделе-
1Я самородной платины наблюда-
ются в виде более или менее идио-
орфных вкраплений среди хроми-
овой массы, всегда удается заме-
ить признаки, указывающие на от-
осительно более позднюю кристал-
тзацию поликсена. Кроме того,
эчень часто в полированных шли-
фах обнаруживаются признаки
разъедания ксеноморфными зерна-
ми платины кристаллов хромшпи-
Рис. 22. Разъеданий платиной (белое)
идиоморфных зерен хромшпинелида (се-
рое). Черное—хлорит. Нижне-Тагиль-
ский дунитовый массив. Полированный
шлиф. Х90
нелидов (рис. 22).
Из минералов спутников поликсена наиболее часто встречается
в очень небольших количествах осмистый иридий. Он наблюдается
либо в виде одиночных пластинчатых кристалликов в массе платины
Рис. 23. Пластинчатые кри-
сталлики осмистого иридия
(рельефное) в самородной
платине (белое). Черное —
хромит. Нижне-Тагильский ду-
нитовый массив. Полирован-
ный шлиф. X 100
Рис. 24. Сростки пластинча-
тых кристаллов осмистого ири-
дия (рельефные пластинчатые
зерна) в платине (белое).
Темно-серое — хромшпинелид.
Нижне-Тагильский дунитовый
массив. Полированный шлиф.
X ПО
(рис. 23), либо в виде скелетных сростков (рис. 24). Характерно, что
(несмотря на то что элементы Os, Ir, Ru и другие изоморфно замещают
друг друга в группе осмистого иридия) иногда в одном и том же
шлифе встречаются пластинки осмистого иридия, различающиеся по
Г 23
твердости, оттенкам и анизотропии. В одном из шлифов россыпной
платины из северных районов была встречена совершенно черная, гра-
фитовидная, с низкой твердостью разновидность минерала этой группы,
которая, вероятно, представлена осмитом (?).
В рудных телах, содержащих платину, богатую иридием, нередко
в зернах поликсена удается заметить рельефные выделения более твер-
дой разновидности. Как показал фракционный анализ, вопреки преж-
ним предположениям эти выделения представляют собой не иридий,
а богатую иридием платину. Характерно, что поликсен с содержанием
растворимого в нем иридия до 6—7% не обнаруживает подобных
включений. Они наблюдаются лишь в тех зернах поликсена, в которых
общее содержание иридия достигает 10—20%. Иногда эти выделения
богатой иридием платины встречаются в поликсене в виде мельчайших
включений, нередко напоминающих продукты распада твердых раст-
воров. Однако изучение А. В. Немиловым (1929) свойств сплавов пла-
тины с различным содержанием иридия не показало каких-либо син-
гулярных’ точек, которые указывали бы на распад твердых растворов.
В одном из месторождений были встречены любопытные срастания
платины с сульфидами меди. Обычно выделения платины являются
идиоморфными по отношению к сульфидам, однако здесь платина и
сульфиды как бы сообща заполняют пространство между идиоморф-
ными выделениями хромшпинелидов (рис. 25). Иначе говоря, они обра-
зовались одновременно как последние минералы при кристаллизации.
Этот факт имеет то значение, что из остаточных растворов кри-
сталлизовалась не только платина, но и другие минералы (сульфиды,
хромовые хлориты), имеющие уже гидротермальное происхождение.
Редко наблюдавшиеся срастания платины с хромгранатами, хромдиоп-
сидом, хромвезувианом в таком случае указывают на более высокие
температуры выпадения платины (в пневматолитический этап).
Иногда в хромитовых рудах встречаются великолепно образован-
ные кристаллики поликсена среди зерен хромита (рис. 26). Можно
подумать, что такие кристаллики здесь выпадали еще до кристалли-
зации хромшпинелидов. Однако тот факт, что они наблюдаются только
в тех случаях, когда скопления поликсена в главной массе являются
явно ксеноморфными по отношению к зернам хромшпинелидов, а ме-
стами нередко разъедают их, заставляет предполагать, что кристал-
лики поликсена в этих случаях все же являются не чем иным, как мета-
кристаллами, т. е. они развивались метасоматическим путем.
Таким образом, обзор всех условий выделения платины позволяет
говорить о том, что она выпадала в широком диапазоне физико-хими-
ческих условий, в частности температуры.
В минералах самородной платины весьма интересны процессы
химического метаморфизма в связи с серпентинизацией (Бетехтин,
1935; Betechtin, 1961). Наиболее легко химическому изменению под-
вергаются бедные иридием разновидности платины (поликсен). Про-
дукты метаморфизма отчетливо выступают при структурном травлении,
так как метаморфические разновидности платины травятся гораздо
легче по сравнению с первичной (неметаморфизованной) платиной.
Как показывают результаты травления, новообразования развиваются
метасоматическим путем в виде реакционных кайм (рис. 27), вдоль
границ с серпентином, вокруг зерен хромшпинелидов и, конечно, вдоль
трещин в зернах и границ между ними в скоплениях платины агрегат-
ного строения. При применении соответствующих реагентов выявляется
тонкозернистое внутреннее строение метаморфических разновидностей
платиновых минералов. При этом одни разновидности представлены
грубоволокнистыми неправильными агрегатами, вытянутыми в направ-
лении от периферии к центру (см. рис. 27); в других случаях можно
наблюдать более грубую зернистость, но с явно выраженным
24
полисинтетически двойниковым строением зерен новообразований
Весьма любопытно, что наиболее богатые медью разновидности
платины (купроплатина) обладают способностью переотлагаться в сер-
Рис. 25. Срастание платины (белое) с сульфидом меди (серое). Чер-
ное — хромшпинелпды. Нижне-Тагильский дунитовый массив. Полиро-
ванный шлиф. Х90
Рис. 26. Ксеноморфные выделения и включения кристалликов поли-
ксена (белое) в хромшпинелиде (темно-серое). Нижне-Тагильский
дунитовый массив. Полированный шлиф. X 90
пентиновых прожилках (рис. 28). В других случаях тончайшие жилки
купроплатины проникают вдоль границ между хромитом и серпенти-
ом, либо располагаются в серпентине без какой-либо закономерности.
Сравнительно редко в купроплатине после травления наблюда-
ются типичные дендритовые структуры (рис. 29). Подобного рода
структуры часто наблюдались автором в сплавах чистой платины
25
Рис. 27- Выделение платины, протравленное царской
водкоД- Кайма купроплатины (серое разных оттенков),
расположенная на границе хромшпинелидовых зерен
(темн<?’ссР°е). имеет грубоволокнистое строение. Ниж-
не-Тагильский дунитовый массив. Полированный шлиф.
X 90
риС 28. Жилки медистой платины (белое), переотло-
женной вдоль границ сильно серпентинизированных
ъерен дунита выл
массив. Полированный шлиф. X 140
медью. Однако не удалось выяснить, имеют ли эти искусственно
заученные структуры отношение к тем, что наблюдаются в природе.
В редких случаях в рудах, подвергшихся слабому динамическому
воздействию, купроплатина наблюдалась в виде неправильных полос
колец, более или менее параллельных наружным очертаниям полик-
еновых зерен. Чем вызва-
о проявление этих особен-
остей вторичной платины
полной вероятностью не
.алось установить.
Иногда, главным обра-
0У1 в обогащенном при-
мем поликсене, при про-
тилжительном травлении
арской водкой выявляют-
я признаки отдельности, а
естами и четко выражен-
ий спайности (рис. 30).
Ориентировка этих трещин
олыпей частью строго за-
ономерна. Впервые это
явление было открыто
Е Гуссак (Hussak, 1904),
который эти штрихи оши-
Рис. 29. Дендритовая структура купроплатины.
Нижне-Тагильский дунитовый массив. Полиро-
ванный шлиф. X 120
очно принял за пластинки
шдосмина. Согласно нашим исследованиям, иридосмин настолько
верд, что выступает на полированной поверхности в виде рельефных
щетинок и не травится сильными кислотами. Кроме того, иридосмин
Рис. 30. Трещинки спайности в поли
ене, выявленные травлением цар-
кой водкой. Темное — хромит. Ниж-
‘-Тагильский дунитовый массив.
Полированный шлиф. Х80
Рис. 31. Втеки купроплатины (бе-
лое) по трещинкам в зернах хромита
(серое). Нижне-Тагильский дунито-
вый массив. Полированный шлиф.
X 72
'разуется еще до кристаллизации самой платины. Таким образом,
трудно себе представить закономерные вростки иридосмина в кристал-
лах плагины. Эго тем более мало вероятно, что иридосмин огно-
_ тся к гексагональной системе, с платиной не образует твердых рас-
творов и, следовательно, не может быть никакой речи о явлениях рас-
да их.
Любопытно, что иногда в поликсене на границе с зернами хромита,
>0У1е каемок купроплатины, развивается ореол пластинчатых новооб-
юваний вдоль трещин спайности.
27
Чрезвычайный интерес представляют формы зерен купроплатины
среди хромитовых участков, испытавших динамические воздействия.
Так, на рис. 31 хорошо видно, как купроплатина образует как бы
втеки по трещинам в окружающий хромит. Платина в сильно раздроб-
ленном хромите (рис. 32) цементирует все мельчайшие обломки хро-
мита.
Рис. 32. Платина (белое) цементирует обломки
зерен хромита (серое). Черное — серпентин.
Нижне-Тагильский дунитовый массив. Полиро-
ванный шлиф. X 96
Специально проведенные фракционные химические анализы мето-
дом вытяжки1 показали, что метаморфизованные участки весьма
существенно отличаются по составу от первичной платины, за счет
которой они образовались. Особенно бросается в глаза резкое увели-
чение содержания в них меди, никеля, а также железа. В то время
как в первичной платине содержание меди и никеля обычно не превы-
шает десятых долей про-
цента, в метаморфических
каемках платины содержа-
ние меди достигает 8—10 и
даже 14%, никеля 3—4%,
а железа 15—17% (против
9— 11 % в незатронутых ме
таморфизмом ядрах само-
родной платины).
Таким образом, в про-
цессе химического метамор-
физма платины явно проис
ходит привнос в платину
меди, железа и никеля. Ис-
точником никеля и железа]
в метаморфизующих рас-
творах являлся, очевидно,
оливин, в котором содержа-
ние NiO, как правило, всю-
ду достигает 0,2—0,3%, а
FeO 7—9%. Что касается
меди, то она заимствуется
из сульфидов (кубанита и
халькопирита), иногда присутствующих среди руд или дунита в виде
редкой вкрапленности и разлагающихся при серпентинизации. При
этом часть меди среди серпентина выпадает на месте сульфидов в са-
мородном виде и нередко переотлагается в серпентиновых прожилках.
Новообразования платины, обогащенные медью, никелем и желе-
зом, в сущности представляют собой не что иное, как твердые растворы
и интерметаллические соединения переменного состава (купроплатина,
никелистая платина и др.).
Их образование связано, очевидно, с начальным периодом серпен-
тинизации, поскольку около прожилков серпентина относительно
более позднего происхождения мы не наблюдаем никаких метаморфи-
ческих изменений в самородной платине. При этом вхождение меди,
никеля и железа в состав первичной платины при ее метаморфизме
могло происходить лишь в виде электрически нейтральных атомов,
т. е. в условиях относительно восстановительной среды, обусловленной,
очевидно, водородом, который занимает миароловые пустоты как в са-
мом дуните, так и в пористом хромите.
1 Поскольку новообразования легко травятся царской водкой, полученные при
механическом обогащении зерна платины из данного образца подвергались перво-
начально растворению в разбавленной кислоте; фильтрат анализировался отдельно
от нерастворившегося остатка зерен платины.
ГЛАВА III
ТИТАНОВЫЕ РУДЫ
К титановым рудам относятся ильменнт-магнетитовые, ильменит-
гематнтовые и ильменитовые руды, широко распространенные на зем-
ном шаре в тесной генетической связи с основными и ультраосновными
интрузивными породами, относительно богатыми кальцием — габбро,
пироксенитами (диаллагитами), реже верлитами (диаллагсодержащими
перидотитами), анортозитами, а также метаморфическими их разно-
стями, преимущественно амфиболитами.
Установлено, что образование этих месторождений происходило
при кристаллизации силикатных расплавов в позднемагматическую
стадию формирования массивов основных изверженных пород. Однако
в отличие от хромитовых месторождений рудное вещество в остаточ-
ных расплавах, насколько можно судить по сидеронитовой структуре,
кристаллизовалось после силикатов — диаллага, оливина, полевых
шпатов (А. Н. Заварицкий, 1937). Лишь в редко встречающихся среди
верлитов и гортонолитов промежуточных по составу хромо-титаномаг-
нетитовых рудах кристаллизация силикатов и рудных минералов про-
исходила более или менее одновременно.
Ильменит-магнетитовые руды. Эти руды наиболее распространены.
В составе их главные рудные минералы представлены магнетитом и
ильменитом. В качестве второстепенных присутствуют гематит и суль-
фиды (пирит, пирротин, халькопирит, реже борнит, иногда кубанит,
пентландит и др.). К числу главных нерудных минералов принадлежат
оливин, моноклинный пироксен (диопсид или диаллаг), основной пла-
гиоклаз, роговая обманка, ромбический пироксен. Почти повсеместно
присутствует — шпинель (плеонаст, герцинит), в некоторых случаях
хёгбомит. Весьма разнообразны минералы, возникающие в процессе
гидротермального изменения руд. В зависимости от состава первичных
минералов в различных сочетаниях наблюдаются серпентин, тальк, хло-
рит, актинолит, роговая обманка, гранат, биотит, эпидот, кальцит, а из
рудных—гематит и иногда гидроокислы железа.
По количественным соотношениям рудных и нерудных минералов
различаются сплошные и вкрапленные руды.
Большинство минералов, входящих в состав титановых руд, встре-
чаются в виде твердых растворов или значительно чаще в виде тонких
взаимных прорастании, представляющих собой продукты распада твер-
дых растворов.
Поскольку такие прорастания имеют важное значение для выясне-
ния условий формирования руд и существенно определяют наименова-
ние выделяемых типов руд (Малышев, 1957), характеризуем некоторые
наиболее распространенные срастания.
Магнетит и ильменит чаще всего встречаются в виде пластинчатых
или решетчатых срастаний, в которых разнообразные по величине пла-
29
стинки ильменита располагаются параллельно плоскостям октаэдра
в магнетите, образуя тонкую решетку (рис. 33). Такие срастания, в соот-
ветствии с укоренившейся традицией, мы будем называть титаиомагне-
титом.
Эти срастания в неметаморсризованных рудах отличаются геомет-
рической правильностью и очень равномерным распределением включе-
ний ильменита в зернах магнетита. То, что они образуются действи-
тельно в результате распада твердого раствора, подтверждено экспери-
ментальными исследованиями (Ramdohr, 1926). Распад ильменит-маг-
нетитовых твердых растворов происходит
при температурах 400—
700° С. Форма и размеры
включений
делившихся
зависят от
дого раствора, скорости ох-
лаждения и присутствия
минерализаторов.
Титаномагнетит являет-
ся главным минералом иль-
менит-магнетитовых руд.
В зернах титаномагне-
гита часто встречаются
включения шпинели (плео-
наста или герцинита) в ви-
де тонких, коротких пла-
стинок, веретенообразных
телец, игл или разрознен-
ных зернышек (рис. 34).
Пластинки шпинели обыч-
но приурочены к плоско-
стям (100) магнетита. Ино-
гда они окаймляют включе-
ния ильменита. Количество
Рис. 33. Титаном агиетит. Решетчатые срастания
ильменита (темно-серое) с магнетитом (серое).
Белое — гематит. Шишимская копь (Урал). По
В. С. Мясникову. Полированный шлиф. X 90
ильменита, вы-
при распаде,
состава твер-
шпинели варьирует в широких пределах и, как правило, включения
распределены в зернах магнетита весьма неравномерно. Шпинель
обычно обособляется позднее пластинок ильменита.
В ряде месторождений в виде продуктов распада в магнетите встре-
чается железо-титановая разновидность шпинели — «ульвошпинель»,
или «ульвит» (Ramdohr, 1953). Она образует тончайшею сетку в магне-
тите (рис. 35) и очень трудно отличается от аналогичных по форме
срастаний ильменита. Обособление ульвошпинели происходит в усло-
виях дефицита кислорода, т. е. при избытке FeO. Ульвошпинель легко
окисляется и переходит в ильменит.
Обособленные зерна ильменита в этих рудах наблюдаются в резко
подчиненном количестве по отношению к титаномагнетиту. Однако изве-
стны руды, где содержание ильменита достигает 50%. Микроскопиче-
ское изучение показывает, что в большинстве случаев ильменит также
в качестве продуктов распада содержит то или иное количество вклю-
чений магнетита в виде тонких параллельных пластинок, приуроченных
к плоскостям отдельности по (0001) ильменита (рис. 36). Такой ильме-
нит иногда называют магнетоильменитом (Ramdohr, 1960).
Титаномагнетит в виде акцессорного минерала присутствует во
всех представителях основных пород — габбро, диаллагитах, диабазах,
базальтах и др. Ксеноморфные зерна титаномагнетита располагаются
в пространствах между зернами силикатов (рис. 37). В глубинных поро-
дах (габбро, диаллагитах, реже верлитах, оливинитах) часто наблю-
даются скопления титаномагнетита в виде густой вкрапленности или
шлировых обособлений. Они преимущественно приурочены к мелано-
30
Рис. 34. Пластинки и разрозненные зернышки шпинели (чер-
ное) в зерне титаномагнетита (серое). Более крупные темно-
серые пластинки — ильменит. Копайское месторо?кдение
(Урал). По В. С. Мясникову. ’ Полированный шлиф. Снято
в скрещенных никелях. X 400
Рис. 35. Срастание ульвошпинели (серое), шпинели (черное)
и ильменита (темно-серое) с магнетитом (светло-серое). Вере-
тенообразные тельца шпинели пересекают пластинку ильме-
нита. Месторождение Малый Куйбас (Урал). По В. С. Мяс-
никову. Полированный шлиф. Снято в иммерсии. X 1000
Рис. 36. Крупное выделение магнетоильменита, расчлененное на более
мелкие зерна (белое), среди мелкозернистого ильменит-магнетптового
агрегата. В ильмените видны параллельные пластинки магнетита
(черное), по ориентировке которых можно судить о некотором сме-
щении мелких зерен по отношению друг к другу. Кусинское место-
рождение (Урал). По В. С. Мясникову. Полированный шлиф. Про-
травлено НС1. X 40
Рис. 37. Ксеноморфные выделения магнетита (черное) и шпинели (тем-
но-серое) в габбро. 1 — моноклинный пироксен; 2—плагиоклаз. Денеж-
кин камень (Урал). Прозрачный шлиф. Снято с одним никэлем. X 20
кратовым габбро или бесполевошпатовым пироксенитам. Такие вкрап-
ленные руды в отдельных массивах слагают крупные рудные тела.
Текстурные особенности вкрапленных руд находятся в зависимо-
сти от текстуры самих пород. Мелкие шлировые скопления титаномаг-
Рис. 38. Мелкие шлировые скопления титаномагнетита (белое)
в оливиновом пироксените. Висимское месторождение (Урал).
По И. К. Латыш. Полированный штуф. Нат. вел.
петита обычно распространены в породах такситовой текстуры, не
обладающих каким-либо закономерным расположением составных
частей в пространстве. В качестве примера можно привести оливиновые
Рис. 39. Сидеронитовая структура оливпнового пироксенита. Черное —
титаном агнетит; серое — силикаты. Висимское месторождение. По
И. К Латыш. Прозрачный шлиф. Снято с одним никелем. X 38
пироксениты Висимского месторождения на Урале (Латыш, 1960),
содержащие тонкую вкрапленность и мелкие шлировые скопления тита-
номагнетита (рис. 38). Особенности срастаний минеральных зерен
в них отчетливо выявляются при наблюдении под микроскопом
в прозрачных шлифах. Как видно на рис. 39, ксеноморфные
зерна титаномагнетита выполняют пространства между зернами оли-
33
Рис. 40. Шлировидные выделения и вкрап-
ленность титаномагнетита (белое) в диалла-
гите. Качканарское месторождение. Полиро-
ванный штуф. Нат. вел.
вина и моноклинного пироксена (диопсид-диаллага), образуя сидеро-
нитовую структуру. Округленные очертания зерен оливина и пироксена
свидетельствуют о коррозии их магнетитом.
Аналогичные шлирово-вкрапленные текстуры наблюдаются в рудах
Качканарского месторождения (Урал), где, по данным А. И. Фадеичевг
(1961), оруденение приурочено преимущественно к неоднородным по-
текстуре, неравномернозернистым диаллаговым пироксенитам. иногда
оливинсодержащим (рис. 40).
Рудные шлиры, как показывает микроскопическое изучение, сло-
жены ильменит-магнетитовыми агрегатами аллотриоморфнозернистой
структуры (рис. 41). Полиго-
нальные зерна магнетита
содержат в качестве продук-
тов распада твердого рас-
твора тончайшие пластинки
ильменита и разнообразные
по форме включения шпи-
нели. Последняя в виде ксе-
номорфных выделений на-
блюдается иногда и в проме-
жутках зерен оливина и диал-
лага. Ксеноморфные по отно-
шению к магнетиту зерна
ильменита всегда содержат
включения тонких пластинок
магнетита (рис. 42).
В породах, характеризую-
щихся полосчатой текстурой,
рудные выделения ориентиро-
ваны в направлении общей
вытянутости минеральных аг-
регатов, состоящих из сили-
катов. Так, в полосчатых габ-
бро Висимского месторожде-
ния, в которых наблюдается
чередование меланократовых и лейкократовых полос, вкрапленность
титаномагнетита приурочена к полосам меланократового габбро (рис.
43) Благодаря тому что титаномагнетит выделялся в числе последних
магматических минералов, как бы цементирующих ранее выделив-
шиеся силикаты, линейное расположение рудных минералов выражено
не столь четко, как в аналогичных случаях для хромитовых вкраплен-
ных руд. Несмотря на наблюдаемое макроскопически четкое полосча-
тое строение породы, выделения титаномагнетита в полированных
штуфах имеют неправильные формы.
Однако в богатых титаномагнетитом породах, в частности в габбро,
возникающих при кристаллизации магмы, подвергшейся расслоению
вследствие движения еще до момента ее кристаллизации, наблюдаются
явно обособленные полосы более или менее сплошного титаномагне-
тита. Границы рудных выделений в таких породах макроскопически
кажутся довольно резкими, особенно по контакту с полевошпатовой
массой. Лишь под микроскопом в полированных или прозрачных шли-
фах можно наблюдать местами постепенные переходы от сплошного-
титаномагнетита к титаномагнетиту, вкрапленному в пироксеновых или
роговообманковых полосах.
В некоторых месторождениях, например в Маткальском (Южный
Урал), в амфиболизированном и соссюритизированном габбро наблю-
даются серии параллельно ориентированных тонких жилок сплошного
титаномагнетита мощностью от нескольких миллиметров до несколь-
34
ia сантиметров. Л1естами они соединяются, образуя одну или несколько
лее мощных жил. Наряду с этим тут же иногда наблюдаются жилки
рапленных рудных выделений, слагающих местами оруденелые зоны,
Рис. 41. Аллотриоморфнозернистая структура ильмеянт-маг-
нетитового агрегата. Светло-серое — магнетит; темно-серое —
ильменит. Черное—силикаты. Качканарское месторождение.
Полированный шлиф. Снято в иммерсии. Х90
Рис. 42. Ксеноморфное зерно ильменита (серое) между зер-
нами магнетита (светло-серое). В магнетите видны точечные
включения шпинели. Черное — выбоины. Качканарское место-
рождение. Полированный шлиф. Снято в иммерсии. X 50
| стоящие из отдельных «струек» вкрапленного титаномагнетита
(рис. 44).
Часто в рудах, кажущихся макроскопически сплошными, в полиро-
ванных штуфах устанавливаются довольно обильные включения сили-
катов (пироксена, оливина, плагиоклаза), обычно сильно измененных.
При рассматривании таких руд под микроскопом в прозрачных и поли-
35
рованных шлифах легко видеть явно идиоморфные очертания зерен сили-
катов по отношению к магнетиту. В рудах, залегающих в породах с по-
лосчатой текстурой, наблюдается линейноу расположение силикатных
Рис. 43. Перемежаемость полос орудеиелого меланократового габбро
с полосами плагиоклазово-_роговообманков0го состава. Белое____пла-
гиоклаз; черное — роговая обманка; серое ___ магнетит. Висимское
месторождение. По И. К. Латыш. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 44. Полосчатая текстура титаномагнетитовой руды из краевых частей руд-
ной залежи. Серое — титаномагнетит; черное — Силикаты. Маткальское место-
рождение. По О. В. Карповой. Полированный штуф. Нат. вел.
включений (рис. 45). В самих силикатах в виде пойкилитовых включе
ний встречаются мельчайшие зерна магнетрта или ильменита. Послед'
ний иногда наблюдается в зернах пироксера в виде тонких пластинок,
образующихся, очевидно, в результате расрада твердого раствора.
В диаллагитах и габбро-амфиболитах нередко устанавливаются
также линзовидные выделения почти сплорщорр титаномагнетита, сле-
дующие иногда параллельно друг другу нр значительном протяжении
36
в виде зоны обогащенных участков Размеры отдельных линзовидных
тел варьируют в широких пределах: мощность линз изменяется от сан-
тиметров до дециметров, а длина от нескольких десятков сантиметров
до десятков метров, они представляют иногда хорошо выраженные
жилообразные тела, вытянутые параллельно полосчатости пли сланце-
затости
Наряду с этим довольно часто можно наблюдать типичные про-
жилки титаномагнетита (мощностью от миллиметров до нескольких
сантиметров), секущие полосчатые породы с зонами вкрапленного тита-
номагнетита Резкие границы прожилков говорят о том, что они обра-
зовались после того, как материнская порода успела застыть (рис 46).
По наблюдениям О А Воробьевой (194b) на восточном склоне
горы Синей (Баранчинский район на Северном Урале) прожилки тита-
номагнетита мощностью до 15 см рассекали не только полосчатый
рудоносный пироксенпт, но также пегматоидные его разности с крупно-
зернистыми массами и даже габбро-пегматит В самом габбро-пегма-
тите так же, как и в пегматоидных разностях пироксенита, наблюда-
лась вкрапленность титаномагнетита, по времени, очевидно, связанная
с кристаллизацией этих пород
Все эти факты говорят о том, что обособление титаномагнетитовых
руд из остаточных расплавов будучи приурочено к концу процессов
формирования массивов основных и ультраосновных пород происходило
з разные стадии относительно более ранние выделения приурочены
к концу кристаллизации рудоносных дериватов магмы (пироксенитов и
габбро), более поздние, прожилковые формы выделений являются
в сущности уже эпигенетическими по отношению к рудоносным поро-
дам Иначе говоря, последние порции рудного вещества, обособившиеся
от силикатной части, некоторое время сохранялись в жидком состоя-
нии, вплоть до окончания кристаллизации габбро-пегматитов При
этом, по-видимому, важную роль играли минерализаторы, накапливав-
шиеся в остаточных расплавах. С ними, очевидно, связаны также часто
наблюдаемые явления уралитизации пироксена около рудных выделе-
ний в породах, не подвергшихся позднейшим гидротермальным изме
нениям или слабо затронутых ими
Существенные изменения в структурных взаимоотношениях мине-
ралов, слагающих ильменит-магнетитовые руды, происходят в резуль-
тате процессов метаморфизма С этой точки зрения представляют инте-
рес руды Копайского и Кусинского месторождений, расположенных
в различной степени метаморфизованных основных породах западного
склона Урала Эти месторождения детачьно изучались В С Мяснико-
вым и О В Карповой
В Копайском месторождении жидообразные тела сплошных и
вкрапленных руд залегают в слабоизмененном габбро и имеют резкие
контакты с вмещающими породами. В лежачем боку рудных залежей,
сложенных сплошными рудами, залегают пластообразные тела габбро-
пегматита и лейкократового такситового габбро с участками анорто-
зита. Взаимоотношения между рудными телами и габбро-пегматитами
не совсем ясны
Сплошные руды, по данным В. С Мясникова (1959), имеют часто
пятнистую текстуру (рис 47), обусловленную включениями в рудной
массе реликтовых зерен пироксена, обычно замещенного агрегатом тон-
кочешуйчатого хлорита. В краевых частях залежей, преимущественно
в висячем боку, наблюдаются грубополосчатые текстуры из чередую-
щихся полос сплошного титаномагнетита и силикатов Они постепенно
переходят в габбро с редкой вкрапленностью титаномагнетита. Отме-
чаются следы смятия и дробления в агрегатах титаномагнетита.
Полосчатые руды особенно широко распространены в рудах Ши-
шимского месторождения (сходного с Копанским), где, по данным
37
Рис. 45. Сплошная титаномагнетитовая руда полосчатой текстуры. Полосча-
тость обусловлена линейным расположением силикатов (черное). Висимское
месторождение. По И. К. Латыш. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 46. Прожилок титаномагнетита (белое) в габбро с рудной вкрапленно-
стью. Маткальское месторождение. По О. В. Карповой. Полированный
штуф. X l’/г
О. В Карповой, они приурочены преимущественно к пегматоидному
габбро Полосчатость обусловлена чередованием полос крупнозерни-
стого титаномагнетита с менее правильными прерывистыми полосами
амфибол-плагиоклазового состава В краевых частях этих полос наблю-
даются скопления мелкозернистого титаномагнетита с хлоритом
(рис 48) Несомненно, этот титаномагнетит представляет иную, воз-
можно, более позднюю генерацию по отношению к титаномагнетиту
сплошных полос
По минеральному составу копанские и маткальские руды ничем не
отличаются от руд большинства известных титаномагнетитовых место-
рождений Главный рудный минерал представлен титаномагнетитом
Ильменит преимущественно содержится в виде включении в магнетите
как продукт распада твердого раствора, и лишь в незначительном коли-
честве встречаются обособленные зерна ильменита пластинчатой формы
Зерна ильменита в свою очередь содержат пластинчатые включения
магнетита, образование которых обусловлено распадом твердых раст-
воров Структура ильменит титаномагнетитовых агрегатов аллотрио-
морфнозернистая
В качестве второстепенных минералов присутствуют шпинель, гема-
тит, изредка схльфиды (пирротин, халькопирит, пирит и др ) В единич-
ных случаях встречается хегбомит Из нерудных минералов наиболее
распространены пироксен и плагиоклаз, более редок оливин
Однако внутреннее строение зерен титаномагнетита отличается от
обычного рядом особенностей Правильные пластинчатые и решетчатые
срастания ильменита с магнетитом (рис 49) встречаются сравнительно
редко В ряде слхчаев наблюдается неравномерное распределение пла
стинок ильменита в магнетите, причем наибольшее скопление их про-
исходит вблизи трещинок, секущих магнетит (рис 50) Наряду с этим
отмечаются искривление пластинок, расширение на концах, особенно
в местах пересечений, с образованием неправильных округлых зерен
ильменита В отдельных зернах магнетита пластинки ильменита пол-
ностью исчезли, а на их месте возникли скопления мелких зерен ильме-
нита Аналогичные преобразования пластинок ильменита в магнетите
установлены О В Карповой в рудах Маткальского месторождения
Перераспределение включений ильменита в магнетите было достиг-
нуто П Рамдором (Ramdohr, 1926) путем нагревания магнетита при
температурах 800—1200° С До момента полной гомогенизации проис-
ходило укрупнение пластинок ильменита за счет уменьшения их коли-
чества
Следует отметить, что аналогичное поведение при нагревании уста-
новлено и в других рудных минералах, содержащих продукты распада
твердого раствора, в частности среди сульфидов (Филимонова, 1952,
Sugaki, 1953, Takenchi a Nambu, 1956 и др ) Вместе с тем структурные
взаимоотношения, до мельчайших деталей напоминающие полученные
экспериментально, были установлены и в природных сульфидных рудах,
претерпевших метаморфизм (Филимонова, 1949)
Зерна титаномагнетита, кроме включений ильменита, содержат
многочисленные, также закономерно распределенные включения шпт-
нели
Шпинель выделяется по плоскостям спайности в магнетите — в виде
тонких пластинок, имеющих на поперечных разрезах форму игл
1рис 51) Количество включений в центральных частях зерен обычно
значительно больше, чем в периферических частях Пластинки шпинели
окружены тонкими каймами ильменита (рис 52), которые, как это уста-
новлено В С Мясниковым (1959), образовались при окислении уль-
вошпинели.
В южной части Копайского массива среди крупно- и среднезерни-
стого габбро наблюдаются линзообразные тела сплошных крупнозерни-
39
Рис. 47. Пятнистая текстура титаномагнетитовой руды.
Серое — титаномагнетит; черное — хлорит. Копайское
месторождение (Урал). По В. С. Мясникову. Полирован-
ный штуф. Нат. вел.
Рис. 48. Полосчатая текстура титаномагнетитовой руды. Серое — титаномагнетит;
темное — хлорит. Маткальское месторождение. По О. В. Карповой. Полированный
штуф. Нат. вел.
стых магнетит-ильменитовых руд. Магнетит и ильменит образуют агре-
гаты полигональных зерен, причем в магнетите наблюдаются многочис-
ленные пластинчатые и эмульсиевидные включения ильменита, шпинели
и чешуйки гематита. Ильменит также содержит пластинчатые включе-
ние. 49. Решетчатая структура распада твердого раствора ильме
нита (белое) в магнетите (темное). Копайское месторождение. По
В. С. .Мясникову. Полированный шлиф. Протравлено НС1. X 165
Рис. 50. Сеть тонких пластинок ильменита (белое), сосредоточен-
ных вблизи трещин в магнетите (темное). Копайское месторожде-
ние. По В. С. Мясникову. Полированный шлиф. Протравлено
НС1. X 165
ния магнетита. Условия, при которых происходило накопление ильме-
нита в этих рудах, не выяснены. Можно лишь отметить, что в зернах
титаномагнетита отсутствуют те признаки перегруппировки включений,
которые проявлены в других участках.
В известном на Урале Гусинском месторождении титаномагнетита
крутопадающие пластообразные рудные тела залегают в сланцеватых
габбро-амфиболитах, среди которых неизмененные габбро наблюдаются
лишь в виде реликтовых участков. Рудные тела сопровождаются моЩ-
41
ними оторочками хлоритовых сланцев. Скопления хлорита в виде гнезд,
неправильных жилок, иногда пересекающихся друг с другом, распро-
странены и в рудной массе. Хлорит, присутствующий в самой руде
Рис. 51. Две системы пластинок шпинели (черное) в зерне титано-
магнетита (светло-серое). Серые тонкие пластинки — ильменит.
Копайское месторождение. По В. С. Мясникову. Полированный
шлиф. X 700
Рис. 52. Тонкие каймы ильменита (серое) вокруг пластинок шпи-
нели (черное). Светло-серое — манетит. Копайское месторождение.
По В. С. Мясникову. Полированный шлиф. Снято в иммерсии. X1000
в виде мелких скоплений, образовавшихся, очевидно, за счет магнези-
альных силикатов, обусловливает пятнистую текстуру, сходную с наблю-
давшимися в испанских рудах (см. рис. 47). Часто наблюдаются и
полосчатые текстуры, образованные из чередующихся тонких прослоев
рудных и нерудных минералов.
42
Отчетливо проявлены в рудах признаки механических воздействий
тонкая трещиноватость, дробление и рассланцевание зерен
Наиболее распространены в Кусинском месторождении сплошные
мелкозернистые руды Типичная мелкозернистая руда представлена на
рис 53 Эти руды, по данным В С Мясникова (1959), в отличие от
копанских руд сложены агрегатом полигональных зерен магнетита и
ильменита (с средним разменом 0,15—0,2 iw), с небольшим количест-
вом второстепенных минералов — хегбомита, шпинели, гематита, суль-
фидов (главным образом пирита, халькопирита и более редких пирро
тина, пентландита и др ) и хлорита Структура руды аллотриоморфно
зернистая Магнетит преобладает в составе рудной массы, составляя
55—60%
Весьма характерно, что магнетит не содержит включений ильменита
В качестве включений в магнетите встречаются только отдельные
чешуйки или скопления чешуек хлорита Ильменит наблюдается в про-
межутках зерен магнетита в виде изометрических округлых зерен раз-
мером до 0,2 ии В ильмените также отсутствуют как рудные, так и
нерудные включения Лишь изредка встречаются более крупные зерна
ильменита (до 0,5 ми) таблитчатой формы, которые содержат тончай
шие вростки магнетита В пространствах между зернами магнетита и
ильменита наблюдаются изометричные мелкие зерна шпинели (желе-
зистого плеонаста) Шпинель замещается хегбомитом, который нередко
содержит реликтовые включения шпинели и метьчайшие пластинки
ильменита
Среди массы мелкозернистых руд, с обособленными зернами маг-
нетита и ильменита, наблюдаются отдельные участки крупнозернистых
гитаномагнетитовых руд с размером отдельных зерен от 0,8 до 1,5 мм
Эти руды по внешнему виду и структурным особенностям сходны
с рудами Копайского массива Они сложены изометричными зернами
титаномагнетита и единичными пластинчатыми зернами ильменита
Микроскопическое исследование показывает, что магнетит содержит
в качестве продуктов распада многочисленные включения иль-
менита несколько необычной формы, в виде пластинок, утолщенных
на концах, сливающихся друг с другом и переходящих в более крупные
выделения округлой или неправильной формы (рис 54)
Между слабоизмененными титаномагнетитовыми и мелкозерни-
стыми ильменит магнетитовыми рудами наблюдаются переходные раз-
ности, в которых местами сохраняются остаточные зерна титаномагне-
тита, заключенные в мелкозернистый ильменит магнетитовый агрегат
В более измененных участках сохраняются лишь счабовыраженные кон-
туры крупных зерен титаномагнетита, за счет которых образовались
мелкие зерна ильменита и магнетита (см рис 36) На месте крупных
пластинок ильменита также возникают более мелкие зерна, несколько
'мешенные по отношению друг к другу, хотя общий контур первона-
чального зерна ильменита сохраняется (см рис 36)
Указанные особенности срастаний в совокупности с геологиче
скими данными позволяют считать, что сплошные мелкозернистые
руды, как это убедительно доказано В С Мясниковым (1959), воз
никли в результате динамометаморфизма крупнозернистых титаномаг
нетитовых руд
Во вкрапленных рудах Кусинского месторождения, приуроченных
к бесполевошпатовым амфиболитам, рудные минералы представлены
изометричными или удлиненными зернами титаномагнетита и ильме-
нита, содержащего в качестве продуктов распада твердого раствора
рутил и магнетит Рудные минералы находятся примерно в равных
количественных соотношениям Изредка в руде встречается пирит
Структура этих руд сидерондтовая В зернах титаномагнетита магне-
тит иногда замещается вторичным амфиболом
43
Вкрапленные титаномагнетитовые руды Пудожгорского месторо-
ждения (на восточном побережье Онежского озера), залегающие в мош-
ной пластообразной интрузивной толще ятулийских диабазов представ-
ляют несколько отличный и редко встречающийся генетический тип. По
Рис. 53. Мелкозернистый агрегат магнетита (1) и ильменита (2)
Черное—силикаты. Кусинское месторождение (Урал). По В. С. Мяс-
никову. Полированный шлиф. X 40
Рис. 54. Неправильные срастания ильменита (белое) с магнетитом
(темное). Отдельные пластинки ильменита имеют необычную форму.
Кусинское месторождение. По В. С. Мясникову. Полированный
шлиф. Протравлено конц. НС1. >'85
данным Д. Ф. Мурашова (1946), пластообразное тело вкрапленных руд
приурочено к лежачему боку диабазового интрузивного тела. При этом
характерно, что в верхней половине рудоносной части горизонта диабаз
приобретает крупнозернистое строение и заметно уралитизирован. Выше
залегает стометровая толща среднезернистого диабаза, почти лишен-
ного вкрапленности рудных минералов. Руды характеризуются густо-
44
вкрапленной текстурой с равномерным распределением зерен титано-
магнетита (рис, 55). Весьма любопытной особенностью этих руд, отли-
чающей их от обычных титаномагнетитовых руд, является то, что тита-
номагнетит здесь представлен не ксеноморфными образованиями, а хо-
рошо выраженными октаэдрической формы кристалликами размером
Рис. 55. Равномерная густая вкрапленность титаномагнетита (белое) в диа-
базе. Пудожгорское месторождение (Прионежье). Полированный штуф.
Нат. вел.
Рис. 56. Кристаллы магнетита (белое) в диабазе. Пудожгор-
ское месторождение. Полированный шлиф. X 4
1—2 мм. Ильменит содержится в виде продукта распада твердого раст-
вора в магнетите. Обособленные выделения ильменита встречаются
очень редко.
В основной массе вкрапленной руды отчетливо видно, что идиомор-
фные зерна титаномагнетита располагаются преимущественно среди
темноцветных минералов, причем не наблюдается приуроченности их
к каким-либо трещинкам или границам зерен силикатов (рис. 56).
45
Весьма характерно обилие изолированных или не полностью изолиро-
ванных включений силикатов в зернах титаномагнетита, обусловливаю-
щих причудливые, часто скелетные формы зерен. В отдельных случаях
наблюдаются отчетливые признаки разъедания магнетита силикатами
(рис. 57). Наряду с этим иногда ориентировка включений совпадает
с ориентировкой зерен силикатов, примыкающих к магнетиту. Подоб-
ные случаи редки и не могут служить признаком метасоматического
образования рудной вкрапленности. По-видимому, магнетит представ-
ляет собой относительно ранние выделения, обособившиеся при кри-
сталлизации основной магмы, сильно обогащенной железом и содер-
жащей в своем составе минерализаторы. В этих же рудах наблюдаются
Рис. 57. Скелетные зерна магнетита (черное) с включениями
силикатов, часто не полностью изолированными. Белое —
плагиоклаз; темно-серое — темноцветные минералы. Пу дож -
горское месторождение. Прозрачный шлиф. X 20
признаки послемагматических изменений как силикатов, так и титано-
магнетита, с образованием гидросиликатов, титанита, вторичного ильме-
нита и других минералов, возникших, очевидно, в связи с воздействием
остаточных гидротермальных растворов.
Следует отметить наблюдаемые в титаномагнетитовых рудах мик-
ротекстурные особенности, которые возникли в результате взаимодей-
ствия рудного вещества с окружающими его породообразующими сили-
катами и последующих изменений рудных минералов под влиянием
остаточных или наложенных гидротермальных растворов.
По геологическим данным, образование титаномагнетитовых место-
рождений в диаллагитах довольно часто сопровождается процессом
амфиболизации (уралитизации) вмещающих пород. Однако не всегда
бывает ясно, связан ли этот процесс изменения с превращениями
в остаточном расплаве, из которого образовались руды, или он обуслов-
лен наложением послемагматических растворов. При микроскопиче-
ском изучении свежих, т. е. неметаморфизованных, габбровых пород,
иногда удается установить бесспорные признаки уралитизации пиро-
ксена, тесно связанные с выделением титаномагнетитовых зерен.
Так, на рис. 58 и 59 показаны типичные реакционные каймы рого-
вой обманки и соссюрита вокруг ксеноморфных зерен титаномагнетита,
расположенных среди основных плагиоклазов. Нет никакого сомнения
в том, что они образовались в связи с поздними выделениями рудного
вещества в межзерновом пространстве в основной массе породы. При
более сильном проявлении уралитизации возникают петельчатые, пят-
46
нистые и другие микротекстуры, связанные с замещением. Местами
вокруг зерен титаномагнетита образуются агрегаты пластинчатых зерен
биотита. Вероятно, имеют место и другие явления метаморфизма поро-
дообразующих минералов в связи с обособлением рудного вещества.
Рис. 58. Кайма роговой обманки (серое) на границе зерен
титаномагнетита (черное) и плагиоклаза (светло-серое). Кач-
канарское месторождение (Урал). Прозрачный шлиф. Снято
с одним николем. X 45
Рис. 59. Кайма соссюрита (серое) на границе зерен титано-
магнетита (черное) и плагиоклаза (светло-серое). Волковское
месторождение (Урал). Прозрачный шлиф. Снято с одним ни-
колем. X 45
Следует заметить, что подобного рода изменения, генетически свя-
занные с процессом оруденения, необходимо отличать от широко рас-
пространенных процессов массового гидротермального метаморфизма
основных пород, совершающегося в послемагматическую стадию и
выражающегося в основном в хлоритизации и соссюритизации железо-
магнезиальных силикатов и алюмосиликатов. Явления ранних измене-
ний в таких гидротермально метаморфизованных породах распозна-
ются с трудом.
47
В самих рудных выделениях также можно наблюдать признаки
эпигенетических изменений, обусловленных воздействием гидротермаль-
ных растворов. Наиболее широко известен по петрографическим иссле-
дованиям случай разложения титаномагнетитовых зерен с образова-
нием на их месте «лейкоксена», состоящего в основном из скрытокри-
сталлического титанита, анатаза или рутила, иногда в смеси с хлори-
товым веществом. В начальной стадии эти изменения распространяются
по периферии зерен и вдоль трещин внутри их. Характерно, что при
этом пластинки первичного ильменита (как продукта распада твердого
раствора в магнетите) обычно остаются неизмененными. Мало того,
иногда возникают даже новообразования ильменита, который совместно
с хлоритом образует скопления мелких пластинчатых зерен на месте
разлагающегося магнетита за счет титана, сохранившегося в нем
в виде твердого раствора. Это, очевидно, связано с относительно быст-
рым охлаждением руды или породы, содержащей вкрапленное оруде-
нение.
Более редко устанавливаются признаки мартитизации титаномаг-
нетита, происходящей в окислительных условиях гидротермального
метаморфизма руд. В рудах Погорельского месторождения (Южный
Урал) С. А. Кашиным (1948) описан случай почти полного замещения
гематитом зерен магнетита, причем подверглись разложению и пла-
стинки ильменита с образованием псевдоморфоз по ним смеси гематита
с лейкоксеном.
В сильноокислительной обстановке ильменит превращается в агре-
гат гематита и рутила, что обусловлено окислением двухвалентного
железа в трехвалентное с освобождением титана в виде двуокиси.
Ильменнт-магнетитовые руды, как правило, всегда содержат незна-
чительное количество сульфидов, главным образом пирита, халькопи-
рита, пирротина, пентландита и др.
Интересным примером месторождений, в рудах которого сульфиды
железа, меди и никеля наряду с титаномагнетитом имеют существенное
значение, является Цагинское месторождение на Кольском полуострове
Оно приурочено к краевым частям Цагинского габбро-лабрадорито-
вого массива, относящегося к числу первичнорасслоенных интрузивов.
Центральная часть массива, по данным Б. А. Юдина (1960) и
Г. И Кавардина (1960), сложена гигантозернистыми лабрадоритами
и лейкократовыми габбро, в которых заключены пластообразные, лин-
зовидные и жилообразные тела сплошных и вкрапленных титаномаг-
нетитовых руд как согласных, так и не согласных по отношению к пер-
вичной слоистости пород. В краевых частях преобладают среднезерни-
стые габбро, габбро-нориты и пироксениты с шлировидными скопле-
ниями густовкрапленных титаномагнетитовых руд.
Почти все породы и руды содержат рассеянную вкрапленность
сульфидов, причем размеры и густота вкраплений зависят от состава
и структур вмещающих пород. В гигантозернистых лабрадоритах и
габбро встречаются крупные рассеянные вкрапления. Среднезернистые
породы краевых частей массива содержат более мелкую вкрапленность.
В самом Цагинском месторождении, по данным Г. И. Кавардина (1960),
наиболее густая вкрапленность сульфидов приурочена к оруденелым
пироксенитам и к титаномагнетитовым рудным телам, в которых
местами содержание сульфидов достигает 25-- 50 об. %.
По минеральному составу титаномагнетитовые руды не отличаются
от обычных руд этого типа. Главные рудные минералы представлены
титаномагнетитом и незначительным количеством обособленных зерен
ильменита. Из сульфидов преобладают пирротин, пентландит и халько-
пирит. Второстепенное значение имеют пирит и марказит. В качестве
продуктов распада твердого раствора в халькопирите содержатся вале-
риит и кубанит. Пентландит местами замещается виоларитом и милле-
48
ритом К числу наиболее распространенных неродных минералов отно-
сятся лабрадор, авгит, гиперстен, оливин, амфиболы, хлорит, иногда
гранат. Часто встречаются шпинель и апатит.
В сплошных сульфидно-титаномагнетитовых рудах сульфиды,
выполняющие пространства между зернами титаномагнетита, распре-
делены неравномерно в виде рассеянной вкрапленности и скоплений,
обусловливая пятнистую текстуру руды. Относительное количество
сульфидов местами достигает 50%. Сульфидные вкрапления состоят
преимущественно из пирротина лишь с незначительным содержанием
пентландита и халькопирита. Пентландит образует пламенеобразные
включения в пирротине, представляющие, по-видимому, продукт рас-
пада твердого раствора, и обособленные зерна в пространствах между
зернами пирротина. Халькопирит встречается в виде неправильных
выделений по границам зерен пирротина и силикатов или в виде про-
жилков в пирротине.
В рудных пироксенитах титаномагнетит и сульфиды выделяются
в промежутках зерен пироксена, образуя сидеронитовую структуру.
Сульфиды ксеноморфны по отношению к зернам титаномагнетита и
пироксена и корродируют их. Пирротин здесь является преобладающим
минералом; халькопирит, встречающийся в виде крупных зерен, часто
преобладает над пентландитом.
Сульфиды часто выделяются по границам зерен титаномагнетита
с силикатами (оливином, плагиоклазом, пироксеном). При этом отсут-
ствуют какие-либо признаки, свидетельствующие о замещении силика-
тов сульфидами, тогда как титаномагнетит интенсивно разъедается и
замещается сульфидами. Пластинки ильменита труднее замещаются
сульфидами и в ряде случаев сеть ильменитовых пластинок сохраняется
в массе сульфидов, заместивших магнетит. В рудных пироксенитах
нередко вокруг зерен титаномагнетита и сульфидов наблюдаются каймы
биотита, амфибола или хлорита. Встречаются графические срастания
сульфидов с роговой обманкой, биотитом, хлоритом и серпентином.
Таким образом, титаномагнетитовые руды Цагинского месторо-
ждения обладают теми же структурно-текстурными особенностями,
которые свойственны рудам большинства месторождений этого типа.
Характерной особенностью этих руд является тесная пространст-
венная связь сульфидов и титаномагнетита. Сульфиды и титаномаг-
нетит встречаются совместно не только в промежутках между зернами,
но, по данным Г. И. Кавардина (1960), в ряде случаев и в виде округ-
лых включений в первичных силикатах (оливине и пироксене). При
этом нарядх с обособленными овальными включениями сульфидов
з оливине были встречены каплеобразные включения, в которых суль-
фиды и титаномагнетит присутствуют совместно. Граница между ними
ровная и четкая, а количественные соотношения изменяются в широких
пределах, хотя, как правило, преобладает титаномагнетит. Эти факты
свидетельствуют о возможности одновременного обособления титано-
магнетита и сульфидов в остаточном рудном расплаве.
Ильменит-гематитовые (гематит-ильменитовые) и ильменитовые
руды. Эти руды встречаются гораздо реже и изучены значительно
хуже ильменит-магнетитовых. Генетически они часто связаны с анорто-
зитами (лабрадоритами), как дифференциатами основной магмы.
Однако известны случаи их нахождения и в типичных габбровых поро-
дах, обогащенных титаном, например, месторождение Абу Халка
(Восточный Египет).
Текстурные особенности этих руд (по имеющимся литературным
данным) ничем особенным не отличаются от типичных текстур ильме-
нит-магнетитовых руд.
Ильменит-гематитовые руды при исследовании под микроскопом
представляют собой обычно зернистые агрегаты, состоящие из зерен
49
ильменита или ильменит-гематита и породообразующих минералов
(основных плагиоклазов, пироксена или амфибола). Ильменит с гема-
титом часто образуют параллельно пластинчатые или линзовидые
срастания, различно ориентированные в разных соприкасающихся друг
с другом рудных зернах и представляющие результат распада твердых
Рис. 60. Ильменит (серый) с продуктами распада твер-
дого раствора, представленными гематитом двух гене-
раций (белые крупные линзовидные пластинки и парал-
лельные тончайшие пластинки между ними); короткие
пластиночки, перпендикулярные к круйным линзочкам
гематита, состоят из рутила и магнетита. Месторожде-
ние Экерзунд (Норвегия). По П. Рамдору. Полирован-
ный шлиф. Снято в иммерсии с одним николем. X 520
Рис. 61. Сидеронитовая структура рудного оливи
нита. Белое — титаномагнетит и перовскит; темное—
силикаты. Полированный штуф. Нат. вел.
растворов. При этом встречаются срастания, в которых гематит наблю-
дается в виде линзообразных включений в ильмените, и такие, где
ильменит содержится в виде включений в гематите.
Экспериментально установлено (Ramdohr, 1926), что при темпера-
турах около 600° С гематит и ильменит образуют неограниченные твер-
дые растворы. При понижении температуры наступает разрыв смеси-
мости и происходит распад твердых растворов с обособлением ильме-
нита, содержащего гематит, и гематита, содержащего ильменит. Даль-
нейшее понижение температуры приводит к образованию продуктов
распада второй генерации. В зависимости от количественных соотноше-
50
нии гематита и ильменита в твердом растворе могут возникать одна
две и даже три генерации продуктов распада
мо«!1НТереСНЬ1е В ЭТ0М отношешш Данные приводит А Ф Баддингтон
(1УЫ) для акцессорных ильменптсодержащих гематитов из докембрий-
ских пород района Адирондак (США) Он указывает, что в гематите,
содержащем включения ильменита, количество и размер включении
изменяются в зависимости от процентного содержания ТЮ2 В гема
тите, содержащем 12—16% Т1О2, имеются пластинки ильменита одного
размера, при 17—21% ТЮ2 отчетливо различаются пластинки двух раз
меров, а при 21—25% Т1О2 существуют пластинки трех размеров
Одним из районов, заключающих ряд месторождений титановых
руд, в которых наряду с титаномагнетитовыми рудами присутствуют
ильменит-гематитовые и ильменитовые разности, является Экерзунд
Зогендаль (Норвегия) Здесь, по данным П Мишо (Michot, 1956),
жилообразные, штокообразные и неправильные тела сптошных и вкрап-
ленных титаномагнетитовых руд приурочены главным образом
г. анортозитам и норитам Указанные породы входят в состав сложного
комплекса интрузивных пород, представленных рядом последователь
ных интрузий основного и кислого состава (от анортозитов и норитов
до гранодиоритов и гранитов) и различными породами, возникшими
метасоматическим путем (анортозитами, леикотоналитовыми и адамел-
титовыми гнейсами и разнообразными известково-ферромагнезиаль-
ными породами)
Главные рудные минералы в рудах — гематит, ильменит и магне-
тит В тесном срастании с магнетитом присутствует шпинель По мине-
ральному составу, согласно исследованиям А Губо (Hubauh, 1956,
1960), различаются четыре типа руд ильменит-гематитовые, ильменито-
зые, шпинель-магнетитовые и ильменит-магнетитовые
Во всех указанных типах руд рудные минералы являются более
поздними по отношению к силикатам, образуя сидеронитовую струк-
туру Широко распространены взаимные прорастания минералов Так,
в гематит-ильменитовом типе руд гематит наблюдается только лишо
» виде продуктов распада твердого раствора в ильмените
Интересный пример срастаний гематита с ильменитом из этих руд
описан П Рамдором (Ramdohr, 1960) Как видно на рис 60, гематит
образует две резко разделяющиеся по размерам группы параллельных
линзочек, приуроченных к плоскостям (0001) ильменита Более крупные
из них содержат в качестве продуктов распада твердого раствора мель-
чайшие включения ильменита Разные по размерам включения гема-
тита относятся, по-видимому, к различным генерациям распада твердых
растворов
Строго перпендикулярно по отношению к линзочкам гематита рас-
полагаются игольчатые включения рутила Они также рассматрива-
ются как продукт распада твердого раствора, причем считается, что
обособление рутила происходит в отрезок времени между выделением
гематита первои и второй генераций
Среди гематит ильменитовых руд встречаются разности с магнети-
том, в которых присутствуют также и обособленные зерна ильменита,
В шпинель-магнетитовых рудах шпинель встречается главным обра-
зом в виде продуктов распада в зернах магнетита Иногда она обра-
зует каймы на границе зерен магнетита с редко встречающимися обо-
собленными зернами ильменита Что касается магнетита и ильменита,
то они наблюдаются в виде закономерных срастаний, обычных для иль-
менит магнетитовых руд
Присутствие титаномагнетита в некоторых разностях гематит иль-
менитовых руд указывает на то, что между магнетитовыми рудами,
относительно бедными титаном, и ильменит гематитовыми или ильме-
нитовыми рудами существуют переходные разновидности, свидетельст-
51
вующие об общности условий образования всех этих типов р\д в связи
с дифференциацией габброидной магмы. Менее основные разновидности
в ряду перидотит — анортозит, как правило, обогащаются титаном.
Кристаллизация титанистых железных руд в основном заканчивается
еще до момента гидротермальной деятельности, насколько об этом
можно судить по пересечениям титаномагнетитовых руд пирротин-пи-
рит-халькопиритовыми жилами, описанными в месторождениях Вилэ-
меки (северный берег Ладожского озера).
Тот факт, что среди гематит-ильменитовых руд широко распрост-
ранен гематит, свидетельствует о том, что кристаллизация руд и распад
твердых растворов совершались в более кислой среде по сравнению
Рис. 62. Рудный оливинит. Магнетит (белое) и перовскит (светло-
серое) выполняют пространства между зернами серпентинизированного
оливина (темно-серое). Полированный шлиф. Х40
с условиями формирования шире распространенных ильменит-магнети-
товых руд.
Гематит-ильменитовые руды установлены также в месторождении
Абу Халка. По данным М Амин (Amin, 1954), рудные тела, сосредо-
точенные в верхней части габбрового массива, представлены преимуще-
ственно вкрапленными и отчасти сплошными рудами.
Густовкрапленные руды в этом месторождении обладают однород-
ными или полосчатыми текстурами, причем под микроскопом устанав-
ливается типичная сидеронитовая структура (рудное вещество как бы
цементирует зерна плагиоклаза и титансодержащего авгита). Среди
участков вкрапленных руд местами наблюдаются параллельно располо-
женные полосы сплошных руд, довольно резко отграниченные от вме-
щающих пород или вкрапленных руд. Мощность и расстояние таких
полос друг от друга колеблются от нескотьких до десятков сантиметров.
Изучение сплошных руд в полированных шлифах показывает, что
в основном они представлены ильменитом, зерна которого содержат
в себе мелкие пойкилитовые включения силикатов. При большем увели-
чении в зернах ильменита обнаруживаются тонкие, параллельно ориен-
тированные пластинчатые включения гематита, представляющие собой
продукт распада твердого раствора.
В титановых р^дах, генетически связанных со щелочными поро-
дами (оливинитами и пироксенитами, содержащими нефелин, полевые
52
паты, апатит и др ), наряду с титаномагнетитом присутствует перов-
Екит. Здесь так же, как и в обычных титаномагнетитовых рудах, руд-
ные минералы выполняют промежутки между' зернами силикатов, обра-
Рис. 63. Ильменит-перовскитовая руда. Ильменит (белое) выполняет
пространства между зернами перовскита (светло-серое). Темно-серое —
силикаты; черное — выбоины. Полированный шлиф. X 85
Рис. 64. Сплошная титаномагнетитовая руда с включениями идиоморф-
ных зерен пироксена (черное). В пироксене видны пойкилитовые
включения магнетита. Полированный штуф. Нат. вел
зуя типичную сидеронитовую структуру (рис. 61). Характерно, что
тьменит обнаруживается лишь в титаномагнетитовых зернах как про-
дукт распада твердого раствора. Перовскит в виде мелкозернистого
агрегата выполняет пространства между идиоморфными, часто круп-
ными, зернами титаномагнетита и оливина (рис. 62).
53
В оливинитах, содержащих вкрапленность ильменита и перовскита,
магнетит встречается лишь в виде редких зерен с гипидиоморфными
очертаниями. В такой руде ильменит обычно выполняет пространства
между идиоморфными округленными зернами перовскита (рис. 63).
В сплошных рудах встречаются включения призматических кри-
сталлов пироксена, которые содержат пойкилитовые включения зерен
титаномагнетита (рис. 64).
Таким образом, главная масса рудных минералов в этом типе руд
также кристаллизовалась позднее силикатов.
ГЛАВА IV
МЕДНО-ТИТАНОВЫЕ РУДЫ
Среди массивов глубинных основных пород встречаются своеобраз-
ные месторождения, в которых наряду с магнетитом и ильменитом
в значительных количествах содержатся сульфиды меди, главным обра-
зом борнит и халькопирит, реже гипогенный халькозин. В качестве при-
мера можно привести Волковское месторождение на Урале. Из зару-
бежных месторождений с ним сходны месторождение Энгельс (Кали-
форния) и некоторые месторождения Южной Африки.
Волковское месторождение расположено в пределах Баранчинского
массива, представляющего собой сложно дифференцированный интру-
зив основных пород. Здесь наблюдаются разнообразные породы от
дунитов и пироксенитов до кварцевых диоритов. Однако преобладают
различные разновидности габбро.
По данным С. А. Кашина (1948) и К. Д. Тимохова (1962), на уча-
стке месторождения распространены главным образом разнообразные
по составу и структуре габбро, диориты и жильные породы основного
ряда (микрогаббро, габбро-порфириты и др.). Среди габбро различа-
ются следующие разновидности: мезократовое габбро с однородной и
такситовой текстурами, меланократовое габбро, лейкократовое габбро
с однородной и такситовой текстурами, оливинсодержащее габбро, габ-
бро-норит, биотитсодержащее габбро. Характерно отсутствие резких
границ между отдельными разновидностями.
Оруденение в габбро представлено неравномерной вкрапленностью
титаномагнетита и сульфидов. Чаще всего вкрапленность сульфидов и
титаномагнетита приурочена к мезократовому габбро с такситовой тек-
стурой. В этой разновидности габбро, неоднородной как по составу, так
и по структуре, титаномагнетит и сульфиды встречаются или в шлиро-
видных участках мелкозернистого габбро, обогащенного апатитом и
иногда оливином, или в крупнозернистых участках, состоящих из пирок-
сена и апатита. Преобладающая масса выделений титаномагнетита и
сульфидов располагается в промежутках зерен силикатов, образуя
сидеронитовую структуру (рис 65 и 66). Однако изредка наблюдаются
включения магнетита в зернах моноклинного пироксена, чаще всего
округлые, иногда идиоморфные. В зернах магнетита в свою очередь
встречаются идиоморфные включения диопсида, иногда окруженные
каймой биотита.
Густая вкрапленность титаномагнетита, местами переходящая
в шлирообразные скопления сплошных руд, наблюдается преимущест-
венно в меланократовом габбро. Здесь с титаномагнетитом ассоциируют
апатит и сульфиды меди.
Характер обособления титаномагнетита и сульфидов в меланокра-
товом габбро можно видеть на рис. 67. На полированной поверхности
образца отчетливо различаются неправильные выделения борнита и
55
сопутствующего ему халькопирита в массе габбро, содержащего густую
вкрапленность титаномагнетита. Выделения борнита располагаются
в промежутках между зернами магнетита и силикатов, а в участках
обогащенных апатитом — между зернами последнего.
Рис. 65. Ксеноморфйые выделения магнетита (черное)- в промежутках
между зернами соссюритизированного плагиоклаза. Волковское место-
рождение (Урал) По С А. Кашину. Прозрачный шлиф. Снято с одним
николем. X 45
Рис. 66. Ксеноморфные выделения борнита (черное) в промежутках
между зернами соссюритизированного плагиоклаза (серое). Волковское
месторождение. Прозрачный шлиф. Снято с одним николем. X 20
Титаномагнетит представлен очень тонкими пластинчатыми или
геометрически правильными решетчатыми прорастаниями ильменита
с магнетитом, в которых содержатся также включения шпинели
(рис. 68). Часто наблюдаются зерна с пластинками распада ильменита
двух генераций. В этом случае в пространствах между более крупными
56
и тонкими пластинками ильменита видна сеть мельчайших, коротких
пластиночек ильменита второй гнерации распада.
Обособленные зерна ильменита встречаются сравнительно редко,
преимущественно в шлирах сплошных руд среди меланократового габ-
Рис. 67. Ксеноморфные выделения борнита (белое) в пространствах
между зернами магнетита (серое) и нерудных минералов (темно-
серое). Волковское месторождение. Полированный штуф. X 4
Рис. 68. Решетчатая структура распада твердого
раствора шпинели (черные пластинки) в магнетите
(серое). Волковское месторождение. Полирован-
ный шлиф. Снято в иммерсии. X 320
бро. Пространственно тесно связанный с титаномагнетитом апатит
в виде хорошо образованных кристаллов наблюдается по границам
зерен титаномагнетита или (реже) образует включения в них (рис. 69).
Наиболее распространенные сульфиды борнит и халькопирит почти
повсюду встречаются совместно в виде пластинчатых или решетчатых
срастаний с характерными признаками структур распада твердых раст-
57
воров (рис. 70). Встречаются прожилки халькопирита в борните и бор-
нита в халькопирите, каймы борнита вокруг выделений халькопирита,
местами переходящие в графические и зернистые срастания (рис. 71).
Рис. 69. Апатит-магнетитовая руда. Идиоморфные зерна апатита
(темно-серое) располагаются преимущественно по границам зерен
магнетита (светлосерое). Волковское месторождение. По
С. А. Кашину. Полированный шлиф. X 45
Рис. 70. Пластинчатая структура распада твердого раствора
халькопирита (белое) в борните (темно-серое). Волковское
месторождение. Полированный шлиф. X 320
Во всех этих срастаниях проявляются признаки одновременного выде-
ления минералов.
Халькопирит без борнита был установлен С. А. Кашиным в виде
тонких прожилков и вкрапленности в зонах смятия или в участках габ-
бро, сильно измененного гидротермальными процессами. В этом случае
58
с халькопиритом ассоциируют пирит и магнетит. Следует отметить,
однако, что широкого распространения такая вкрапленность не имеет.
В тесном срастании с борнитом встречается халькозин, чаше всего
образующий прожилки замещения в борните вдоль границ его с халь-
Рнс. 71. Графическая структура срастания борнита (темное)
с халькопиритом (белое). Волковское месторождение. Полиро-
ванный шлиф. X 165
нис. 72. Выделения борнита (светло-серое) между зернами силикатов
(темное) и в виде мельчайших включений в них. Белые пластинча-
тые включения в борните — халькопирит. Волковское месторождение.
Полированный шлиф. X 45
копиритом. Отмечаются также графические срастания халькозина
с борнитом, причем наблюдались постепенные переходы от участков
с графическими срастаниями к типичным каймам замещения борнита
халькозином. В рудах из глубоких частей месторождения С. А. Каши-
ным были встречены зернистые срастания без признаков замещения
59
одного минерала другим. По-видимому, в этом случае борнит и халько-
зин выделялись одновременно. Отсутствие структур распада твердых
растворов борнита с халькозином указывает на относительно низкие
Рис. 73. Выделения борнита (черное) по спайности в зернах моноклин-
ного пироксена (темно-серое) и по границам зерен пироксена и пла-
гиоклаза (светло-серое). Волковское месторождение. Прозрачный шлиф.
Снято с одним николем. X 46
Рис. 74. Прожилок борнита (белое) в апатите (серое). В левой верх-
ней части снимка в борните па границе с апатитом видна узкая кайма
халькозина (серое). Темно-серое — силикаты, черное — выбоины. Вол-
ковское месторождение. Полированный шлиф. '' 90
температуры выделения сульфидов, поскольку только при высоких тем-
пературах борнит и халькозин образуют изоморфные смеси. Согласно
экспериментальным данным' распад твердых растворов борнита с халь-
козином происходит при температурах ниже 200° С (Schwartz, 1928).
60
Широко распространены явления замещения сульфидами силика-
тов. На рис. 72 можно видеть как относительно крупные выделения
борнита с пластинчатыми включениями халькопирта выполняют про-
странства между зернами плагиоклаза, пироксена и амфибола и в виде
Рис. 75. Цепочка мелких кристалликов борнита (белое) вдоль скрытой
трещинки в кристаллическом зерне апатита (серое). Борнит выпол-
няет и пространства между зернами апатита. Волковское месторожде-
ние. Полированный шлиф. X 40
Рис. 76. Цепочка мелких кристалликов борнита (белое) в апатите
(серое). Не все кристаллики борнита имеют правильную огранку.
Волковское месторождение. Полированный шлиф. X 320
мельчайших включений проникают в них. При этом размеры и количе-
ство включений убывают по мере удаления от границ со сплошными
выделениями борнита.
Борнит и халькопирит проникают по спайности в пироксен (рис. 73)
и амфибол, местами почти нацело замещая их.
61
Рис. 77. Замещение борнитом (серое) и хлори-
том (черное) магнетита (белое). Пластинки
ильменита (белое, рельефное) не замещаются.
Волковское месторождение. Полированный шлиф.
X 85
По отношению к апатиту борнит в большинстве случаев ксено-
морфен. Он выполняет промежутки между кристаллическими зернами
апатита и трещинки в них (рис. 74). В единичных случаях в зернах"
апатита наблюдались включения хорошо образованных кристалликов
борнита, что послужило основанием для предположения о более ран-
,нем, чем апатит, выделении борнита (Кашин, 1948).
Однако этот вывод С. А. Кашина не подтверждается некоторыми
фактами, j становленными автором при изучении полированных шли-
фов. Идиоморфные включения борнита постоянно приурочены только
к тем зернам апатита, в промежутках которых располагаются ксено-
морфные выделения бор-
нита, разъедающие апатит.
Там, где борнит отсутст-
вует в межзерновых про-
странствах апатита, он не
встречается и в виде идио-
морфных включений в зер-
нах апатита.
Нередко кристаллики
борнита располагаются в
виде цепочки вдоль скры-
тых трещинок в зернах апа-
тита, причем рядом с очень
мелкими кристалликами
располагаются более круп-
ные (рис. 75). Характерна
и форма самих кристалли-
ков борнита. Наряду с пра-
вильными хорошо огранен-
ными кристалликами на-
блюдаются такие, в кото-
рых хорошо развиты лишь
одна или две грани (рис.
76). Все это свидетельст-
борнита, включенные в зерна
вует о том, что правильные кристаллики
апатита, представляют собой метакристаллы, образовавшиеся, по-види-
мому, одновременно с ксеноморфными выделениями борнита в проме-
жутках между зернами апатита.
Довольно часто наблюдается замещение борнитом и халькопири-
том зерен титаномагнетита. Сульфиды развиваются по периферии зерен
титаномагнетита, по трещинкам, либо по границам пластинок ильме-
нита, при этом замещается сульфидами только магнетит, тогда как пла-
стинки ильменита остаются незамещенными (рис. 77) или замещаются
агрегатом зерен рутила и гематита (рис. 78).
Из нерудных минералов наиболее часто титаномагнетит замещают
хлорит, эпидот, цоизит и актинолит. При этом пластинки ильменита,
включенные в магнетите, обычно сохраняются неизмененными или же
замещаются лейкоксеном.
Для решения вопроса об относительном времени выделения суль-
фидов представляют интерес довольно широко распространенные в ру
дах Волковского месторождения реакционные каймы на границах зерен
сульфидов с силикатами. Наиболее часто наблюдаются реакционные
каймы вокруг зерен борнита и халькопирита на границах их с плагио-
клазами, особенно вокруг мелких выделений сульфидов. Они представ-
лены цоизитом (рис. 79) или, как установлено С. А. Кашиным (1948),
неоднородны по своему строению: непосредственно к сульфиду примы-
кает кайма, сложенная агрегатом зерен эпидота и цоизита, за нею сле-
62
_ует более широкая и расплывчатая кайма соссюрита с пылевидными
выделениями сульфидов.
Реже вокруг сульфидных зерен наблюдаются каймы пренита, также
• меняющиеся соссюритом. Еще более редкими являются каймы, обра-
Рис 78. Замещение магнетита (белое) борнитом (светло-серое) и
клиноцоизитом (темно-серое). Пластинки ильменита в магнетите за-
мещены агрегатом рутила (серое) с гематитом (белое). Волковское
месторождение. Полированный шлиф. X 85
Рис 79. Кайма цоизита (белое) на границе выделений борпнта (чер-
ное) с соссюритизировапным плагиоклазом (серое). Волковское место-
рождение. Прозрачный шлиф. Снято с одним никелем. X 90
зованные зернами кварца или альбита. И в этом случае они переходят
в соссюритовые оторочки, хотя последние и не всегда наблюдаются
вокруг зерен сульфидов. Следует отметить, что соссюритовые каймы
вокруг сульфидов отличаются от соссюрита, развивающегося по пла-
гиоклазам, наличием пылевидных скоплений сульфидов.
63
Наличие реакционных кайм вокруг зерен сульфидов (не только
в измененном габбро, но и в участках слабонзмененного габбро) свиде-
тельствует о том, что образование их, по-видимому, связано с автомета-
морфизмом пород в конечные этапы кристаллизации сульфидов.
Из зарубежных месторождений наибольшее сходство с рудами Вол-
ковского месторождения обнаруживают руды месторождения Энгельс
(Калифорния). Здесь широким развитием пользуются разнообразные
интрузивные породы — нориты, кварцевые диориты, микрогранодио-
риты. По данным А. Нопфа и Ч. Андерсена (Knopf a. Anderson, 1930) и
Д. Доннея (Donnay, 1930), эти породы являются результатом внедре-
ния ряда последовательных интрузий, среди которых наиболее ранними
являются нориты.
Согласно Доннею, вкрапленность сульфидов и окислов, среди кото-
рых наряду с магнетитом и ильменитом встречается и гематит, приуро-
чена преимущественно к мелкозернистым разностям норита, обладаю-
щего тонкополосчатыми текстурами. В кварцевых диоритах оруденение
наблюдается лишь вдоль контакта с норитами.
Главные рудные минералы представлены магнетитом, ильменитом,
гематитом и сульфидами меди, среди которых преобладают борнит и
халькопирит. Халькозин присутствует в незначительных количествах.
Изредка наблюдаются штроммейерит, еще реже тетраэдрит, энаргит,
сфалерит и пирит в виде единичных зерен. Магнетит присутствует как
в виде идиоморфных по отношению к силикатам зерен, так и в виде
ксеноморфных выделений в промежутках между зернами моноклинного
пироксена, амфибола и апатита.
Для руд характерны тонкие срастания ильменита с гематитом,
представляющие продукт распада твердого раствора, обычно в виде
пластинчатых включений гематита в ильмените. Местами по периферии
таких зерен ильменита, содержащих включения гематита, наблюда-
ются каймы чистого ильменита.
В срастаниях с магнетитом ильменит встречается реже, причем
пластинчатые включения ильменита располагаются по плоскостям
октаэдрической отдельности магнетита, образуя решетчатую структуру.
Халькопирит и борнит образуют тесные срастания. Установлены все
признаки замещения халькопирита борнитом, но наблюдаются и уча-
стки, где борнит замещается халькопиритом второй генерации, пред-
ставляющим супергенную разность. Борнит замещается халькозином,
местами образуя графические срастания. Халькозин также относится
к супергенной разности.
Сульфиды замещают силикаты, чаще всего амфибол, проникая
вдоль трещин спайности. При этом в силикатах не наблюдается призна-
ков гидротермального изменения.
ГЛАВА V
МЕДНО-НИКЕЛЕВЫЕ РУДЫ
Месторождения медно-иикелевых сульфидных руд генетически
тесно связаны с основными магматическими породами, явно обогащен-
ными магнезией (норитами, габбро-норитами, оливиновыми габбро-
диабазами, реже перидотитами и др.)- Сульфидные залежи, как пра-
вило, приурочены к основанию дифференцированных интрузивов.
По представлениям И. Фохта (Vogt, 1893) и А. Н. Заварицкого
(1926), концентрация и обособление сульфидного вещества в месторо-
ждениях этого типа происходят в ранний магматический период путем
ликвации, т. е. разделения первоначально однородного расплава вслед-
ствие охлаждения на две жидкости: силикатную и сульфидную. Обо-
собившееся рудное вещество с течением времени, вероятно, образовы-
вало более крупные скопления сульфидной магмы, которые под влия-
нием силы тяжести могли опускаться в придонные части магматических
интрузивов. Кристаллизация сульфидной жидкости, однако, происхо-
дила после затвердевания материнской магмы.
Эти представления основаны прежде всего на данных изучения
геологии медно-никелевых месторождений: их геологического положения
в интрузивах, взаимоотношений рудных тел с вмещающими породами
и т. д. Кроме того, экспериментальными данными установлено, что
растворимость сернистых соединений металлов в силикатных распла-
вах падает с понижением температуры, причем расплавы основного
состава, обогащенные железом и магнием, растворяют большее количе-
ство этих соединений, чем кислые. Таким образом, необходимым усло-
вием для образования этих месторождений является, очевидно , содер-
жание серы в железо-магнезиальных силикатных магмах.
Изучение взаимоотношений рудных тел с материнскими породами
и минераграфические исследования руд с полной определенностью сви-
детельствуют о том, что кристаллизация сульфидов происходила уже
после того, как эти породы полностью закристаллизовались. Кроме
того, ряд геологических данных (наличие типичных жил сплошных
сульфидов, секущих материнские породы, цементирование сульфидной
массой обломков норитов и даже более молодых по возрасту кислых
интрузивных пород) убеждает в том, что в глубинных условиях суль-
фидная масса, отделившаяся от силикатной магмы в ранний период,
весьма длительное время способна существовать в жидком состоянии
(Бетехтин, 1955).
Характерной особенностью состава этих руд является одинаковый
для всех месторождений мира парагенезис главных рудообразующих
минералов: пирротин+ пентландит+халькопирит-!-магнетит, причем
пирротин резко преобладает над остальными минералами. Кроме того,
в рудах часто встречаются кубанит, минералы группы платины
65
(палладистая платина, сперрилит, сульфиды Pt, Pd и др), изредка
присутствуют арсениды никеля (никелин и др), сульфиды свинца,
цинка, кобальта (линнеит), в некоторых месторождениях минералы
олова (станнопалладинит), молибдена, вольфрама (молибденит, шее-
лит), самородное золото и др В рудных залежах, образовавшихся
в близповерхностных условиях (Норильское месторождение), в составе
руд местами принимают участие минералы поздней, более низкотем-
пературной стадии минерализации, такие, как никелистый пирит, мил-
лерит, виоларит, борнит, магнетит и др Парагенезис этих минералов
указывает на более окислительные условия их образования (Бетехтин
и Генкин, 1951).
Несмотря на постоянную генетическую связь этих месторождений
с основными магматическими породами и общность парагенезиса глав-
ных рудообразующих минералов, условия залегания рудных тел, их
форма и строение руд в разных месторождениях характеризуются
своими отличительными особенностями, зависящими от геологических
условий их формирования
Наиболее типичными месторождениями описываемого типа явля-
ются Мончегорское, Норильское и Печенгское (Советский Союз) и Сад-
бери (Канада) При характеристике строения руд этих месторождений
главное внимание уделено описанию особенностей срастания главных
рудообразующих минералов
В Мончегорском месторождении (Кольский полуостров}
среди сравнительно небольшого интрузива с явно выраженной псевдо-
стратификацией дифференцированных ультраосновных пород (бронзи-
титов, оливиновых бронзититов, перидотитов и др ) вскрыта серия
секущих крутопадающих жил сплошных сульфидов.
Руды заполняют типичные трещины разрыва с признаками скалы-
вания. Жилы расположены параллельно вытянутости интрузива, над
горизонтом донных вкрапленных сульфидов, содержащим местами
также шлировые выделения сульфидов в виде мелких гнезд. На глу-
бину они, постепенно уменьшаясь в мощности, выклиниваются, не до-
ходя до дна интрузива У контакта с подстилающими метамор-
фическими толщами (гнейсами) образовались контаминированные
полевошпатовые породы с горизонтом кварц-биотитовых норитов-
в основании
Контакты сульфидных масс с вмещающими породами очень рез-
кие. Во многих жилах нередко наблюдается ступенчатое их расшире-
ние. Близко расположенные жилы иногда соединены поперечными ко-
роткими прожилками или включают в себя плитообразные обломки
боковых пород Необходимо заметить, что сульфидные жилы при пере-
сечении даек диабазов резко расширяются или разветвляются на сеть
тонких секущих прожилков В местах раздувов наблюдаются ксено-
литы диабазов Эти факты свидетельствуют о том, что образование
трещин разрыва, впоследствии выполненных сульфидными массами,
происходило не только после кристаллизации материнских пород, но и
после внедрения дайковых пород
Микроскопические исследования боковых пород, проведенные
В А Маслениковым (1956), показывают, что гидротермальное измене-
ние их около жил очень незначительно и выражается главным образом
в образовании амфибола (антофиллита) за счет магнезиальных сили-
катов, а также тонкой сети жилок тальк-брейнеритового состава, оче
видно, более позднего происхождения Местами неизмененные оливин-
содержащие породы непосредственно примыкают к сульфидным жи-
лам Отсутствие каких либо изменений в оливине и ромбическом пи-
роксене, которые среди силикатов наиболее легко подвергаются изме-
нению под влиянием гидротерм, очевидно, связано с тем, что сульфид-
ные массы были весьма бедны парами воды в момент внедрения
66
Следует также указать, что в жилах среди сульфидов местами
встречаются почти неизмененные крупные (до нескольких сантиметров)
кристаллы плагиоклазов и пироксенов. В южной части месторождения
установлены даже постепенные переходы сульфидных руд в грубокри-
сталлические габбро-пегматиты.
Тот факт, что сульфиды, особенно халькопирит, проникают в боко-
вые породы часто по тончайшим трещинкам, говорит о очень низкой
Рис. 80. Крупные порфировидные выделения пентландита (светлое) в ппрротиновой
руде (темное). Мончегорское месторождение. Полированный штуф. Снято в косом
свете. Нат. вел.
вязкости сульфидных расплавов. Я. И. Ольшанский (1950) экспери-
ментально установил, что эти сульфиды даже в сухих системах харак-
теризуются весьма высокой текучестью.
Сплошные руды, состоящие главным
ставлены явно зернистыми агрегатами, в
метить включения пентландита (рис.
80), магнетита и халькопирита. Коли-
чественные соотношения пирротина и
халькопирита в разных участках жил
колеблются иногда в значительных пре-
делах. Встречаются жилы и прожилки,
почти сплошь сложенные халькопиритом
и кубанитом.
Изучение минеральных срастании
в рудах позволяет сделать определен-
ные выводы о последовательности обра-
зования минералов.
Наиболее ранними выделениями
среди сульфидной массы являются
включения магнетита. Об этом можно
судить не только по кристаллографиче-
ским очертаниям его зерен, но и по за-
образом из пирротина, пред-
которых на глаз можно за-
Рис. 81. Крупные зерна магнети-
та (черное) в сульфидной массе
(светлое). Мончегорское место-
рождение. Полированный штуф.
Нат. вел.
мешению их сульфидами, в частности, пирротином (рис. 81). В различ-
ных зернах магнетита можно проследить все стадии замещения, начи-
ная от тонких секущих жилок пирротина и кончая почти полными
псевдоморфозами, содержащими остатки магнетита. Присутствие маг-
нетита указывает на содержание в сульфидной магме, внедрившейся
вдоль трещин, некоторого количества кислорода. Очевидно, в первую
67
Рис. 82. Прожилок магнетита поздней генерации (серое
в центре снимка) в пироксените. В магнетите видна
сеть жилок халькопирита (светло-серое) и отдельные
крупные зерна магнетита ранней генерации. Черные
оторочки по зальбандам — антофиллит с тончайшими
выделениями магнетита. Мончегорское месторождение.
Полированный штуф. Снято в косом свете. Нат. вел.
Рис. 83. Две генерации магнетита. Среди тонко-
пористой плохо отполированной массы позд-
него магнетита наблюдается зерно раннего маг-
нетита (с гладкой поверхностью). Мончегорское
месторождение. Полированный шлиф. X 6
очередь железо вступало в связь с кислородом, образуя кристаллы
магнетита. Вслед за этим главная масса железа выделилась уже
в виде пирротина.
Особый интерес вызывает наиболее поздняя генерация магнетита
в сульфидных жилах. Магнетит поздней генерации развивается глав-
ным образом путем замещения пирротиновой массы. Он образует мета-
соматические прожилки и оторочки по зальбандам жил. В верхних
окончаниях слепых жил наблюдается сплошное замещение пирротина
магнетитом и пирротиновые жилы, по существу, превращаются в маг-
нетитовые (рис. 82). Весьма любопытно, что другие сульфиды при этом
не только претерпевают перегруппировку, но и превращаются в новые
соединения. Халькопирит в магнетитовой массе распределяется в виде
сети неправильных прожилков (см. рис. 82). Местами вместо него обра-
зуется бедный железом борнит. Пентландит превращается в виоларит.
В виде новообразований наблюдается также более высокотемператур-
ный минерал — кубанит.
В полированных шлифах сплошной магнетит поздней генерации
представлен чрезвычайно тонкопористой массой, трудно поддающейся
полировке (рис. 83). Характерно, что зерна магнетита ранней генера-
ции, выделившиеся до пирротина и сохранившиеся после его замеще-
ния, обладают гладкой поверхностью в полированных шлифах.
Главным никеле- и кобальтоносным минералом является пентлан-
дит. В рудах, богатых никелем, пентландит среди пирротиновых масс
наблюдается в виде крупных порфировидных кристаллических зерен
(см. рис. 80) или несовершенно образованных кристаллов размером
до 1—2 см, а иногда и более. Они хорошо заметны в штуфах руд
благодаря совершенной спайности и иногда образуют сплошные полосы
на стенках жил. По отношению к пирротину пентландит, по-види-
мому, более ранний минерал. Наблюдаются выделения пентландита и
более поздней генерации в качестве продуктов распада твердого раст-
вора никеля в пирротине. В рудах Мончегорского месторождения они
преимущественно имеют характер петельчатых образований или обо-
соблений неправильной формы между зернами пирротина, а иногда на
границе пирротина с халькопиритом. Реже встречаются клиновидные
(«пламенеобразные») выделения, приуроченные к трещинам в пирро-
тине или к границам с ранними минералами (магнетитом, порфировид-
ными кристаллами пентландита), а иногда пластинчатые образования
пентландита наблюдаются вдоль плоскостей отдельности в пирроти-
новых зернах параллельно (0001). Такие соотношения различных форм
распада твердого раствора, как известно, свидетельствуют о медленном
падении температуры, которое способствовало более совершенной пере-
группировке вещества в твердом состоянии.
Халькопирит, как показывают взаимоотношения с другими мине-
ралами, кристаллизовался после пирротина. Местами он образует
сплошные тонкие прожилки, отходяшие от пирротиновых жил в боко-
вые породы. При структурном травлении обнаруживается сравнительно
крупнозернистая структура, причем отдельные зерна халькопирита
обладают сложным полисинтетически-двойниковым строением (рис. 84).
Средн сплошных халькопиритовых масс в небольших количествах уста-
навливается пирротин поздней генерации в виде зерен неправильной
формы или прожилковндных выделений. И. Н. Чирков описывает слу-
чай петельчатого расположения мелких зерен пирротина в виде цепо-
чек между отдельными зернами халькопирита. Особенно отчетливо они
выступают после структурного травления (рнс. 85). Такие выделения
пирротина И. Н. Чирков справедливо рассматривает как продукт рас-
пада твердого раствора.
Пирит, как правило, в рудах отсутствует. Лишь в местах после-
рудных нарушений, где пирротиновые массы превращаются в тонко-
69
зернистый гранобластический агрегат, появляются многочисленные мел-
кие зернышки пирита, нередко расположенные в виде цепочек.
Таким образом, минеральный состав жильных руд Мончегорского
месторождения сравнительно простой. Руды образовались в одну ста-
рце. 84. Сложное полисинтетически-двойнпковое строение зерен
халькопирита. Мончегорское месторождение. По И. Н. Чиркову.
Полированный шлиф. Протравлено NH4OH-TI-I2O2. X 100
Рис. 85. Расположение мелких зерен пирротина (черное) в виде
цепочек вдоль границ между сдвойникованными зернами халько-
пирита. Мончегорское месторождение. И. Н. Чиркову. Полиро-
ванный шлиф. Протравлено. X 100
дию минерализации и притом после полной кристаллизации материн-
ских пород, и даже после распада твердого раствора в зернах титано-
магнетита, входящих в состав вмещающих пород. И. Н. Чирков убе-
70
дительно показал, что среди сульфидов, замещающих титаномагнетит,
сохраняются лишь пластинки ильменита в той же ориентировке, в ка-
кой они находились в магнетите (Бетехтин и др., 1958, рис. 233).
Особый интерес представляют руды Норильского района
(Восточная Сибирь) генетически связанные с оливиновыми габбро-
диабазами, прихотливо прорезающими осадочно-вулканогенную толщу
тунгусских отложений.
Судя по геологическим данным, руды и их материнские
породы застывали в близповерхностных условиях, что существенно
отразилось на структурно-текстурных особенностях руд и их составе.
Прежде всего это сказалось на широком распространении вкрапленных
Рис. 86. Вкрапленная руда в пикритовых габбро-диабазах. Белое — сульфиды.
Норильское месторождение Полированный штуф. Нат. вел.
руд в виде мелких гнездообразных скоплений сульфидов (пирротина,
пентландита, халькопирита), главным образом в нижних богатых оли-
вином дифференциатах габбро-диабазовой интрузии — пикритовых и
такситовых габбро-диабазах (Годлевский, 1959). Образованию таких
вкрапленных руд, очевидно, способствовало сравнительно быстрое
остывание рудоносной магмы в близповерхностных условиях, не позво-
лившее гравитационной дифференциации дойти до конца. Более огра-
ниченное распространение имеют шлировые рудные тела среди такси-
тового габбро-диабаза в придонной части интрузивных пород. Руды
в этих шлирах богаты включениями силикатов (основного плагиоклаза,
пироксена, оливина) и в периферических частях постепенно переходят
в убогие руды.
Встречаются также типичные жильные тела сплошных сульфидов,
располагающиеся в низах габбро-диабазов и в подстилающих их более
ранних лабрадоровых порфиритах. Жилы обладают резкими, хотя и
неровными границами. Характерно, что пологопадающие часто ветвя-
щиеся жилы сложены рудами, содержащими преимущественно пирро-
тин, тогда как крутопадающие жилы имеют существенно халькопири-
товый состав. Последние по падению прослеживаются на небольшую
71
глубину и при выклинивании, пересекая лабрадоровые порфириты,
иногда входят даже в подстилающие осадочные породы.
Рис. 87. Гнездообразные выделения сульфидов (светлое) в габбро-
циабазе. Норильское месторождение. Полированный штуф
Рис. 88 Сульфиды (черное) выпол-
няют промежутки между хорошо
образованными кристаллами пла-
гиоклаза (белое) в пикритовом габ-
бро-диабазе. В левой части снимка
в сульфиде зерно апатита (отмечено
крестикомк Норильское месторожде-
ние. Прозрачный шлиф. Снято с од-
ним николем. X 46
Особенностью руд Норильского месторождения является наложе-
ние более поздних низкотемпературных минеральных ассоциаций,
обычно не наблюдающихся в место-
рождениях, образовавшихся в глу-
бинных условиях. Установлено раз-
ложение ранних минералов (напри-
мер, пентландита) или замещение их
новыми минералами (никелистым
пиритом, виоларитом, миллеритом
и др.), возникшими в условиях повы-
шенной концентрации серы в остаточ-
ных растворах. Иногда эти измене-
ния приурочены к тонким трещинам,
выполненным типичными гидротер-
мальными минералами: карбонатами,
хлоритом, сфалеритом, галенитом
и др. Известны случаи полной перера-
ботки пирротин-пентландит-халькопи-
ритовых руд в пирит-миллерит-халько-
пиритовые руды, совершенно необыч-
ные для типичных месторождений мед-
ноникелевых сульфидных руд
Указанные выше особенности ус-
ловий образования руд в Норильском
районе обусловливают довольно ши-
рокое разнообразие их строения.
В Норильском месторождении наибо-
лее широко распространены вкрап-
ленные сульфидные руды в пикрито-
вых и такситовых (неоднородных по
текстурным особенностям) габбро-
диабазах. Тонкорассеянные мелкие выделения сульфидов в пикрито-
вых габбро-диабазах обладают типично ксеноморфными очертаниями.
72
Нередко наряду с мельчайшими выделениями сульфидов в них при-
сутствуют и более крупные вкрапления удлиненной или округлой
формы (рис. 86). Выделения
сульфидов в такситовых габ-
бро-диабазах обычно более
крупные и часто обладают
менее правильной, нередко
уплощенной формой.
В богатых рудах с густой
вкрапленностью сульфидов в
габбро-диабазовой породе мес-
тами наблюдались типичные
пятнистые текстуры руд (рис.
87).
В прозрачных и полиро-
ванных шлифах из вкраплен-
ных руд отмечается резко вы-
раженный идиоморфизм сили-
катов (плагиоклазов, оливина
и пироксена) по отношению
к сульфидам (пирротину,
пентландиту и халькопириту).
На рис. 88 хорошо видно вы-
полнение сульфидами проме-
жутков между кристаллами
плагиоклазов. Такая же ти-
Рис. 89 Сульфиды (черное) цементируют
кристаллы оливина в пикритовом габбро-
диабазе. Оливин в значительной степени
замещен серпентином и магнетитом. Но-
рильское месторождение. Прозрачный
шлиф. Снято с одним николем. X 10
Рис. 90. Вкрапленность сульфидов в пикритовом
габбро-диабазе (темное). Верхняя часть крупного
выделения в центре — халькопирит, нижняя часть—•
пирротин. Норильское месторождение. Полирован-
ный шлиф. X 6
личная сидеронитовая структура, обусловленная цементацией суль-
фидами хорошо образованных зерен оливина, наблюдается на рис. 89.
Следует отметить,
что конфигурация суль-
фидных скоплений чрез-
вычайно напоминает миа-
роловые пустоты, запол-
ненные рудным вещест-
вом.
Перед моментом кри-
сталлизации породооб-
разующих силикатов
сульфидные обособления
имели, вероятно, капле-
видную форму, которая
резко исказилась после
кристаллизации силика-
тов. Иначе говоря, кри-
сталлизация сульфидов
происходила уже в по-
слемагматический этап
при значительно более
низких температурах. О
том, что сульфидное ве-
щество после полнога
затвердевания материн-
ской магмы находилось
еще в жидком состоянии,
также свидетельствует
наличие типичных трещинных рудных жил и прожилков.
Для более крупных вкрапленных выделений сульфидов как в пи-
критовых, так и в такситовых габбро-диабазах весьма характерно раз-
73-
деление их на верхнюю халькопиритовую и нижнюю пирротиновую
часть (рис. 90). Граница раздела, по-видим^му> в большинстве случаев
Рис. 91. Вкрапленная руда в пикритовом габбро-
диабазе. Видны мелкие ксеноморфные и более
крупные вкрапленные выделения сульфидов. В наи-
более крупном из них наблюдается кристаллик апа-
тита (черное). Норильское месторождение. Полиро-
ванный штуф. Нат. вел.
Рис. 92. Выделения сульфидов (светлое) в пикри-
товом габбро-диабазе (черное) содержат пластинки
биотита (черное) в центральной части сульфидов.
Норильское месторождение. Полированный шлиф.
X 6
располагается горизон-
тально. Такая закономер-
ная приуроченность пир-
ротина, обладающего по
сравнению с халькопири-
том большим удельным
весом, к нижней части
вкрапленных выделений
скорее всего обусловлена
гравитационным разделе-
нием сульфидов. Естест-
венно, что кристаллизо-
ваьшийся первым пирро-
тин занимал при этом
нижнюю часть каплеоб-
разных выделений суль-
фидов.
Большой интерес
представляет обнаруже-
ние в таких более круп-
ных расслоенных выде-
лениях сульфидов апа-
тита (Генкин, Васильева,
Яковлевская, 1961). Он
обычно представлен хо-
рошо образованными
длиннопризматическими
кристаллами, размер ко-
торых в длину колеблет-
ся от долей миллиметра
до 2 см (в крупных
вкрапленных выделени-
ях). Характерно, что та-
кие кристаллы апатита
приурочены исключи-
тельно к выделениям
сульфидов и в окружаю-
щей их породе не встре-
чаются. В полированном
штуфе богатой вкраплен-
ной руды (из пикрито-
вого габбро-диабаза)
кристаллик апатита ви-
ден в наиболее крупном
вкрапленном выделении
(рис. 91). Основная мас-
са породы обладает ти-
пичной сидеронитовой
структурой (см. рис. 89).
Кристаллики апатита
располагаются как в
халькопиритовой, так и
в пирротиновой части расслоенных вкрапленников Иногда они ориен-
тированы перпендикулярно к границе раз;(ела пирротина и халько-
пирита. Реже кристаллики апатита наблю>хаются внутри мелких ксе-
номорфных выделений сульфидов (см. рис. gg, левая часть).
74
В полированных шлифах иногда отмечается сложная, как бы «рас-
щепленная», форма кристаллов апатита и наличие в них включений
сульфидов. Сульфиды благодаря прозрачности кристаллов апатита осо-
бенно хорошо видны под бинокулярной лупой, при этом наблюдаются
как трубчатые включения, расположенные параллельно удлинению
кристаллов, так и каплеобразные. Эти данные позволяют считать, что
рост кристаллов апатита происходил в сульфидном расплаве, который
частично захватывался апатитом.
Присутствие апатита среди сульфидов свидетельствует о том, что
летучие вещества после кристаллизации силикатов концентрировались
в еще жидком сульфидном расплаве. О летучих можно судить также
и по наличию в пикритовом габбро-диабазе над вкрапленными выде-
лениями сульфидов оторочек таких минералов, как роговая обманка,
биотит, ангидрит, и более поздних пренита, серпентина и хлорита. Осо-
бый интерес представляет нахождение в оторочках над сульфидами
ангидрита, впервые обнаруженного в рудах собственно магматических
месторождений. В тесном срастании с ним обычно наблюдается рого-
вая обманка. Закономерность расположения и парагенезис ангидрита
не оставляют сомнения в его гипогенном происхождении, следовательно,
при образовании ангидрита мы имеем дело с интересным случаем ги-
погенного окисления серы. Встречается нередко и биотит, наблюдаю-
щийся не только в оторочках над сульфидами, но и в самих сульфи-
дах (рис. 92).
Из особенностей строения сульфидных масс, слагающих жильные
руды, следует упомянуть прежде всего те, которые обусловлены взаимо-
отношениями главных рудообразующих минералов — пирротина, халь-
копирита и пентландита. В пирротиновых жилах преобладающим мине-
ралом является пирротин, образующий большей частью крупные зерна
размером 0,5—5 см. Халькопирит обычно выполняет промежутки между
зернами пирротина в виде петельчатых образований (рис. 93), свиде-
тельствующих о его более поздней кристаллизации.
Существуют постепенные переходы от пирротиновых жил к значи-
тельно реже встречающимся халькопиритовым жилам. На рис. 94 пред-
ставлен полированный штуф пирротин-халькопиритовой руды, в кото-
рой халькопирит преобладает над пирротином. Обращает на себя вни-
мание расположение изометричных выделений пентландита по границе
пирротина и халькопирита. Интересно, что вытянутые выделения пир-
ротина перпендикулярны к зальбандам горизонтальной жилы. К лежа-
чему боку жилы количество пирротина и размер его выделений увели-
чиваются. Соотношения пирротина и халькопирита показывают, что и
при формировании жильных руд, по-видимому, имело место скопление
кристаллизующегося первым пирротина в нижней части жилы вслед-
ствие [равитации.
Пентландит в пирротиновых жилах образует изометричные выде-
ления размером 0,5—2,0 мм, встречающиеся спорадически в массе пир-
ротина или расположенные на границе пирротина и халькопирита (см.
рис. 94). Часто наблюдаются каемки пентландита, особенно эффект-
ные в случае расположения их вокруг округлых выделений халькопи-
рита, заключенных внутри весьма крупных (до 10 см) зерен пирротина.
Подобные каемки возникают, по-видимому, вследствие реакции бога-
той медью и никелем жидкости с пирротином.
К числу характерных структурных особенностей норильских руд
относится также присутствие в них многочисленных структур распада
твердых растворов.
Наиболее широко распространена структура распада пентландита
в пирротине, представленная пластинчатыми выделениями пентландита,
закономерно и сравнительно равномерно распределенными параллельно
отдельности (0001) пирротина (рис. 95). Размер пластинчатых выде-
75
Рис. 93. Пирротиновая руда. Между крупными зернами
пирротина (темно серое) располагается халькопирит (бе-
лое). Норильское месторождение. Полированный штуф,
’/г нат. вел.
Рис. 94. Пирротии-халькопиритовая руда. Среди халькопи-
ритовой массы (серое) удлиненные выделения пирротина
(темно-серое). Мелкие изометричные выделения по гра-
нице пирротина и халькопирита — пентландит (светлое).
Норильское месторождение. Полированный штуф.
2/з нат. вел.
лений обычно равен 0,01X0,1 мм. Число их местами бывает настолько
велико, что они буквально переполняют пирротин. Часто выделения
пентландита наблюдаются около мелких трещинок в пирротине, причем
в этом случае форма их напоминает язычки пламени, а ориентировка
их независимо от того, как проходит трещинка, сохраняется параллель-
ной (0001). В сечениях пирротина параллельных (0001) пластинчатые
выделения пентландита выглядят в виде розеток _радиально-дендрито-
видного строения (рис. 96), обнаруживающих шестилучевую сим-
метрию.
Следует отметить, что наряду с пластинчатыми выделениями пент-
ландита параллельно (0001) пирротина, в последнем иногда бывают
Рис. 95. Пластинчатые выделения пентландита (белое) и пластинки
магнетита (темио-серое), располагающиеся в пирротине (серое) го
направлению базальной отдельности. Норильское месторождение. Поли-
рованный шлиф. X 160
киочены закономерно ориентированные пластинки магнетита (см.
: ис. 95). Интересно, что в крупных кристаллических зернах пирротина
; поверхностях раскола, проходящих параллельно отдельности (0001),
агнетит представлен многочисленными пластинками правильной ше-
стиугольной формы (рис. 97), лежащими в плоскости отдельности пир-
отина (Генкин, 1949).
Чрезвычайно характерно, что все шестиугольные пластинки маг-
- тита одинаково ориентированы по отношению друг к другу, соответ-
венные стороны этих шестиугольников строго параллельны (см.
ис. 97).
Шестиугольная форма пластинок объясняется, очевидно, тем, что
они ограничены шестью гранями октаэдра в плоскости, перпендикуляр-
эй к тройной оси магнетита или параллельной граням (111) октаэдра,
т е. они представляют настоящие пластинчатые кристаллы. Как из-
стно, в магнетите плоскости, перпендикулярные к тройным осям,
зтяются плоскостями плотнейшей упаковки ионов кислорода. В свою
чередь в кристаллической структуре пирротина плоскость (0001) также
эедставляет собой плоскость плотнейшей упаковки ионов серы. Та-
-.ам образом, мы имеем дело с закономерным срастанием магнетита
77
и пирротина, происходящим по плоскостям плотнейшей упаковки этих
минералов.
Весьма интересно значительное увеличение количества пластинча-
тых выделений пентландита около пластинок магнетита, наблюдаемое
Рис. 96. Дендрптовидная форма пластинчатых выделений пентлак
дпта (белое) в сечениях пирротина, параллельных (0001). Нориль-
ское месторождение. Полированный шлиф. X 160
Рис. 97. Поверхность скола крупных зерен пирротина, проходящая
параллельно (0001). Хорошо видна закономерная ориентировка пла-
стинок магнетита (светлые шестиугольники). Норильское месторожде-
ние. Полированный шлиф. X 33
в базальных сечениях пирротина (Генкин, 1955). При последователь-
ном сошлифовывании образцов крупнокристаллического пирротина
в плоскости, которая проходит параллельно базальной отдельности
в пирротине, в тонком слое над пластинками магнетита появляются
78
скопления мелких розеток пентландита, причем контуры этих скоплений
имеют шестиугольную форму. В тонком слое под пластинками магне-
тита наблюдаются такие же скопления розеток пентландита, тогда как
за пределами пластинок магнетита встречаются более крупные розетки,
но в значительно меньшем количестве (рис. 98).
Эти данные указывают на то, что распад твердого раствора никеля
в пирротине произошел позже образования пластинок магнетита и что-
плоскости контакта их с пирротином были благоприятны для выделе-
ния пентландита в процессе распада твердого раствора.
Широко распространены в рудах и другие структуры распада
твердых растворов. Избыточное количество железа в халькопирите-
Рис. 98. Пластинка магнетита (темное) и розеточки пентландита
(белое) в пирротине (серое). Норильское месторождение. Полиро-
ванный шлиф. X 85
обособляется при распаде твердого раствора в виде мелких, неправиль-
ной формы выделений пирротина. В виде продуктов распада в халько-
пирите часто наблюдаются также кубанит (рис. 99), валлериит, пент-
:андит и др.
Форма, размеры, количество и распределение продуктов распада,
представленных мелкими и мельчайшими пластинчатыми, пламенеоб-
разными, линзообразными или неправильными (пентландит в пирро-
тине, валлериит и пентландит в халькопирите) выделениями, свидетель-
ствуют о том, что благодаря быстрому охлаждению распад в рудах
произошел не полностью.
В отличие от норильских руд для руд месторождений Мончегор-
ского и Садбери характерны петельчатые срастания пирротина и пент-
ландита. Особенности срастаний этих минералов обусловлены, по-ви-
димому, различной скоростью падения температуры, связанной с глу-
биной их формирования, которая для руд месторождений Мончегор-
ского и Садбери была значительно большей, чем для руд Норильска.
Остановимся еще на одной особенности норильских руд, связанной
с присутствием в их составе металлов платиновой группы. Как известно,
руды медно-никелевых сульфидных месторождений являются в настоя-
щее время основным источником добычи металлов платиновой группы.
Но форма нахождения платиновых металлов до сих пор выяснена
19
лишь очень слабо. В жильных рудах Норильского месторождения, пла-
тиновые минералы особенно часто встречаются в халькопиритовых жи-
лах (Генкин, 1959). Весьма характерно крайне неравномерное их рас-
пределение, вследствие чего нередко среди сульфидов отмечаются скоп-
ления их зерен.
Большой интерес представляет установленный нами факт значи-
тельного увеличения числа зерен платиновых минералов в призальбан-
довых частях некоторых жил, причем наиболее обогащен обычно верх-
ний зальбанд жил. Зерна платиновых минералов размером до 1 льч
постоянно прослеживаются на различных расстояниях друг от друга
Рис. 99. Структура распада твердого раствора кубанита
(темно-серые пластинчатые выделения) в халькопирите
(серса). Норильское месторождение. Полированный шлиф.
X 106
по всему зальбанду. Они располагаются большей частью почти по са
мой границе с пикритовым габбро-диабазом (или лабрадоровым пор-
фиритом) среди проходящей вдоль зальбанда каемки магнетита
(рис. 100).
Изучение формы зерен платиновых минералов и их возрастных
взаимоотношений с другими рудными минералами совершенно опреде-
ленно показывает, что платиновые минералы возникают позже заклю-
чающих их сульфидов, хотя они нередко встречаются в виде кристал-
лов с правильными ограничениями. Для таких кристаллов весьма ти-
пичны скелетные формы и неравномерное, часто ступенчатое развитие
отдельных граней (рис. 101). Характерной особенностью является также
постоянное присутствие в них включений окружающих сульфидов
(халькопирита, кубанита, пирротина, пентландита). Оптическая ориен-
тировка включений нередко совпадает с ориентировкой окружающих
сульфидов. Эти данные позволяют считать кристаллические зерна пла-
тиновых минералов за метакристаллы. Распределение их среди суль-
фидов также подтверждает это предположение.
Интересно, что скопления платиновых минералов чаще всего встре-
чаются среди пентландита, обладающего хорошо выраженной спайно-
стью по (Ill), что, по-видимому, определяло его большую проницае-
мость для поздних растворов и в связи с этим создавало более благо-
приятные условия роста метакристаллов платиновых минералов. Осо-
80
Рис. 100. Расположение платиновых минералов (белые зернышки)
по границе сульфидной жилы с пикритовым габбро-диабазом (чер-
ное). Серые рельефные выделения — магнетит, светло-серые — суль-
фиды (халькопирит и кубанит). Норильское месторождение. Поли-
рованный шлиф. X 8
Рис. 101. Метакристалл платинового минерала (белое) в пентландите
(серое), содержащий его включения. Норильское месторождение. Полиро-
ванный шлиф. X 40
бенно показательно присутствие наряду с кристаллическими зернами
типичных прожилков платиновых минералов, рассекающих сульфиды.
Характерны ступенчатые ограничения прожилков по зальбандам, обус-
ловленные ростом небольших кристалликов платинового минерала
в сторону окружающего его пирротина (рис. 102). Толщина таких про-
жилков обычно не превышает 0,05 мм. Местами такие прожилки плати-
новых минералов рассекаются прожилками магнетита поздней гене-
рации.
Интересны также срастания платиновых минералов с другими ми-
нералами, находящимися в парагенетической ассоциации с ними.
К числу таких постоянных спутников относятся самородное золото и
Рис. 102. Прожилок платиновых минералов (белое) среди пирротина
(серое). Светло-серое — халькопирит. Норильское месторождение. Поли-
рованный шлиф. X 165
другие минералы золота и серебра. Они обычно располагаются по
периферии выделений платиновых минералов, а в отдельных местах
окружают их со всех сторон и образуют с ними графические срастания.
Изредка удается наблюдать, что золото образует прожилки в платино-
вых минералах и окружающих их сульфидах.
Весьма показательна ассоциация с платиновыми минералами таких
поздних сульфидов, как галенит и сфалерит. Особенно часто встреча-
ется галенит, образующий включения в платиновых минералах,
а иногда со всех сторон окружающий их выделения (рис. 103). Присут-
ствие минералов свинца в медно-никелевых сульфидных рудах, обога-
щенных платиноидами, отмечается и для других месторождений. Гале-
нит и свинецсодержащий паркерит Ni3(Bi, Pb)2S2 установлены на ме-
сторождениях Садбери (Канада) и Инсизва (Южная Африка).
Для выяснения условий образования платиновых минералов весьма
интересна их тесная ассоциация в некоторых жилах с поздними про-
жилками магнетита и минерала по своим оптическим свойствам (очень
сильное двуотражение с изменением отражательной способности от 25
до 7 и чрезвычайно сильная анизотропия) весьма сходного с графи-
82
том Последний представлен мельчайшими пластинчатыми кристалли-
ками (см. рис. 103). Интересно, что графит, как и платиновые мине-
ралы, приурочен к зальбандам, в удалении от них он быстро исчезает
и в центральных частях жил полностью отсутствует (в отличие от пла-
тиновых минералов). Прожилки позднего магнетита и графита рассе
кают сульфиды и крупные выделения раннего магнетита.
Особенности нахождения платиновых минералов в сульфидных жи-
лах и парагенетические ассоциации, в которых они встречаются в ру-
дах, показывают, что платиновые металлы концентрируются в обога-
щенном летучими веществами сульфидном расплаве, отделившемся пу-
тем ликвации от силикатного расплава. Перенос их, несомненно,
Рис. 103. Платиновый минерал — ярко-белый (1), в ассоциации с гале-
нитом (2), графитом (3), кубанитом (4), халькопиритом (5), магнети-
том (6); черное — нерудные минералы. Норильское месторождение. Поли-
рованный шлиф. X 165
осуществляется в виде каких-то комплексных летучих соединений, при
"эспаде которых и могли возникать твердые растворы платины с палла-
;.ием, железом, медью, никелем и другие платиновые минералы.
Рудные жилы Норильского месторождения располагаются как
з нижних частях интрузива габбро-дпабазов, так и во вмещающих его
породах: лабрадоровых порфиритах, андезиновых диабазах и песчани-
ах. Взаимодействие образующего жилы сульфидного расплава с вме-
щающими породами приводит в некоторых случаях к появлению свое-
бразных текстур руд.
Интересны взаимоотношения пирротиновых жил и сопровождаю-
щих их прожилков с подстилающими габбро-диабазы лабрадоровыми
порфиритами. В сульфидных прожилках, кроме пирротина, пентлан-
дита и халькопирита, принимают участие магнетит и, что замечательно,
тогда калиевый полевой шпат. Последний в некоторых случаях почти
целиком выполняет тонкие трещинные полости. Присутствие этого
минерала только в пределах сульфидных прожилков, по-видимому, ука-
зывает на обогащение рудоносных растворов калием. Обращает на
1 Графит в ассоциации с сульфидами меди, железа и никеля упоминается
П. А. Вагнером (1932) в обогащенном платиновыми металлами «горизонте Мерен-
ского» в Южной Африке.
83
Рис. 104. Контакт сульфидных масс (серое) с лабрадоровым порфиритом
(темное). В левой части снимка прерывисто-полосчатые образования. Нориль-
ское месторождение. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 105 Чередование прерывистых полосок, сложенных силикатными
минералами (черное) с сульфидными полосками (светло-серое). Нориль-
ское месторождение. Полированный шлиф. Х40
себя внимание также то, что рудные прожилки с обеих сторон сопро-
вождаются тонкими полосами пылевидной вкрапленности сульфидов.
Иногда на контакте лабрадоровых порфиритов со сплошными суль-
фидными массами возникают оригинальные тонкие срастания силика-
тов с сульфидами, представленные прерывисто-полосчатыми образо-
ваниями (рис. 104), весьма напоминающими по своему внешнему виду
«бурундучные» руды Кадаинского свинцово-цинкового месторождения.
В этих образованиях прерывистые полоски, состоящие в основном из
силикатных минералов, чередуются с сульфидными полосками, сложен-
ными пирротином и пентландитом (рис. 105). Как показывает изучение
прозрачных шлифов, силикатные полоски сложены плагиоклазом (лаб-
радором) и моноклинным пироксеном, т. е. теми же минералами, кото-
рые входят в состав лабрадоровых порфиритов. Однако силикаты в по-
Рнс. 106. Цепочки магнетита (серое) в сульфидах (светлое) точно повто-
ряют первоначальные контуры обломков лабрадорового порфирита (чер-
ное). Норильское месторождение. Полированный штуф. 2/3 нат. вел.
лосках значительно изменены, замещены хлоритом, среди них иногда
появляются амфибол и биотит. Порфировые вкрапленники лабрадора,
в очень небольшом количестве присутствующие в лабрадоровых порфи-
ритах, изредка наблюдаются и среди указанных полосчатых образова-
ний. К ним нередко приурочены также выделения анортоклаза. Состав
и структурные особенности полосчатых образований позволяют пред-
полагать, что они возникли в результате замещения лабрадоровых пор-
фиритов при воздействии на них сульфидного расплава.
В жилах сплошных сульфидов местами распространены брекчие-
видные текстуры, в которых обломками являются вмещающие породы
(оливиновые габбро-диабазы, лабрадоровые порфириты или сланцы).
При этом наблюдаются различные стадии замещения обломков пород
сульфидным веществом. В начальные стадии воздействия сульфидных
масс на лабрадоровые порфириты образуются цепочки зерен магнетита,
точно оконтуривающие обломки породы, заключенные в рудной массе.
При дальнейшем воздействии сульфидов обломки лабрадорового пор-
фирита (на 5—7 мм от контакта) более или менее равномерно заме-
щаются только сульфидами с сохранением ранее образовавшегося маг-
нетита в виде тонких каемок на месте первоначальных контуров облом-
ков (рис. 106). Нередко среди подобных оторочек магнетита около лаб-
радоровых порфиритов встречаются хорошо образованные кристаллы
апатита.
85
Следует указать, что минеральный состав сульфидной массы, вы-
полнившей трещинные полости и развившейся метасоматическим путем
за счет порфирита, один и тот же. Тем не менее сульфидные агрегаты,
возникшие в виде кайм, оконтуренных цепочками зерен магнетита,
обладают более мелкозернистой структурой по сравнению с теми, ко-
торые выполнили полости между обломками пород.
В тех случаях, когда взаимодействие между сульфидным распла-
вом и породой протекает более интенсивно, скопления магнетита вокруг
обломков местами уже не отражают первоначальных границ обломков
порфирита. В таких участках наряду с брекчиевидной текстурой обра-
зуются своеобразные кокардовые текстуры (рис. 107). При этом мел-
кие обломки порфирита подвергаются настолько сильному разъеданию,
что местами почти совсем исчезают (левая верхняя часть штуфа).
Рис. 107. Кокардовая текстура, обусловленная образованием ото-
рочек магнетита (темно-серое) вокруг обломков лабрадорового пор-
фирита (черное). Светлое — сульфиды. Норильское месторождение.
Полированный штуф. 2/з нат. вел.
Весьма интересные брекчиевидные текстуры руд возникают также
в участках, расположенных близ контакта эффузивных андезиновых
диабазов с сульфидными массами, сложенными в основном халькопи-
ритом. Обломки андезиновых диабазов окружены здесь оторочками из
кристаллов граната и псевдоморфозами по кристаллам апатита
(рис. 108), в большом количестве распределенными среди халькопи-
рита (Генкин, Васильева, Яковлевская, 1961). Псевдоморфозы по апа-
титу состоят из пренита, кальцита, хлорита и других минералов. В са-
мих диабазах на контакте с сульфидами появляется обычно более
светлая каемка пумпелиита. Отдельные мелкие обломки почти пол-
ностью замещаются сульфидами (рис. 108, верхняя часть), но их перво-
начальные контуры (как и лабрадоровых порфиритов) намечаются
кристаллами граната и псевдоморфозами по апатиту. Присутствие
в этих рудах больших количеств апатита свидетельствует о насыщен-
ности летучими веществами сульфидных масс, кристаллизующихся
наиболее поздно.
В крупнейшем месторождении Садбери (Канада), открытом
еще в бО-х годах прошлого столетия, сульфидные залежи приурочены
не только к подошве неритового лополита, но и к более поздним сбро-
совым нарушениям в подстилающих толщах (метаморфических слан-
цах, гнейсах, гранитоидных интрузивах и др.). В зонах брекчий, кото-
рые местами прослеживаются и в норите, рудное вещество цементи-
рует и разъедает обломки пород. В подстилающих норит толщах
86
установлены как секущие тела, так и параллельные сланцеватости вме-
жающих пород мощные жилообразные залежи неправильной формы,
доложенные иногда на значительном расстоянии от контакта с но-
утом. Предполагают, что на глубине они пространственно тесно свя-
ны с норитовым массивом. Встречаются также крутопадающие стол-
образные сульфидные тела.
Микроскопически руды месторождения Садбери изучались Толма-
2 4 и Роджерсом (Tolman a. Rogers, 1916). Согласно их данным, в ти-
-тчных образцах вкрапленных руд в норитах сульфиды (пирротин,
лькопирит и пентландит) кристаллизовались после силикатов—пла-
Глс. 108. Брекчиевидная текстура руды. Гранат (1 —темно-серые кристаллы с мно-
исленными включениями сульфидов) и псевдоморфозы по кристаллам апатита (2 —•
-черные, хорошо образованные кристаллики) в сульфидной массе (светлое). Темно-се-
г ->е — обломки андезинового диабаза. Норильское месторождение. Полированный
штуф. 2/з нат. вел.
гиоклазов и гиперстена, вокруг сульфидов наблюдаются реакционные
каймы амфибола (тремолита). Тонкие прожилки хлорита секут как
силикаты, так и сульфиды.
В богатых сульфидных рудах из нерудных минералов ими наблю-
дались плагиоклазы, калиевый полевой шпат, амфибол, биотит, кварц
Iиногда в графическом срастании с микроклином). Гиперстен, как
правило, отсутствует (замещен амфиболом). Изредка встречаются
гранат, апатит, титаномагнетит, хлорит. Пирит, полидимит, сфалерит
я другие более поздние сульфиды в виде тонких жилок секут главную
рудную массу, с ними обычно ассоциируют кварц и карбонаты.
Главные рудообразующие минералы — пирротин и пентландит —
образуют типичные петельчатые срастания с расположением выделе-
ний пентландита вокруг зерен пирротина (рис. 109). Интересны взаи-
' ^отношения сульфидов с более ранними зернами магнетита, содер-
жащего пластинчатые продукты распада ильменита. Сульфиды, как
'злее поздние образования, часто разъедают магнетит, а ильменит при
5-том сохраняется незатронутым. Иногда в сульфидах наблюдаются
87
Рис. 109. Петельчатое расположение пентландита (белое) по гра-
ницам Л'реп пирротина (серое). Черное—-силикаты. Месторождение
Садбери. Полированный шлиф. Х90
Рис. 110. Пластинчатые образования ильменита
(серое) среди пирротина (светлая основная мас-
са). Темно-серые и черные зерна—нерудные ми-
нералы. Месторождение Садбери. Полированный
шлиф. X 90
включения ильменита с решетчатым расположением пластинок,
(рис. ПО), представляющие, по всей вероятности, реликты от разъеда-
ния магнетита.
В брекчиевидных рудах наблюдаются частично замещенные
обломки вмещающих пород (норитов, сланцев, гранитов, диори-
тов и др.). Среди зеленокаменных сланцев сульфиды часто образуют
сеть тончайших прожилков, вытянутых параллельно сланцеватости, при-
чем какие-либо признаки изменения боковых пород отсутствуют.
Печенгские сульфидные месторождения (Кольский полу-
остров) характеризуются специфическими особенностями, связанными
с их геологическим положением, изменением вмещающих пород и ди-
намометаморфизмом руд. Рудоносные массивы ультраосновных пород,
прорывающие туфогенно-осадочную толщу, образуют в совокупности
Ши
Рис. 111. Строение Главной оруденелой тектонической зоны месторождения.
По Г. И. Горбунову
/—сплошная сульфидная руда; 2— оруденелая тектоническая брекчия; 3 — брекчироваиные-
сильнооруденелые серпентиниты с прожилками сульфидов; 4 — оруденелые филлиты; 5 — оруде-
нелые туффиты
рудоносную зону (Горбунов, 1959). Интрузивы дифференцированных
ультраосновных пород, с которыми связаны руды, сложены (снизу-
вверх) серпентинитами (измененными перидотитами верлитами), пи-
роксенитами и габбро. В лежачем боку интрузивы обычно подстила-
ются филлитами. Характерно весьма интенсивное изменение пород,
вмещающих оруденение, выражающееся в их амфиболизации, серпен-
тинизации, хлоритизации и отальковании.
Рудные тела локализованы либо в нижней части серпентинитов,
либо вдоль тектонических нарушений, проходящих большей частью по
контакту серпентинитов и подстилающих их филлитов. Руды обычно
представлены несколькими типами: 1) вкрапленные руды в серпенти-
нитах, 2) сульфидные руды, выполняющие промежутки между облом-
ками серпентинитов и филлитов,—-так называемая оруденелая текто-
ническая брекчия, 3) сплошные сульфидные руды и 4) вкрапленные и
прожилковые руды в филлитах. Взаимное расположение отдельных ти-
пов руд хорошо видно на рис. 111. Краткая характеристика текстурных
и структурных особенностей печенгских руд приводится по данным
Г. И. Горбунова (1961) и В. А. Масленикова (1961).
Наиболее широко распространенный вкрапленный тип руд пред-
ставлен густой мелкой вкрапленностью сульфидов (пирротина, пент-
тандита, халькопирита) в нижней части серпентинитов. В богатых
вкрапленных рудах наряду с вкрапленными выделениями наблюдаются
89-
и прожилки сульфидов. На рис. 112 видно как последние смещают
жилочку серпофита.
При микроскопическом изучении оруденелых серпентинитов выяв-
ляются характерные особенности срастаний слагающих их сульфидов и
вторичных силикатов (серпентина, талька, хлорита). Сульфиды зани-
мают преимущественно участки, которые в неизмененных перидотитах
были сложены пироксеном, а среди сульфидов располагаются псевдо-
морфозы по оливину, состоящие из серпентина, талька и хлорита
(рис. 113). Хлорит образует также многочисленные пластинчатые вы-
деления среди сульфидов.
Сутьфиды в срастании с серпентином наблюдаются и на месте
.зерен оливина, образуя своеобразные «рудно-силикатные» псевдомор-
Рис. 112. Богатая вкрапленная руда. Сильнооруденелый серпентинит
с жилками серпофита (черное) и более поздними жилками суль-
фидов (белое). Месторождение Каула (Кольский полуостров).
По Г. И. Горбунову. Полированный штуф. Нат. вел.
•фозы по его зернам (рис. 114). Такие псевдоморфозы подчеркивают
реликтовую пойкилитовую структуру оруденелых серпентинитов.
Иногда подобные псевдоморфозы бывают сложены одними сульфидами
и о их расположении на месте первоначальных зерен оливина свиде-
тельствуют лишь форма выделений сульфидов и присутствие среди них
типичных серпентино-магнетитовых прожилков (рис. 115). Такая бога-
тая вкрапленность сульфидов приурочена только к сильноизмененным
породам, расположенным в нижней части интрузивных массивов.
В слабоизмененных перидотитах, по данным В. А. Масленикова (1961),
рассеянные выделения сульфидов, выполняющие промежутки между
кристаллами серпентинизированного оливина и пироксена наблюдаются
значительно реже. Для пирротина в этих породах характерно частич-
ное замещение магнетитом.
Отмеченные выше структурные особенности вкрапленных руд по-
казывают, что формирование богатых разновидностей их связано
со значительным участием процессов метасоматоза.
Сравнительно широко в месторождениях развиты руды с брек-
чиевидной текстурой и реже сплошные сульфидные руды с массивной
и полосчатой текстурами, локализующиеся вдоль тектонических зон,
проходящих преимущественно по контакту серпентинитов с подстилаю-
щими их филлитами.
В рудах с брекчиевидной текстурой сульфиды цементируют
обломки оталькованных серпентинитов, филлитов и туффитов (рис. 116).
50
Рис. 113. Сильнооруденелый серпентинит. Сульфиды (белое) выпол-
няют промежутки между зернами оливина, превращенного в тальк
(черное) и хлорит и серпентин (темно-серое). Месторождение Каула.
По Г. И. Горбунову. Полированный шлиф. X 80
Рис. 114. Реликтовая пойкилитовая структура в сильнооруденелом
серпентините. Псевдоморфозы по оливину сложены сульфидами (бе-
лое) и серпентином (темно-серое). Промежуточная масса состоит из
сульфидов, магнетита и пластинчатого хлорита. Месторождение Каула.
По Г И. Горбунову. Полированный шлиф. X 40
Рис. 115. Псевдоморфоза пирротина (светло-серое) и пентландите
(белое) по оливину. В сульфидах видны прожилки серпентина и маг-
нетита (черное). Окружающая масса — серпентин, хлорит и суль-
фиды. Месторождение Каула. По Г. И. Горбунову. Полированный
шлиф. X 180
Рис. 116. Руда с брекчиевидной текстурой. Обломки серпентинитов (темное) цемен-
тируются сульфидами (светлое). Месторождение Каула. По Г. И. Горбунову. Поли-
рованный штуф. 2/з нат. вел.
Между обломками наряду с сульфидами в небольшом количестве раз-
виты карбонаты, кварц, хлорит. Обломки силикатных пород имеют
форму удлиненных линз параллельных тектонической зоне. Нередко
форма обломков округлая. В некоторых участках наблюдаются и угло-
ватые различно ориентированные обломки силикатных пород, харак-
терные для брекчиевых текстур.
Количественные соотношения между обломками и сульфидным це-
ментом различные в разных частях рудных тел. В некоторых месторож-
дениях (Каула и др.) количество сульфидов в этих рудах достигает
Рис 117. Порфировидные выделения пентландита (светлое) в полос-
чатой халькопирит-пирротиновой массе. Месторождение Каула. По
Г. И. Горбунову. Снято в косом свете. Полированный штуф. Нат. вел.
75%. Нередко наблюдается постепенный переход от руд с брекчиевид-
ной текстурой к сплошным сульфидным рудам.
Сплошные сульфидные руды слагают пластовые залежи, вытяну-
тые вдоль нижнего, большей частью тектонического контакта серпенти-
нитов. Руды состоят в основном из пирротина и в значительно меньшем
количестве из халькопирита и пентландита. В массивных пирротиновых
рудах пентландит иногда представлен порфировидными выделениями
размером до 5—10 мм.
Сплошные руды в подвижных тектонических зонах подвергаются
явлениям динамометаморфизма. Наблюдавшиеся местами полосчатые
текстуры руд с чередованием полосок пирротина, халькопирита и пент-
чандита (рис. 117) обусловлены, по-видимому, именно этими явлениями.
Динамические воздействия сказываются также на ориентированном
расположении среди пирротиновой массы пластинчатых выделений хло-
рита и мелких обломков силикатных пород, вытянутых в том же на-
правлении, что и выделения пентландита среди пирротина (рис. 118).
В скрещенных николях в динамометаморфизованных рудах наблю-
дается характерное мелкозернистое строение пирротиновых масс с за-
кономерной ориентировкой удлиненных мелких зерен пирротина
93
Рис. 118. Сплошная сульфидная руда, подвергшаяся динамометаморфизму.
Хорошо видно ориентированное расположение в пирротине (серое) пластинча-
тых выделений хлорита (черное). Белое — пентландит. Месторождение Каула
По Г. И. Горбунову. Полированный шлиф XI00
Рис. 119. Тонкозернистое строение пирротина в сплошной сульфидной руде,
подвергшейся динамометаморфизму. Удлиненные зерна пирротина ориентиро-
ваны в одном направлении. Более крупные белые зерна — пентландит. Место-
рождение Каммикиви (Кольский полуостров). По Г. И. Горбунову. Полиро-
ванный шлиф. Снято в скрещенных николях. X 100
(рис. 119). У пирротина в таких рудах часто отмечаются двойники
давления.
На месторождении Каула широко распространены также орудене-
лые филлиты. Сульфиды в филлитах представлены весьма мелкими
вкрапленными выделениями и прожилками. При выполнении сульфи-
дами плоскостей отслаивания и более тонких перпендикулярных к ним
трещинок возникают сетчатые текстуры. Интересные текстуры появля-
ются, когда сульфиды располагаются в плоскостях отслаивания плой-
чатых филлитов. Мощность сульфидных скоплений увеличивается при
этом в замках микроскладок. По мере удаления от тектонических зон
интенсивность оруденения в филлитах постепенно уменьшается.
Текстурные и структурные особенности руд Печенгских месторож-
дений указывают, таким образом, на значительную роль при их обра-
зовании явлений метасоматоза и последующих тектонических воздей-
ствий, что отличает их от руд других медно-никелевых месторождений.
СТРУКТУРНО-ТЕКСТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ РУД
КОНТАКТОВО-МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ
К контактово-метасоматическому типу оруденения, пространственно
и генетически тесно связанному со скарновым минералообразованием,
принадлежат месторождения многих промышленно важных металлов
Среди них известны широко распространенные на земном шаре круп-
ные месторождения железа, вольфрама (часто содержащие молибден
и олово), более редкие месторождения мышьяка (обычно золотосо-
держащие), меди, свинца и цинка и еще более редкие месторождения
олова, золота и платины. К этомуже типу относятся многие месторож-
дения нерудных ископаемых: графита, апатита, асбеста, талька, флого-
пита и борных минералов.
Месторождения этого типа залегают в контактах гранитоидных
массивов с известняками и доломитами или в зонах тектонических на-
рушений в непосредственной близости от контактов. Для них харак-
терна тесная ассоциация рудных минералов с силикатами кальция, же-
леза и магния, которые входят в состав скарнов.
Образование скарнов, как известно, связано с процессами метасо-
матического взаимодействия карбонатных и силикатных пород при
участии циркулирующих растворов в зонах высокотемпературного про-
грева вблизи интрузивных тел.
Теоретические основы процессов образования скарнов и связанного
с ними оруденения разработаны в трудах советских ученых А. Н. За-
варицкого (1922, 1929, 1954), Д. С. Коржинского (1941, 1945, 1948,
1955), Л. Н. Овчинникова (1948, 1960), В. А. Жарикова (1959, 1960),
Л. И. Шабынина (1960) и др. Установлено, что главная масса скарно-
вых минералов образовалась метасоматическим путем. При этом состав
карбонатных и силикатных пород существенно влияет на состав обра-
зующихся скарнов: на контактах с известняками возникают известко-
вые и известково-железистые скарны, на контактах с доломитами раз-
виваются магнезиальные скарны.
Руды скарновых месторождений, вследствие сочетания разновоз-
растных минеральных ассоциаций, отличаются большим разнообразием
минерального состава, структур и текстур. В процессе образования
скарнов выделение рудных минералов происходит в разное время,
соответствующее разным температурным ступеням. На основании изу-
чения многих месторождений выявлено, что окислы железа (магнетит,
гематит) в большинстве известковых и известково-железистых скарнов
отлагались вслед за образованием скарновых минералов (пироксенов,
гранатов), метасоматически замещая их. Лишь в магнезиальных скар-
нах магнетит выделялся одновременно с силикатами, алюминатами и
алюмосиликатами магния (оливином, пироксеном, шпинелью, флогопи-
96
том). В связи с этим в магнетитовых рудах скарнового типа преобла-
дают разнообразные текстуры замещения — массивные, полосчатые,
брекчиевидные (наряду с реликтовыми текстурами замещаемых пород).
Признаки метасоматических взаимоотношений широко проявляются и
в срастаниях минералов.
Возникновение шеелита и сульфидов относится к более низкотемпе-
ратурному этапу минералообразования. Соответственно и форма выде-
лений этих минералов нередко обусловлена выполнением трещин и
полостей.
Ниже приводится характеристика структурно-текстурных особен-
ностей руд некоторых месторождений железа, вольфрама, меди, свинца
и цинка. Она составлена преимущественно по литературным данным,
дополненным личными наблюдениями автора.
ГЛАВА VI
ЖЕЛЕЗНЫЕ РУДЫ
Контактово-метасоматические месторождения железа, связанные
с известковыми скарнами, обычно представлены залежами сплошных
или вкрапленных магнетитовых руд.
В первичных рудах, кроме магнетита, в качестве второстепенных
рудных минералов присутствуют гематит, титаномагнетит и сульфиды.
Среди сульфидов наиболее распространенными являются пирит, пирро-
тин и халькопирит, реже встречаются сфалерит, галенит, марказит; еще
более редки арсениды и сульфоарсениды (арсенопирит, кобальтин,
глауокодот, саффлорит и др.).
Окисленные руды представлены сплошными массами мартита, ме-
стами включающими реликтовые участки магнетита.
Весьма разнообразны нерудные минералы. Наиболее широко рас-
пространены реликтовые минералы скарнов — пироксены диопсид —
геденбергитового ряда и гранаты гроссуляр — андрадитового ряда;
в некоторых разностях руд встречаются ортоклаз, скаполит; часто на-
блюдаются эпидот, актинолит, хлорит, кальцит, апатит, а иногда сиде-
рит, пренит, везувиан, местами кварц, альбит и цеолиты.
В магнезиальных скарнах магнетит, титаномагнетит и подчиненный
им гематит ассоциируют с форстеритом, диопсидом, шпинелью и бора-
тами (людвигитом и замещающим его ашаритом), а также флогопи-
том, серпентином и хлоритом. В тех случаях, когда магнезиальные
скарны, содержащие магнетитовое оруденение, замещаются известко-
выми скарнами, наряду с магнетитом присутствуют гранат, везувиан,
ильваит и другие минералы известковых скарнов.
Типичными представителями контактово-метасоматических место-
рождений железа, залегающих в известковых и известково-железистых
скарнах, в СССР являются Магнитогорское, Высокогорское, Горобла-
годатское и ряд других на Урале, месторождения Кустанайской обла-
сти, ряд месторождений Алтае-Саянскои горной области, Даль-
него Востока и Закавказья (Дашкесапское). Главный рудный
минерал этих месторождений — магнетит, обычно образующий сплош-
ные массы руд, как правило, наблюдается в виде нескольких генера-
ций, различных по относительному возрасту. Как показывают геологи-
ческие данные, магнетит может возникать путем непосредственного за-
мещения известняков, путем замещения экзоскарнов, реже эндоскар-
иов или самих изверженных пород.
Одним из наиболее убедительных фактов, свидетельствующих
о замещении магнетитом известняков, является наблюдаемый в ряде
месторождений переход выдержанных пластов массивных магнетитовых
руд в пласты известняка такой же мощности во фланговых частях
наиболее удаленных от интрузивов. По данным Л. Н. Овчинникова
98
(1960), такие переходы установлены в Покровском месторождении.
Третьем Северном руднике и в других местах Урала. В Соколовском
есторождении (Кустанайская группа), по данным Д. О. Онтоева
<1958), среди массы магнетитовых руд встречались незамещенные
остатки мраморизованных известняков.
А. Н. Заварицким (1922—1927 г.) в рудах горы Магнитной отме-
чались псевдоморфозы магнетита по органическим остаткам в извест-
няке. Псевдоморфозы крупнозернистого магнетита по колонии кораллов
становлены Л. Н. Овчинниковым (1960) в одной из залежей Третьего’
Северного рудника. В магнетитовых рудах Второго Северного рудника
н обнаружил остатки криноидей. В большинстве же случаев замеще-
Рис. 120. Резкий контакт мелкозернистой массивной магнети-
товой руды (темное) с известняком (светло-серое). Соколов-
ское месторождение. По Д. О. Онтоеву. Полированный штуф.
Нат. вел.
ние магнетитом известняка происходит полностью без сохранения ка-
ких либо реликтовых текстур. Контакты массивных магнетитовых руд
известняками, как правило, резкие (рис. 120). Постепенные переходы
массивных магнетитовых руд в известняки описаны Д. О. Онтоевым
(1958) в Соколовском месторождении. Здесь в известняках вблизи кон-
такта с рудой наблюдается обильная вкрапленность, мелкие гнезда и
прожилки магнетита, количество которых убывает по мере удаления от
контакта с рудой.
Массивные руды, возникающие путем замещения экзоскарнов,
в ряде случаев имеют постепенные переходы через вкрапленные скар-
ново-магнетитовые руды к безрудным скарнам. Такие руды описаны
на горе Магнитной (Заварицкий, 1927), горе Высокой и др. В этих
рудах в небольшом количестве всегда содержатся реликтовые зерна
или агрегаты более ранних скарновых минералов — граната, пироксена,
скаполита и продуктов их разложения — кварца, хлорита, актино-
лита и др. Эти особенности в ряде случаев позволяют отличать их от
массивных руд, возникших при замещении известняков.
Случаи образования магнетитовых руд путем замещения эндоскар-
нов и интрузивной породы наблюдаются сравнительно редко. Приме-
ром могут служить «оспенные руды» Гороблагодатского месторожде-
ния на Урале. Полагают, что они образовались при замещении сиенит-
порфира магнетитом. Среди массы магнетита макроскопически наблю-
даются реликтовые участки сиенит-порфира или одиночные кристаллы
калиевого полевого шпата и скаполита.
9»
Рис. 121. Мелкозернистая сплошная магнетитовая руда. Пустоты выпол-
нены кальцитом (белое). На стенках пустот видны корочки идиоморфных
кристаллов магнетита. Высокогорское месторождение. Штуф. Нат. вел.
Рис. 122. Сплошная магнетитовая руда с пустотами, выпол-
ненными кальцитом (белое) Лебяжинское месторождение
(Урал). Полированный штуф Нат. вел.
Разведочными данными установлено, что оспенные руды образуют
в сиенит-порфире сеть жил и прожилков, переходящих в штокверк и
местами в крупные гнездовые скопления. Оспенные руды в сущности
образуют переходною зону от сиенит-порфира к мономинеральной мас-
сивной магнетитовой руде.
Рис. 123. Пирит (белое), халькопирит (светло-серое), каль-
цит (черное) и актинолит (игольчатые выделения в суль-
фидах) выполняют пустоту в сплошной магнетитовой руде.
Темно-серое — магнетит. Высокогорское месторождение.
Полированный шлиф. X 320
Рис. 124. Неравномернозернистая структура магнетитового
агрегата. Черное—нерудные минералы и пустоты (дефекты
полировки). Высокогорское месторождение. Полированный
шлиф. X 40
Массивные магнетитовые руды обычно сложены зернистыми агре-
гатами магнетита, среди которых местами наблюдаются пустоты раз-
•нчной величины и формы, окруженные идиоморфными кристалликами
уагнетита. В качестве примера можно привести руды Высокогорского и
Лебяжинского месторождений (рис. 121, 122). На неполированной по-
верхности образцов в довольно равномернозернистой массе магнетита
101
видны пустоты в одних случаях полые, в других выполненные кальци-
том. В том и другом случаях стенки пустот образованы относительно
крупными идиоморфными кристаллами магнетита. Эт) отчетливо видно
на полированной поверхности образцов.
По данным ряда исследователей, в сплошных рудах, заместивших
известняки, пустоты заполнены кальцитом; в рудах, заместивших
скарны, наряду с карбонатами в пустотах наблюдаются гранат и хло-
рит. В том и другом случае встречаются сульфиды — пирит, халькопи-
рит, сфалерит и др., иногда сульфиды с гематитом, карбонатами и
актинолитом (рис. 123) или хлорит с гематитом, либо апатит.
В шлифах (рис. 124) агрегаты сплошного магнетита имеют нерав-
номернозернистую структуру с размерами зерен от нескольких сотых
Рис. 125. Неравномернозернистая магнетитовая руда. Ауэрбатовское место-
рождение (Урал). По Л. Н. Овчинникову. Штуф. Нат. вел.
'миллиметра до нескольких миллиметров. Зернистое строение хорошо
различается даже в непротравленных шлифах и еще более отчетливо
при травлении концентрированной НС1. Характерной особенностью
внутреннего строения зерен магнетита в данном случае является пол-
ная их однородность. Однако в рудах ряда других месторождений до-
вольно часто наблюдается зональное строение зерен магнетита.
Одной из особенностей структуры сплошных магнетитовых агрега-
тов является наличие участков, резко отличающихся по степени зерни-
стости. В сплошной магнетитовой руде Высокогорского месторождения
крупнозернистые агрегаты на фоне относительно мелкозернистых масс
магнетита хорошо заметны в неполированных штуфах. Граница между
.агрегатами, обладающими различной зернистостью, отчетливая и даже
резкая.
Необычной крупнозернистостью отличаются руды Ауэр баховского
месторождения, в которых участки крупнозернистого магнетита обла-
дают размерами зерен в несколько сантиметров (рис. 125); нередко
наблюдаются в рудах крупные сферолиты мушкетовита (до 10 си),
сложенные пластинчатыми радиально-лучистыми агрегатами.
В Соколовском месторождении среди массы мелкозернистых руд
выделяются участки, сложенные крупнозернистыми пластинчатыми ше-
«стовато-лучистыми клиновидными агрегатами мушкетовита размером
до нескольких сантиметров. Эти руды, по данным Д. О. Онтоева (1956,
102
1958), образуют гнездообразные, линзообразные обособления в лежа-
чем боку рудных залежей вблизи контакта их со скаполитовыми по-
родами.
Мушкетовит широко распространен также в рудах Лебяжинского
месторождения. Пустоты между псевдоморфозами магнетита по круп-
Рис. 126. Карбонатио-мушкетовитовая руда. Черное — карбо-
наты; серое — мушкетовит. Лебяжинское месторождение. Поли-
рованный шлиф. X 40
Рис. 127. Скопления гематита (светло-серое, левая часть) среди
магнетита (серое). Черное- нерудные минералы. Высокогорское
месторождение. Полированный шлиф. X 85
нопластинчатым агрегатам гематита нередко выполняются кальцитом
(рис. 126). Эти факты говорят о том, что ранние генерации гематита
в процессе развития оруденения оказываются неустойчивыми и в вос-
становительной обстановке превращаются в магнетит.
Скопления пластинчатого гематита, не превращенного в магнетит,
наблюдаются сравнительно редко и относятся главным образом к более
поздним генерациям окислов железа. Обычно такой гематит тесно ассо-
циирует с карбонатами, выполняя пустоты (рис. 127), либо образует
103
прожилки в массе сплошного магнетита. В последнем случае можно
заметить, что вмещающая гематит-карбонатный прожилок масса маг-
нетита подвергалась мартитизации.
Магнетит (судя по взаимоотношениям минеральных агрегатов),
образующий друзы идиоморфных кристаллов вдоль трещин в сплош-
ных магнетитовых рудах (рис. 128) относится к наиболее поздней гене-
рации.
В сплошных магнетитовых рудах, как уже отмечалось, всегда со-
держатся сульфиды, чаще всего пирит, халькопирит или пирротин.
В незначительных количествах встречаются сфалерит и арсенопирит.
Рис. 128. Корка идиоморфных кристаллов магнетита вдоль
полых трещинок в сплошной магнетитовой руде. Высоко-
горское месторождение. Нат. вел.
Для некоторых месторождений, как это установлено М. А. Карасик
(1954), характерны кобальтин, линнеит, молибденит, галенит, блеклые
руды и другие еще более редкие минералы.
В рудах Высокогорского, Магнитогорского и.ряда других место-
рождений сульфиды наблюдаются в виде неравномерно' рассеянной
вкрапленности и тонких прожилков (рис. 129) либо, выполняя пустоты,
образуют более крупные выделения неправильной формы. Привлекает
внимание почти постоянная ассоциация сульфидов с кальцитом или
актинолитом. В некоторых случаях в раздробленных рудах с брекчие-
видной текстурой (рис. 130) пирит совместно с кальцитом и мельчай-
шими обломочками магнетита цементирует более крупные обломки маг-
нетита и выполняет трещинки в них. Под микроскопом можно видеть
тонкие каймы пирита вокруг крупных обломков магнетита, а иногда
более крупные вкрапления в карбонатно-магнетитовом цементе. Пирит
также раздроблен и трещинки в нем заполнены кальцитом. Несом-
ненно, что в данном случае пирит выделялся позже магнетита, но
раньше кальцита. В пустотах выделение пирита предшествовало обра-
зованию кальцита (см. рис. 123).
Среди мелкозернистых магнетитовых агрегатов нередко присут-
ствуют метакристаллы пирита с хорошо выраженным зональным строе-
нием, выявляющимся в результате травления (рис. 131).
104
Рис. 129. Вкрапленность и прожилки сульфидов (пирита,
пирротина и халькопирита) в сплошной магнетитовой
руде- ЛТагннтогорское месторождение. Полированный штуф.
Нат. вел.
Рис. 130. Раздробленная массивная магнетитовая руда брекчиевитной текстуры.
Эбломки сложены мелкозернистым магнетитом; в цементе наблюдается мелкораз-
тробленный магнетит, кальцит (черное) и пирит (белое). Пирит местами в виде узкой
таймы окружает обломки магнетита или образует в цементе вкрапления. Высокогор-
ское месторождение. Полированный штуф. Нат. вел.
Вместе с тем в ритмично-полосчатых карбонатно-сульфидно-маг-
нетитовых рудах Лебяжинского месторождения наблюдались примеры
избирательного замещения сульфидами (преимущественно халькопи-
Рис. 131. Неправильной формы зерна и метакристаллы пирита в сплош-
ной магнетитовой руде. Высокогорское месторождение. Полированный
шлиф. Протравлено конц. HNO3 с CaF2. X 40
Рис. 132. Ритмично-полосчатая карбонатно-сульфидно-магнетитовая
р\да. Черное —кальцит; белое — сульфиды (пирит, халькопирит, сфа-
лерит); серое — магнетит. Лебяжинское месторождение. Полированный
шлиф. X 6
ритом и пиритом) кальцитовых полос (рис. 132). Пирит в этом случае
встречался как в виде ранних по отношению к халькопириту идиоморф-
ных выделений, раздробленных и сцементированных халькопиритом,
так и в виде метакристаллов, которые, разрастаясь, выходили за пре-
делы сульфидных полос, проникая в граничащие с ними магнетитовые
полосы.
ДОб
В отдельных участках преобладает халькопирит. Обычно он выде-
ляется в пустотах, выполняет пространства между зернами магнетита
или образует сеть прожилков в магнетитовой массе. В микрозонах
дробления халькопирит совместно с кальцитом цементирует обломки
магнетита.
Сфалерит в большинстве случаев количественно подчинен халько-
пириту и образует с ним срастания, свидетельствующие о почти одно-
временном их выделении. Выделения сфалерита, как правило, перепол-
нены эмульсиевидными включениями халькопирита, возникшими, по-
видимому, в результате распада твердого раствора (рис. 133).
Рис. 133. Эмульсиевидные и
более крупные неправильные
включения халькопирита (бе-
лое) в сфалерите (серое). Чер-
ное — выбоины. Высокогорское
месторождение Полированный
шлиф. X 365
Рис. 134. Звездчатые включе-
ния сфалерита (черное) в халь-
копирите (серое). Высокогор-
ское месторождение. Полиро-
ванный шлиф. X 365
Следует отметить, что в халькопирите в свою очередь наблюдаются
мельчайшие включения сфалерита в форме звездочек (рис. 134). Они,
вероятно, возникли в халькопирите также в результате распада твер-
дого раствора. Взаимоотношения сульфидов с магнетитом и скарновыми
минералами не оставляют сомнений в том, что сульфиды отлагались
позднее магнетита и силикатов, слагающих скарны. Наличие структур
распада твердых растворов халькопирита в сфалерите и сфалерита
в халькопирите указывает на относительно высокие температуры выде-
ления сульфидов в магнетитовых рудах.
Особый интерес представляют руды с брекчиевидными и брекчие-
выми текстурами, позволяющие судить о деталях процессов рудообра-
зования. В зависимости от того, чем сложены обломки и цемент руд-
ных масс, можно составить представление об относительном возрасте
рудных и сопутствующих нерудных минеральных агрегатов.
Во Фроловском месторождении на Северном Урале описано заме-
щение залежи сплошного магнетита андрадитовым скарном (Бетехтин,
1949). В периферических частях магнетитового тела наблюдались ти-
пичные брекчиевидные текстуры, в которых в виде обломков, в той
или иной степени замещенных андрадитом, наблюдались куски маг-
нетита. Это совершенно определенно говорит о том, что в данном
107
Рис. 135. Брекчиевидпая текстура магнетитовой руды. Серое — гранатовый
скарн; светло-серое — магнетит; черное — хлорит. Высокогорское месторо-
ждение. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 136. Порфировидная структура магнетитового arpeiaTa. Темное —
кальцит. Лебяжинское месторождение. Полированный шлиф. Х40
случае магнетитовые скопления возникли до образования андрадито-
вых скарнов
В рудах Теченского месторождения на Урале, по данным В А Ду-
наева (1959), встречаются брекчиевидь ые текстуры с обломками, сло-
женными магнетитом и цементом из позднего граната Установлены
постепенные переходы от единичных прожилков позднего граната
в сплошных магнетитовых рудах и пироксено-гранатовых скарнах, через
постепенно сгущающуюся сеть гранатовых прожилков, к брекчиевид-
ным разностям руд и, наконец, к гранатовым скарнам, в которых лишь
изредка встречаются реликтовые обломки магнетита или более ранних
силикатов
Из того же месторождения В А Дунаевым описаны брекчиевид-
ные руды, в которых магнетит служит цементом для обломков пирок-
сено-гранатового скарна, в различной степени замещая их, вплоть до
образования сплошных магнетитовых руд Таким образом, в Течен-
ском месторождении, согласно В А Дунаеву, магнетит выделялся
после образования пироксено-гранатовых скарнов ранней стадии, но
раньше мономинеральных гранатовых скарнов
Брекчиевидные текстуры руд, возникающие при замещении магне-
титом гранатовых, реже других разновидностей скарнов, подвергав-
шихся дроблению, встречаются довольно часто почти во всех место-
рождениях 'того типа В этих случаях скарны наблюдаются в массе
магнетита в виде остатков неправильной формы с извилистыми,
разъеденными очертаниями На полированной поверхности образцов
часто хорошо видно, как магнетит в виде тончайшей вкрапленности
пронизывает скарны и образует скопления прожилковидной формы
или более причудливых очертаний (рис 135) Иногда благодаря не-
равномерному распределению магнетита образуются пятнистые тек-
стуры
В пустотах среди агрегатов магнетита обычно выделяется хлорит
или кальцит Структура магнетитовых агрегатов в сплошных скопле-
ниях неравномернозернистая Характерно также наличие порфировид-
ных крупных зерен магнетита среди мелкозернистой его массы
(рис 136)
Более крупные зерна в отдельных случаях сильно раздроблены
(рис 137) Тот факт, что многие тонкие трещинки не выходят за пре-
делы крупных зерен свидетельствует о более раннем их выделении по
отношению к окружающим мелкозернистым агрегатам магнетита
В других случаях незамещенные участки скарна имеют вид остроуголь-
ных обломков (рис 138) Магнетит цементирует или обволакивает эти
обломки и пересекает их в виде прожилков
На Горе Высокой в околоскарновых сиенитах и гранатовом скарне
наблюдались пересекающие друг друга прожилки магнетита, перехо-
дящие в руды с типичными брекчиевидными или пятнистыми тексту-
рами с отчетливым замещением скарнов магнетитом (рис 139)
Прожилки магнетита в скарнах, переходящие в брекчиевидные тек-
стуры, встречаются и на Гороблагодатском месторождении (рис 140)
На полированной поверхности образцов обычно отчет пиво видно, что
магнетит развивардся по трещинкам в скарне, образуя прожилки отно-
сительно крупнозернистой структуры Участки скарна между прожил-
ками пронизаны мелкозернистым магнетитом, образующим тончайший
кружевной узор.
В том же месторождении в «оспенных рудах» магнетит разви-
вается в сиенит-порфирах в виде сети тонких причудливых по форме
прожилковидных или пятнистых выделений, переходящих в гнездовые
скопления сплошных руд В магнетитовой массе наблюдаются релик-
товые участки сиенит-порфира, кристаллы или сростки кристаллов
калиевого полевого шпата, скаполита Зерна полевого шпата обнару-
109
живают признаки разъедания и замещения магнетитом. Тонкие про-
жилки магнетита пересекают их (рис. 141).
Реликтовые участки сиенит-порфира среди агрегатов магнетита,
ссгтасно наблюдениям Д. С. Коржинского (1955), во внутренних частях
Рис. 137. Порфировидная структура магнетитового агрегата. Круп-
ные зерна магнетита разбиты сетью тонких трещин. Более поздние тре-
щины пересекают как мелкозернистый агрегат, так и более крупные
зерна магнетита. Лебяжинское месторождение. Полированный шлиф.
X 40
Рис 138. Брекчиевидная текстура магнетитовой руды. Обломки — пиро-
ксен-гранатовый скарн (темно-серое); цемент—магнетит с кальцитом и
хлоритом (светло-серое). Лебяжинское месторождение. Полированный
штуф. Нат. вел.
имеют среднезернистую структуру, а вдоль контакта с магнетитом окр>
жены каймой более крупных кристаллов калиевого полевого шпата.
Наибольшие размеры имели одиночные кристаллы калиевого полевого
шпата, заключенные в магнетите, заместившем сиенит-порфир. Это сви-
детельствует о том, что одновременно с растворением сиенит-порфира
110
Рис. 139. Брекчиевидная текстура замещения
(темное) магнетитом (светлое). Высокогорское
шлиф. ) '2
пироксен-гранатового скарна
месторождение. Полированный
Рис. 140. Прожилки крупнозернистого магнетита и вкрапленность
более мелких его зерен (светло-серое) в гранатовом скарне (темно-
серое). Гороблагодатское месторождение. Полированный штуф
Нат. вел.
происходил рост отдельных кристаллов ортоклаза и замещение их маг-
нетитом.
При избирательном замещении магнетитом цемента в скарниро-
ванных обломочных породах возникают брекчиевидные текстуры по
Рис, 141. «Оспенная» магнетитовая руда. Выделения ортоклаза (светлое)
в хлорит-магнетитовом агрегате (темное). Гороблагодатское месторожде-
ние. Полированный штуф. Снято в косом свете. X I’/s
Рис. 142. Обломки разложенного скарна (темное) в мелко !ернистой
магнетитовой руде (серое). По границам обломков видны узкие каймы
более крупнозернистого магнетита. Лебяжинское месторождение. Поли-
рованный штуф. Нат. вел.
внешнему виду очень похожие на типичные брекчиевые. Примером
могут служить руды Лебяжинского месторождения (Урал), в которых
мелкозернистый магнетит цементирует остроугольные обломки разло-
женного скарна (рис. 142). При внимательном рассмотрении полиро-
112
ванных штуфов можно заметить, что обломки окружены неровной
лаймой крупнозернистого магнетита. В виде тончайшей вкрапленности
магнетит присутствует и внутри обломков. Очевидно, при разложении
слагающего обломки скарна происходит частичное замещение его маг-
нетитом.
Л. Н. Овчинниковым (1960) описаны брекчиевидные текстуры,
в которых роль цемента играют минералы, образовавшиеся в более
поздние моменты при разложении скарнов (актинолит, эпидот, каль-
цит, сульфиды и др.). Эти минералы по условиям образования отно-
сятся уже к гидротермальной стадии. Среди них лишь в небольшом
количестве присутствуют реликты замещенных скарновых минералов.
Рис. 143. Брекчиевая текстура руды Обломки—
порфирит, цемент — магнетит (черное). В облом-
ках порфирита видны тонкие прожилки и вкрап-
ленность магнетита. Ауэрбахозское месторожде-
ние. По М. И. Калганову. Полированный штуф.
Нат. вел.
Типичные брекчиевые текстуры наблюдаются обычно в зонах дроб-
ления. В отличие от вышеописанных брекчиевидных текстур в этом
случае обломки пород имеют остроугольные очертания без признаков
замещения их цементирующим веществом. При этом магнетит в одних
случаях наблюдается в виде обломков, а в других — в виде цемента
В Ауэрбаховском месторождении М. И. Калгановым наблюдались
'рекчиевые текстуры, в которых обломки представлены порфиритом
гранатовым скарном, а цемент — магнетитом (рис. 143). Обломки
.орфирита содержат тонкую вкрапленность магнетита и пересекаются
прожилками последнего.
Чрезвычайно редки брекчиевые руды с обломками известняка
в магнетитовом цементе, описанные Д. О. Онтоевым (1958) в рудах
Соколовского месторождения (рис. 144). Здесь же в зонах дробления
наблюдались брекчиевые руды с остроугольными обломками пироксе-
нового скарна в магнетитовом цементе или с обломками скаполитовой
породы в магнетитовом или титаномагнетитовом цементе (рис. 145).
Встречаются и такие случаи, когда обломки сложены магнетитовой
рудой, а цементирующая масса кальцитом, эпидотом, кварцем и дру-
гими гидротермальными минералами. Л. Н. Овчинниковым (1960)
в тектонических зонах Первого Северного рудника наблюдались брек-
чиевые руды, в которых остроугольные обломки магнетита сцементи-
рованы сидеритом.
Широко распространены брекчиевые микротекстуры с обломками
магнетита, сцементированными сульфидами, главным образом пири-
том, халькопиритом, реже пирротином. Один из примеров подобных
брекчиевых микротекстур представлен на рис. 146.
В Сарбайском месторождении (Кустанайская группа) С. М. Про-
хоровой описаны брекчиевые текстуры, в которых обломки представ-
Рис. 144. Обломки известняка (светлое) в массив-
ной магнетитовой руде (темное). Соколовское ме-
сторождение. По Д. О. Онтоеву. Штуф. Нат. вел.
Рис. 145. Брекчиевая текстура бедной магнетит-скаполчтовой
руды. Цемент — мелкозернистый магнетит и титаномагнетит.
Соколовское месторождение. По Д. О. Онтоеву. Полированный
штуф. Нат. вел.
лены рудой и безрудным скарном, а цементом служит частично скар-
нированный диорит-порфирит. Магнетит здесь заместил обломки
известняка в стадию скарнирования диорит-порфирита.
Полосчатые текстуры наблюдаются как в сплошных, так и во
вкрапленных магнетитовых рудах. В большинстве случаев эти текстуры
обусловлены, по-видимому, избирательным замещением слоистых
пород.
114
В сплошных магнетитовых рудах полосчатость обычно выражена
неясно и обусловлена либо чередованием полос с различным содер-
жанием нерудных минералов, либо линейным расположением более
поздних сульфидов, заместивших скарновые полосы (рис. 147).
В более бедных рудах, переходных к вкрапленным, полосчатость
обусловлена также чередованием безрудных скарнов с магнетитом и
сульфидами. В Сарбайском месторождении наблюдались полосчатые
руды, в которых полосы гранатового скарна, содержащие линейно рас-
Рис. 146. Микробрекччевая текстура магнетитовой руды, обломки магне-
тита (серое) сцементированы пиритом (белое). Покровское месторождение
(Урал). По Л. Н. Овчинникову. Полированный шлиф. X427
положенную вкрапленность сульфидов, чередуются с более узкими
сульфидно-магнетитовыми полосами.
Особый интерес представляют ритмично-полосчатые текстуры руд.
Они наблюдаются во многих контактово-метасоматических месторо-
ждениях железа, различных по минеральному составу. Известны при-
меры ритмично-полосчатых текстур как в безрудных скарнах, так и
в рудах. Во Фроловском месторождении Л. Н. Овчинниковым (1960)
установлены андрадит-кальцитовые ритмично-полосчатые образования.
На горе Магнитной такие текстуры образованы гранатом и пироксеном.
В ряде уральских месторождений встречается ритмично-полосчатое
чередование магнетита и граната, магнетита и кальцита (рис. 148),
магнетита и кварца, магнетита и апатита, магнетита и сульфидов
(пирита и халькопирита).
Л. Н. Овчинников (1960), детально изучавший ритмично-полосча-
тые карбонатно-магнетитовые руды Первого Северного рудника на
Урале, пришел к заключению, что они образованы подобно кольцам
Лизеганга, т. е. путем периодического отложения магнетита как про-
дукта химической реакции в процессе диффузии рудоносных растворов
в известняки. Об этом, по его мнению, свидетельствуют: закономерное
распределение полос, постоянная их мощность, определенные строго
выдержанные расстояния между отдельными полосами, подчиняющиеся
математическим правилам, которые выведены при экспериментальном
воспроизведении таких текстур.
115
Однако не исключена возможность и иного происхождения рит-
мично-полосчатых текстур. На эту мысль наводят наблюдения над
некоторыми деталями строения отдельных полос в ритмично-полосча-
Рис. 147. Полосчатая текстура сульфидно-магнетитовой руды. Серое —
магнетит; белое — пирит и халькопирит; темное — гранатовый скарн. Горо-
благодатское месторождение. Полированный штуф. Нат. всл.
Рис. 148. Ритмично-полосчатая кальцит-магнетитовая руда. Белое—
кальцит; черное — магнетит. Первый Северный рудник (Урал). По
Л. Н. Овчинникову. Полированный штуф. Нат. вел.
тых образованиях. В частности, представляют интерес кальцит-апатит-
магнетитовые ритмично-полосчатые руды Лебяжинского месторожде-
ния на Урале. Они сложены тонкими (1—2 мм шириной) чередующи-
мися полосами магнетитового и кальцит-апатитового состава. В от-
дельных участках такие руды выглядят пористыми благодаря наличию
в нерудных полосках незаполненных пустот. На полированной поверх-
116
ности образца (рис. 149) различаются причудливо изогнутые полоски
магнетита, перемежающиеся с неправильными, прерывистыми полосами
карбонатно-апатитового состава. Арестами полоски магнетита сгуща-
ются, образуя участки почти сплошного магнетита. На фоне полосча-
Рис. 149. Ритмично-полосчатая кальцит-апатит-магнетитовая руда.
Черное — апатит и кальцит; серое — магнетит. Лебяжинское место-
рождение. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 150. Чередование магнетитовых полос (белое) с полосами апатита
(серое) и кальцита (темное). Деталь рис. 149. X 17
тости привлекают внимание пятнистые скопления тонкозернистого
магнетита,- окруженные узкой каймой более крупнозернистого магне-
тита, переходящей в извилистые полоски. Возможно, они образовались
на месте обломков карбонатной породы. На увеличенной детали того
же образца (рис. 150) видно чередование полос мелкозернистого маг-
нетита с полосами карбонатно-апатитового состава. Последние имеют
симметричное строение. По краям располагаются полоски, образован-
ные призматическими кристалликами апатита, которые ориентированы
117
перпендикулярно к полосчатости. Пространство между двумя смеж-
ными апатитовыми полосами сложено кальцитом.
На рис. 151 представлен образец кальцит-магнетитовой руды,
образованной густой сетью полос магнетита, перемежающихся с пре-
рывистыми линзовидными полосами кальцита. Магнетитовые полосы
Рис. 151. Ритмично-полосчатая кальцпт-магне-
титовая руда. Серое — магнетит; белое — каль-
цит. Лебяжинское месторождение. Полированный
штуф. Нат. вел.
Рис. 152. Структура ритмически чередующихся магнетитовых (светло-
серое) и апатит-кальцитовых (серое) полос. Хорошо ограненные кри-
сталлы магнетита расположены по краям полос мелкозернистого маг-
нетита. Деталь рис. 151. X 17
в средней части имеют мелкозернистую структуру, а по краям на гра-
ницах с карбонатными полосами, симметрично окаймляются отчетли-
выми идиоморфными по отношению к кальциту более крупными кри-
сталлами магнетита (рис. 152). При этом концы хорошо ограненных
кристаллов магнетита обращены в противоположные стороны. Это
отчетливо различается и в прозрачных шлифах, где шестоватые кри-
сталлы апатита располагаются перпендикулярно по отношению к маг-
нетитовой полосе, нарастая на зерна магнетита.
118
Отмеченные детали строения отдельных полос, по нашему мнению,
не могут быть объяснены процессами периодического отложения вслед-
ствие пересыщения, так как в таком случае в магнетитовых полосах не
наблюдалось бы симметричного строения, а мелкозернистые и крупно-
зернистые полосы последовательно сменяли друг друга. При этом
концы хорошо ограненных кристаллов крупнозернистого магнетита все
были бы обращены в одну сторону.
Описанные ритмично-полосчатые магнетитовые руды необычайно
сходны с так называемыми «бурундучными» карбонатно-сфалерито-
выми рудами Кадаинского месторождения (см. главу IX). Эти руды,
что убедительно доказано О. П. Поляковой (1956) и А. Д. Генкиным,
Рис. 153. Тонкие прерывистые полоски магнетита (белое) вдоль парал-
лельных трещинок отдельности в порфирите. Александровское место-
рождение (Урал). Полированный штуф. X 2
образовались путем избирательного замещения сфалеритом тонкозер-
нистых карбонатных прослоев в полосчатых доломитизированных
известняках.
Это обстоятельство наводит на мысль о возможности образования
некоторых разновидностей ритмично-полосчатых магнетитовых руд
д\тем избирательного замещения неоднородных по составу и физико-
механическим свойствам пород (не только карбонатных, но и иного
состава).
Косвенным подтверждением этого предположения служат весьма
ггересные текстуры руд Александровского месторождения на Урале.
Здесь, по данным Д. С. Штейнберга и М. Д. Сорокиной (1961), тонко-
долосчатые вкрапленные магнетитовые руды образовались путем заме-
щения магнетитом порфиров вдоль мелких параллельных трещинок
отдельности, что отчетливо выявляется при изучении полированных
образцов. Так, на рис. 153 видно, что узкие, неправильные магнетито-
вые полоски, которые резко выделяются на фоне равномерной вкрап-
ленности магнетита в порфирите, приурочены к трещинкам.
Особенно убедительно избирательная приуроченность магнетита
к трещинкам установлена при изучении обломочных пород, содержа-
щих обломки как порфиров, так и известняков. На рис. 154 показан
образец такой обломочной породы. Обломки известняков и цемент
119
Рис. 154. Обломки порфира с ритмично-полосчатой текстурой заключены в ска-
полит-магнетитовом цементе. Тонкие полоски и прожилки магнетита в облом-
ках (черное) непосредственно ответвляются от магнетитового агрегата в це-
менте. Белое-—скаполит. Александровское месторождение (Урал). Полирован-
ный штуф. Снято в косом свете. Нат. вел.
Рис. 155. Выделения магнетита (белое) между зернами граната
(серое). Дашкесанское месторождение. Полированный шлиф. X 40
в них почти нацело замещены магнетитом, среди которого встречаются
скопления скаполита. Обломки порфирита, заключенные в скаполит-
магнетитовом цементе, замещаются лишь вдоль трещинок. Возникает
Рис. 156. Замещение зонального кристалла граната (серое)
магнетитом (черное) и хлоритом (светло-серое). Высокогорское
месторождение. Прозрачный шлиф. Снято с одним николем. X 70
Рис. 157. Сеть прожилков пирита (белое) в магнетит-гранатовом
скарне. Темно-серое — гранат; серое—магнетит. Выйское месторожде-
ние (Урал). Полированный шлиф. X 40
тонкополосчатая текстура из чередующихся магнетитовых и силикат-
ных полосок. Местами обломки с полосчатой текстурой пересекаются
вкрест полосчатости прожилками магнетита, которые ответвляются от
сплошных скоплений его, слагающих цемент.
121
В данном случае нет сомнений, что образование тонких ритмично
полосчатых участков связано с процессами выполнения трещинок и
замещением магнетитом силикатной породы.
Вкрапленные магнетитовые руды обычно распространены во флан-
говых частях рудных залежей, слагая переходные зоны от скарнов
к массивным магнетитовым рудам.
В гранатовом и пироксен-гранатовом скарнах магнетит наблю-
дается в виде неравномерной или пятнистой вкрапленности. В каче-
стве примера можно привести вкрапленную гранат-магнетитовую руду
Дашкесанского месторождения. Обычно магнетит в этих рудах выде-
ляется в промежутках между зернами граната и пироксена, образуя
структуру, подобную сидеронитовой (рис. 155).
Аналогичные взаимоотношения между гранатом и магнетитом
наблюдались в магнетит-гранатовых скарнах горы Высокой. При
микроскопическом изучении руд нередко устанавливаются отчетливые
признаки замещения магнетитом скарновых минералов. Замещение
граната магнетитом и хлоритом видно на рис. 156. Магнетит и хлорит
проникают в гранат вдоль границ отдельных зон. Прожилки хлорита
видны также и в магнетите.
Почти повсюду во вкрапленных рудах наряду с магнетитом при-
сутствуют и сульфиды (пирит, халькопирит, реже пирротин и др.). Они
развиваются по трещинкам в магнетит-гранатовых скарнах или по гра-
ницам зерен граната и магнетита, образуя иногда густую сеть про-
жилков (рис. 157). Местами же отчетливо проявлено замещение суль-
фидами магнетита и скарновых минералов. Иногда халькопирит сов-
местно с кальцитом замещает магнетит по зональности.
В скаполит-магнетитовых вкрапленных рудах, по данным
Д. О. Онтоева, магнетит обычно ксеноморфен по отношению к скапо-
литу и замещает его. Однако в крупных таблитчатых зернах скаполита
нередко встречаются включения идиоморфных кристалликов магнетита.
Скаполит и магнетит, очевидно, близки по времени выделения и
поэтому всегда тесно связаны друг с другом.
В актинолит-магнетитовых и эпидот-актинолит-магнетитовых вкрап-
ленных рудах магнетит в одних случаях идиоморфен по отношению
к актинолиту, а в других замещает актинолит. По-видимому, здесь
представлены разновозрастные генерации магнетита.
ГЛАВА VII
ВОЛЬФРАМОВЫЕ, МОЛИБДЕН-ВОЛЬФРАМОВЫЕ
И ОЛОВЯННО-ВОЛЬФРАМОВЫЕ РУДЫ
Вольфрамовое, молибден-вольфрамовое и оловянно-вольфрамовое
оруденение в скарнах представлено шеелитом, молибденитом и касси-
теритом. Шеелит и молибденит наблюдаются в пироксен-гранатовых
скарнах в виде вкрапленности в тесном срастании с пироксеном, гра-
натом и актинолитом. Кроме того, в тесной ассоциации с кварцем и
сульфидами (пирротином, сфалеритом, халькопиритом) шеелит обра-
зует прожилки и неправильные скопления как в самих скарнах, так и
среди пород, "вмещающих скарны. Касситерит в ассоциации с кварцем,
шеелитом, молибденитом и другими сульфидами встречается в скарнах
лишь в виде прожилков. Таким образом, по текстурным особенностям
руды этих месторождений относятся к вкрапленно-прожилковым.
Известны самостоятельные провинции (например, Средне-Азиат-
ская), где распространены шеелитоносные скарны, развившиеся в кон-
тактовых зонах интрузивов кислых пород с известняками или доломи-
тами. Нередко в этих месторождениях встречается молибденит (место-
рождение Тырныауз). Скарновые месторождения с чисто молибденито-
вым оруденением относительно редки (месторождение Янцзе-чжанзы
в Северном Китае).
Хотя Мо и W в периодической системе химических элементов рас-
полагаются в одной группе (VI) и в эндогенных рудных месторожде-
ниях часто встречаются совместно, геохимические особенности их пове-
дения в природных процессах существенно отличаются друг от друга.
В природных соединениях наблюдаются преимущественно кислородные
соединения шестивалентного вольфрама (шеелит, вольфрамит), а Мо
распространен главным образом в виде сульфида четырехвалентного
молибдена (молибденита).
Изредка вольфрам в виде сульфида — тунгстенита (WS2), анало-
гичного по свойствам молибдениту, наблюдается среди скарнов, где он
образуется, очевидно, в восстановительных условиях. Таковы, напри-
мер, находки тунгстенита в Лянгарском шеелитовом месторождении
в виде псевдоморфоз по шеелиту, описанные О. М. Римской-Корсако-
вой и М. Д. Трояновым (1956). В этих случаях не исключены также
изоморфные смеси WS2—MoS2.
Известны также случаи, когда молибден в шестивалентной форме
устанавливается в составе шеелита в виде изоморфной примеси, иногда
до нескольких процентов (месторождение Тырныауз). Поскольку в этих
случаях молибден входит в шеелит в виде ионов высшей валентности,
можно допустить, что это явление имеет место лишь в явно окисли-
тельных условиях процессов минералообразования.
123
К этому следует добавить, что выпадение вольфрама в скарновых
породах в виде шеелита (вольфрамата кальция) отнюдь не исключает
возможности одновременного образования его в виде вольфрамита
(например, в кварцевых жилах среди пород, не содержащих кальция).
В Китае известны примеры, когда у одного края гранитного интрузива
на контакте с известняками образовались шеелитоносные скарны, а
у другого края—в кристаллических сланцах наблюдаются жильные
месторождения типичной кварц-вольфрамитовой формации.
В качестве примеров остановимся на описании текстурных особен-
ностей шеелитовых, молибденит-шеелитовых и касситерит-шеелитовых
руд некоторых наиболее хорошо изученных месторождений.
В Лянгарском месторождении (Средняя Азия) шеелитовое
оруденение приурочено к зоне скарнов, развившихся на контакте ада-
меллитового интрузива с известково-сланцевой толщей палеозоя.
По данным В. С. Мясникова, скарны образуют крутопадающие
тела, приуроченные к зонам тектонических разломов, и пластовые
залежи вдоль слоистости известняков. В составе скарновой зоны разли-
чаются два типа пород: 1) рудоносные скарны, возникшие за счет мра-
моров и магматических пород, и 2) известково-силикатные роговики,
представляющие более ранние контактовые образования, но не содер-
жащие шеелита и молибденита; в составе их наряду с карбонатами
наблюдаются волластонит, диопсид, гранат, везувиан, полевые шпаты.
Скарны развиваются не только в контакте главных интрузивов, но
и вдоль контакта жильных пород (аплитовидных гранитов, аплитов,
аплит-пегматитов и пегматитов и ДР-), причем мощность скарновой
зоны в этих случаях меньше, чем в контактах с главным интрузивом.
Рудоносные скарны представляют собой пироксеновую, гранатовую,
гранат-пироксеновую и кварц-пироксеновую породу с шеелитом и мо-
либденитом. Они имеют массивную или полосчатую текстуру, которая
обусловлена чередованием тонких обычно параллельных полос граната
и пироксена. В отдельных участках наблюдается закономерная смена
пород от интрузива к мраморам — за адамеллитом следуют кварц-пиро-
ксеновые породы, затем гранатовый, гранат-пироксеновый и пироксе-
новый скарны. Граница между скарном и мрамором обычно резкая;
лишь местами отмечается зона грубозернистого кальцита и в единич-
ных случаях светлой волластонитовой породы. Большую часть контак-
товых образований составляет гранат-пироксеновый скарн. В составе
породы преобладают гранат и пироксен (манган-геденбергит), наблю-
даемые примерно в равных количествах. В качестве второстепенных
минералов присутствуют актинолит, эпидот, флюорит, ильваит, хлорит,
биотит, кальцит, кварц, полевой шпат, сульфиды ( в основном пирро-
тин и молибденит). Молибденит обычно приурочен к трещинкам и
пустотам в скарне и редко образует вкрапления.
Шеелит наблюдается в виде вкраплений размером от долей милли-
метра до 8 -10 см. Относительное количество его в породе колеблется
в широких пределах. Нередко наблюдаются включения зерен шеелита
в гранате. Пироксен всегда идиоморфен по отношению к шеелиту и
гранату и на контакте с шеелитом, как правило, замещается актино-
литом. Форма зерен шеелита во всех разновидностях скарнов обычно
изометричная. В амфиболовом скарне иногда наблюдаются крупные
идиоморфные кристаллы до 2 см. Следует отметить, что шеелит почти
постоянно встречается совместно с актинолитом, образуя включения
в кальците или кварце.
В эндоскарнах, представленных кварц-пироисеновыми, кварц-гра-
натовыми и пироксен-гранатовыми породами, шеелит встречается очень
редко. Единичные зерна его были встречены лишь в кварцевой породе,
возникшей за счет аплитовидного гранита. Молибденит, наоборот,
характерен для этих пород и присутствует в виде рассеянных листоч-
124
ков, заключенных в массе кварца. Наиболее крупные скопления шее-
лита и молибденита связаны с выделениями кварца и жальцита в пус-
тотах среди крупнокристаллического пироксена и граната, обычно сла-
гающих стенки полостей. Некоторые выделения шеелита ассоциируют
с крупными выделениями сульфидов (пирита, пирротина) и кварца
(рис. 158). Местами шеелит встречается в виде густой довольно равно-
мерной вкрапленности относительно крупных по размерам кристалли-
ческих зерен среди скарна (рис. 159). При этом размер зерен колеб-
лется в широких пределах. Кроме того, шеелит наблюдается среди
выделений кварца, имеющих более четкие признаки жильного проис-
хождения. Этот кварц выполняет полости, на стенках которых нара-
стают друзы кристаллов полуразложенного пироксена, граната, шее-
лита и других минералов: местами присутствуют амфибол, биотит,
иногда кальцит и сульфиды (главным образом пирротин и халькопирит).
Богатое шеелитовое и сульфидное оруденение иногда приурочено
также к полевошпатовым жилкам, состоящим преимущественно из орто-
клаза с примесью биотита. В процессе формирования руд шеелит,
несомненно, выделялся позднее ранних генераций пироксена, так как
он нарастает на его зернах и образует прожилки в них по трещинкам.
По отношению к гранату шеелит местами идиоморфен, в других слу-
чаях явно аллотриоморфен, что, очевидно, свидетельствует о наличии
нескольких генераций его. Сульфиды выделялись, как правило, позднее
шеелита, который наблюдается в виде включений в пирротине.
Сфалерит и халькопирит нередко заполняют трещинки в шеелите.
Изредка встречающиеся листочки молибденита обычно нарастают на
шеелит.
В месторождении Тырныауз (Северный Кавказ) шеелитоносные
скарны, залегающие в контактовых зонах молодых интрузивов лейко-
кратовых гранитоидов с известняками, доломитами, глинистыми слан-
цами и другими породами палеозойского возраста, содержат молиб-
денит
Согласно данным А В. Пэка (1946, 1962), Л. А. Варданянца (1946)
и других исследователей, среди молодых интрузивов выделяется
'несколько разновидностей, различающихся по составу и по времени
внедрения. Вопрос об относительном возрасте этих интрузий и связи
их со скарнами однозначно не решен. Развитие зоны шеелитоносных
скарнов Л. А. Варданянц и А. В. Пэк связывают с контактовым воздей-
ствием Эльджуртинской гранитной интрузии.
Относительно более молодое молибденовое оруденение, по данным
Л. А. Варданянц (1946), генетически связано с кварц-андезиновым ап-
литом, внедрение которого сопровождалось привносом свободного крем-
незема. Кварц-молибденитовые прожилки образуют штокверк, который
располагается в пределах крупного штока кварц-андезинового аплита
или вблизи него. За пределами штока молибденит встречается лишп
в виде единичных находок.
По условиям образования и по составу исходных пород А. В. Пэк
(1946, 1962) выделяет две главных разновидности скарнов: скарны, воз-
никшие по известнякам, и скарны, образовавшиеся за счет роговиков.
Гранатовые скарны с слуьфидами, по его мнению, отвечают более позд-
ним стадиям минерализации, проявившимся локально в тектони юских
зонах.
На основании изучения текстурных особенностей скарнов, А. В. Пэк
приходит к выводу о том, что формирование их происходило в несколько
стадий. Каждая стадия отделяется от другой тектоническими под-
вижками.
Первая стадия характеризуется выделением главных минералов
скарна—пироксена (геденбергита), граната и основного плагиоклаза.
При этом установлены две генерации граната: первый образует тонко-
125
Рис. 158. Крупные выделения шеелита (/), сульфидов (2) и кварца (3) в гранат-
пироксен-кварцевом агрегате (темное). Шеелит пересекается карбонатно-сульфидным
прожилком
Рис. 159. Гранат-пироксеновый скарн (темное) с шеелитом (светлое). Лянгар-
ское месторождение. Штуф. */а нат. вел.
зернистую массу скарна, второй развивается главным образом на кон-
такте известняков со скарнами и является более крупнозернистым.
Вторая стадия представлена прожилками крупнозернистого пиро-
ксена и гроссуляра (развивающегося по плагиоклазу), а также шеелита
и молибденита. Последний образует нередко мельчайшие включения
в шеелите.
В третью стадию после новых подвижек произошло отложение
красно-бурого граната и образование кварц-молибденитовых прожил-
ков в виде штокверков как среди скарнов, так и за пределами их —
в биотитовых роговиках.
Следующая стадия характеризуется хлоритизацией и карбонатиза-
цией скарновых минералов и затем отложением сульфидов (халькопи-
Рис. 160. Вкрапленность молибденита (черное) в лейкокра-
товом граните Месторождение Тырныауз. Полированный
штуф. Нат. вел.
рита, пирита, пирротина), замещающих главным образом хлоритизиро-
ванные и карбонатизированные участки скарнов.
Процесс заканчивается образованием кварца, замещающего почти
все выделившиеся ранее минералы скарнов, в том числе кальцит и пла-
гиоклаз (в роговиках).
Таким образом, молибденитовое оруденение, будучи приурочено
к зонам дробления, накладывается на шеелитоносные гранатовые и
плагиоклаз-пироксеновые гранатизированные скарны, образуя ком-
плексные молибден-вольфрамовые руды. Чисто молибденовые руды
развиты за пределами скарнов (в роговиках и гранит-порфирах) и
представлены кварц-молибденитовыми прожилками.
Характерно, что состав молибденитоносных прожилков зависит от
состава пород, пересекаемых ими. В гранитоидах прожилки представ-
лены кварцем с единичными зернами граната и молибденита, а при
переходе в скарны количество граната увеличивается, а кварца умень-
шается.
На рис. 160 представлен образец окварцованного лейкократового
гранита с довольно равномерной вкрапленностью молибденита. Какой-
либо приуроченности вкрапленности молибденита к участкам наиболее
интенсивного окварцевания не наблюдается. -В прозрачных и полиро-
ванных шлифах под микроскопом молибденит наблюдается в виде
127
чешуек (пластиночек), которые образуют скопления и находятся в тес-
ном срастании с плагиоклазом (рис. 161). Местами пластинки молиб-
денита окружены узкими каймами карбонатов.
Штокверки из кварц-молибденитовых прожилков развиты преиму-
щественно среди гранатовых скарнов (рис. 162), образовавшихся
в третью стадию минерализации, а также среди известняков, роговиков
и других пород.
В кварцевых прожилках с молибденитом молибденит приурочен
преимущественно к зальбандам кварцевой жилы, к которой с обеих
сторон прилегают полосы скарна, сменяющиеся мраморизованным
известняком (рис. 163). В массе молочно-белого кварца наблюдаются
лишь редкие вкрапления или линзовидные скопления молибденита.
Рис. 161. Выделения молибденита в лейкократовом граните.
Пластинки молибденита (черное) заключены в зернах плагио-
клаза (белое). Месторождение Тырныауз. Прозрачный шлиф. X 90
Единичные чешуйки молибденита видны также в примыкающих к квар-
цевому прожилку скарнах, которые обладают отчетливо выраженной
зональностью. У границы с кварцевым прожилком наблюдается моно-
минеральная пироксеновая зона, сменяющаяся зоной пироксен-грана-
тового состава; ближе к контакту с известняками наряду с пироксеном
и гранатом появляется эпидот, а затем у самой границы с известня-
ками — волластонит.
В прозрачных шлифах под микроскопом видно, что чешуйки молиб-
денита нарастают на пироксен и располагаются между зернами кварца.
Вдоль границ молибденита с кварцем местами развивается карбонат
и амфибол, очевидно, образующийся за счет пироксена.
В других участках на границе скарновых полос с прожилком
кварца развивается крупнокристаллический гранат, в тесном срастании
с которым наблюдается молибденит. Формы выделений молибденита
видны на рис. 164. Иногда пластинки молибденита проникают в гранат
по трещинкам, что говорит о более позднем образовании его по отно-
шению к гранату.
В кварцевых прожилках, секущих гранат-пироксеновые скарны,
молибденит развивается также в зальбандах (рис. 165) в виде преры-
вистых неправильных полос, образуя часто тесные срастания с грана-
128
том, граничащим с кварцем. Любопытно, что в данном случае в самой
кварцевой массе вдоль трещинок образовались тонкие пироксен-грана-
товые прожилки, относящиеся, очевидно, к более поздней генерации,
развивающейся метасоматическим путем.
Рис. 162. Кварцевые прожилки с молибде-
нитом (белое) в пироксен гранатовом скарне
(серое) Месторождение Тырныауз. Штуф
Нат. вел.
Рис. 163. Кварцевый прожилок (/) с молибденитом (2) в извест-
няке (3). Вдоль контактов прожилка видны зоны пироксен-гра-
натового (4) и волластонитового (5) скарна. Месторождение
Тырныауз. Штуф. Нат. вел.
О возникновении пироксен-гранатовых образований путем заме-
щения кварцевых прожилков можно судить по взаимоотношениям
гранат-пцроксеновых агрегатов с жильным кварцем (рис. 166). Здесь
отчетливо видно, что гранат и пироксен не только развиваются вдоль
тонких трещин в кварце, но также образуют агрегаты неправильной
129
формы, в которых местами легко заметить уцелевшие от замещения
останцы кварцевой массы.
В прозрачных шлифах под микроскопом видно, что скарновые
минералы замещают кварц вдоль трещинок. Тонкие пироксен-гранато-
Рис. 164. Молибденит (черное) в срастании с гранатом (темно-
серое) и кварцем (белое) из контакта кварцевого прожилка с пиро-
ксен-гранатовым скарном. Месторождение Тырпыауз. Прозрачный
шлиф. X 46
Рис. 165. Молибденит (серое) в виде оторочек на зальбандах кварцевого
прожилка (белое), секущего гранат-пироксеновый скарн (темное). В кварце
видны пироксен-гранатовые прожилки. Месторождение Тырпыауз. Полиро-
ванный штуф. Нат. вел.
вые жилки иногда пересекают кристаллические зерна кварца. Следует
упомянуть о интересной детали: на поверхности скарновых прожилков
иногда нарастают почковидные образования минерала, по-видимому,
из группы амфибола. О том, что эти образования принадлежат к числу
относительно ранних минералов, свидетельствуют случаи пересечения
их тонкими прожилками пироксена одной из поздних генераций
(рис. 167).
133
В скарнированных пироксеновых роговиках молибденит образует
тонкие прожилковидные выделения в кварце, не выходящие за пределы
кварцевых жилок. Внутри кварцевых прожилков молибденит распрост-
ранен неравномерно, образуя локальные скопления.
Рис. 166. Замещение кварца (белое) пироксен-гранатовым агре-
гатом (темно-серое). Месторождение Тырныауз. Штуф. Нат. вел.
Рис. 167. Пересечение почковидных выделений амфибола про-
жилками пироксена поздней генерации. Месторождение Гырны
ауз. Прозрачный шлиф X 90
Молибденовое оруденение в шеелитоносных гранатовых скарнах
к основном носит вкрапленный, реже прожилковый характер. Как пра-
вило, выделения молибденита распределены очень неравномерно.
Молибденит в виде мелких агрегатных скоплений наблюдается как
13b.
между минералами, слагающими скарн, так и в виде включений в гра-
нате, пироксене, иногда в шеелите, эпидоте и др.
Интересным примером касситерит-шеелитового оруденения в скар-
нах служит месторождение Майхура, расположенное на южном
склоне Гиссарского хребта (Таджикская ССР).
По данным А. Г. Ивашенцева (1941, 1947), месторождение приуро-
чено к зоне очень пологого контакта Майхуринского гранодиоритового
Рис. 168. Кварц-сульфидная руда с шеелитом. Крупные зерна шеелита (1)
приурочены к сфалеритовым полосам (серое) или располагаются на гра-
нице сфалеритовы.х и пирротиновы.х (белое) полос. Темное — кварц и сили-
каты. Месторождение Майхура. Полированный штуф. */2 нат. вел.
Рис.. 169. Тот же штуф. Снят в косом свете. На темном фоне сульфидов
хорошо видны белые зерна шеелита
массива с известняково-сланцевой толщей среднего палеозоя, представ-
ленной метаморфизованными песчано-глинистыми и известковыми
сланцами, известняками и мраморами. Вдоль контакта гранодиоритов
с известняками и реже на контактах различных пород внутри извест-
няково-сланцевой толщи располагаются линзообразные залежи скар-
нов. На участке месторождения известно свыше десяти скарновых
залежей, среди которых наиболее крупными являются две—Главная
и Западная.
Сульфидно-кварцевые руды с шеелитом и касситеритом слагают
линзообразные тела, которые располагаются в отдельных участках
лежачего и висячего боков Главной скарновой залежи, преимущест-
132
венно в крутопадающих зонах трещиноватости и реже, в пологопадаю-
.их нарушениях.
В. А. Жариков и Д. К- Власова (1961) в составе скарновых тел
спичают пироксен-кварцевые и гранат-кварцевые околоскарновые
Рис. 170. Зерна шеелита (серое) в сульфидно-кварцевом агре-
гате. Светло-серое — сфалерит; белое — пирротин; темное—кварц
и флогопит Месторождение Майхура. Полированный шлиф. X 40
Рис. 171. Идиоморфный кристалл шеелита (серое) с включе-
ниями пирротина (белое) расположен на границе выделений пир-
ротина (внизу) и сфалерита (вверху). Темное — кварц и флого-
пит. Месторождение Майхура. Полированный шлиф. X 90
породы, кварц-пироксен-гранатовые, кварц-гранатовые, кварц-пироксе-
новые скарны и скарноиды, амфиболовые и кварц-амфиболовые эпи-
дозиты. Главными минералами экзоскарнов являются гранат (гроссу-
лярандрадитового ряда) и пироксены (диопсид и геденбергит),
а эндоскарнов — актинолит и эпидот. В околоскарновых породах глав-
133
иыми минералами являются плагиоклаз и пироксен. Кварц во всех этих
породах относится к числу более поздних минералов. В тесной ассо-
циации с кварцем наблюдаются шеелит, касситерит и сульфиды — сфа-
лерит, пирротин, халькопирит и другие менее распространенные.
Рис. 172. Прожилки сфалерита (серое) и пирротина (белое) в раз-
дробленных зернах шеелита (темно-серое), заключенных в пирро-
тин-сфалеритовом агрегате. Черное — силикаты. Месторождение
Май.хура. Полированный шлиф, х 17
Рис. 173. Трещиноватые выделения касситерита (темно-серое) среди
сульфидов. Светлое — пирротин; серое — сфалерит; темное — кварц.
Месторождение Майхура. Полированный шлиф. X 40
В рудных линзах, приуроченных к скарнам, по данным Р. Б. Бора-
тсва и Н. А. Блохиной (1957), различается зональное строение, обуслов-
ленное закономерной сменой от лежачего к висячему боку зоны грана-
товых скарнов рудами полевошпат-кварц-сульфидного состава с фло-
гопитом и шеелитом, затем кварц-сульфидными рудами, которые сме-
134
Рис. 174. Крупнозернистая кварц-сульфидная руда с шеелитом. Зерна шеелита (/)
расположены на границе полос сфалерита (2), кварца (3) и пирротина (4). Место-
рождение Майхура. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 175. Кварц-сульфидная руда полосчатой текстуры. Зерна шеелита (/) приуро-
чены к выделениям сфалерита (2) или кварца (3). Белое — пирротин. Месторождение
Майхура. Полированный штуф. Нат. вел.
няются кварцевой зоной с незначительным содержанием сульфидов.
Местами в висячем боку рудных тел наблюдается узкая зона полево-
шпат-кварцевых пород с флогопитом.
Рудные тела, залегающие в осадочной толще на контактах различ-
ных осадочных пород, обычно сложены кварцем и сульфидами. В отли-
чие от руд, приуроченных к скарнам, они содержат многочисленные
линзовидные прослои сланцев небольшой мощности с вкрапленностью
сульфидов и шеелита.
Остановимся на некоторых структурно-текстурных особенностях
руд, выявленных нами при изучении небольшого числа образцов наи-
более типичных руд из коллекции В. А. Жарикова и Д. К- Власовой.
Рис. 176. Зерна шеелита (/) и касситерита (2) в кварц-гемати-
товом агрегате. 3— кварц; 4 — гематит; 5 — магнетит; 6 — сфа-
лерит. Месторождение Майхура. Полированный шлиф. X 90
На рис. 168 представлен приполированный образец кварц-сульфид-
ной руды, которая образовалась путем замещения сланцев. Для нее
характерно отчетливо выраженное полосчатое строение, обусловленное
чередованием пирротиновых полос с полосами сфалеритовыми, кварц-
сфалеритовыми или кварц-пирротиновыми. Привлекает внимание зна-
чительное количество вкраплений шеелита, различных по величине и
форме (рис. 169).
Шеелит преимущественно сосредоточен в полосах сфалеритового
состава либо на границах сфалеритовых и пирротиновых полос. Боль-
шинство зерен на контактах с пирротином обладают идиоморфными
очертаниями, тогда как границы со сфалеритом несколько неровные,
как бы разъеденные (рис. 170). Некоторые идиоморфные зерна
шеелита, заключенные в сфалерит-пирротиновом агрегате, содержат
изолированные включения пирротина (рис. 171) или сфалерита. Созда-
ется впечатление о более позднем по отношению к сульфидам выделе-
нии таких кристаллических зерен шеелита. Однако часто наблюдаю-
щиеся сфалерит-пирротиновые прожилки в шеелите (рис. 172) и
цементация раздробленных зерен шеелита сульфидами указывает на
более раннее выделение шеелита по отношению к сульфидам. В таком
случае включения сульфидов в кристаллических зернах шеелита обра-
зуются либо путем замещения включений силикатов в шеелите, либо
представляют собой те же прожилковидные выделения сульфидов,
вскрытые плоскостью шлифа перпендикулярно к их простиранию.
136
Касситерит, как правило, приурочен к полосам кварц-сульфидного
состава. Он образует в массе кварца или сульфидов одиночные кристал-
лические зерна или сростки трещиноватых зерен неправильной формы.
Границы его выделений с сульфидами неровные. Пирротин и сфалерит
образуют втеки и прожилки, секущие касситерит (рис. 173).
Сульфидно-кварцевые руды с шеелитом и касситеритом, залегаю-
щие в скарнах, по ассоциациям рудных минералов не отличаются от
ранее описанных, но обладают более разнообразными текстурами.
В зависимости от количественных соотношений кварца, сульфидов и
силикатов в руде и от их размещения различаются равномерно вкрап-
ленные, пятнистые (рис. 174) или полосчатые (рис. 175) текстуры руд.
По крупности зерен сульфидов и кварца выделяются крупнозерни-
стые и мелкозернистые руды. К крупнозернистым рудам приурочены
и более крупные вкрапления шеелита. На рис. 174 видно, что зерна
шеелита имеют резкие границы с кварцем и пирротином и неровные,
зазубренные со сфалеритом. Под бинокуляром отчетливо видно дробле-
ние зерен шеелита на границе с кварцем и проникновение по трещин-
кам тонких кварц-сульфидных прожилков. Выделения касситерита и
шеелита, приуроченные к кварц-сульфидным агрегатам, местами
окружены радиально-лучистыми агрегатами гематита, частично заме-
щенного магнетитом (рис. 176). Узкие каймы магнетита наблюдаются
на границе гематит-кварцевых агрегатов с халькопиритом и сфалери-
том. Пластинки гематита включены в шеелите целиком или частично^
(см. рис. 176) и нарастают на зерна касситерита, не проникая внутрь
его зерен.
Следует отметить, что наряду с обособленными выделениями сфа-
лерита и пирротина, в сфалерите наблюдаются многочисленные эмуль-
сиевидные включения пирротина. Они, по-видимому, возникли в резуль-
тате распада твердого раствора. Это указывает на относительно
высокие температуры выделения сульфидов. Халькопирит обычно обра-
зует тонкие прожилки в сфалерите и пирротине.
Все текстурные особенности и взаимоотношения отдельных мине-
ралов в рудах свидетельствуют об образовании руд преимущественно
метасоматическим путем, с частичным унаследованием текстур вме-
щающих пород. Вместе с тем отчетливо выявляется более раннее выде-
ление шеелита и касситерита по отношению к сульфидам и кварцу.
С отложением последних, по-видимому, связан и процесс мушкетовити-
зации гематита.
ГЛАВА VIII
МЕДНЫЕ РУДЫ
Медное оруденение в скарнах, представленное сульфидами, прост-
ранственно тесно связано с магнетитовым и, как это впервые установ-
лено еще А Н Заварицким (1929), является более поздним как по
отношению к скарнам, так и по отношению к магнетитовым рудам.
Главный рудный минерал — халькопирит тесно ассоциирует с пири-
том, пирротином, магнетитом и скарновыми минералами (гранатом,
пироксеном). Из второстепенных рудных минералов часты — сфалерит,
галенит, арсенопирит, гематит, более редки — линнеит, кубанит, вале-
риит, марказит, иногда — блеклая руда, молибденит, бурнонит и др.
Из нерудных минералов, кроме граната и пироксенов (салита, геденбер-
гита), присутствуют эпидот и продукты разложения скарновых минера-
лов хлорит, актинолит, тальк, кальцит, кварц, ильваит
Примером медных месторождений скарнового типа могут служить
группа Турьинских месторождений на Северном Урале, Кедабек на
Кавказе, Бисби и Клифтон в штате Аризона и некоторые месторожде-
ния Центрального района штата Нью-Мексико (США).
Характеристика руд Турьинских месторождений приводится
главным образом по данным Л Н Овчинникова (1948) и Я П Бак-
лаева (1959)
В большинстве Турьинских месторождений медные руды приуро-
чены к скарнам, которые образовались на контакте известняков, вхо-
дящих в состав осадочно-вулканогенной толщи среднего девона, с про-
рывающими их интрузиями гранодиоритов и кварцевых диоритов
Сптошные и вкрапленные пирротин-халькопиритовые и пирит-халько-
пиритовые руды образуют крутопадающие плитообразные тела в непо-
средственном контакте скарнов с известняками и пологопадающие
пластовые залежи в контактах порфиритов и подстилающих их извест-
няков Наряду с сульфидными залежами встречаются гнездообразные
или плитообразные тела халькопиритсодержащих магнетитовых руд.
Таким образом, по минеральному составу выделяются халькопирит-
содержащие магнетитовые, халькопирит-пирротиновые и пирит халько-
пиритовые руды
Халькопиритсодержащие магнетитовые руды распространены срав-
нительно мало и являются как бы переходными между типичными маг-
нетитовыми рудами контактово-метасоматических месторождений
железа и сульфидными рудами скарнового типа Они сложены сплош-
ными массами магнетита, среди которого сульфиды образуют сеть тон-
ких прожилков или местами неравномерно рассеянную вкрапленность,
переходящую в более крупные гнездообразные скопления. Текстура
сплошных руд чаще всего массивная или пятнистая благодаря скопле-
ниям сульфидов в массе магнетита (рис 177) Наблюдаются также
.138
полосчатые текстуры, ооусловленные наличием в массе магнетита
параллельных прожилков сульфидов (преимущественно халькопирита).
Магнетит представляет собой главный рудный минерал. Он обра-
зуется путем замещения пироксен-гранатовых скарнов и реже извест-
няков. При микроскопическом изучении руд наблюдались все случаи
замещения гранатового скарна магнетитом от самых начальных стадий,
когда магнетит проникал в скарн по трещинкам, по границам зерен
i раната, по отдельным зонам в них, до почти полного исчезновения
граната, когда в массе сплошного магнетита остались лишь реликто-
вые островки его (рис. 178).
Л. Н. Овчинников (1948) отмечает, что выделение магнетита не
сопровождается разложением граната и пироксена. Происходит лишь
частичная перекристаллизация и переотложение скарновых минералов
с образованием пироксена и граната более поздних по отношению
к магнетиту. Включения хорошо образованных кристаллов андрадита
и тонкие прожилки андрадитового скарна нередко встречаются
в сплошных магнетитовых рудах. Наблюдались также случаи замеще-
ния мушкетовита салитом и андрадитом.
Магнетит часто замещается пиритом, а тонкие прожилки халько-
пирита пересекают и частично замещают и магнетит и гранат (рис. 179).
Пирротин-халькопиритовые руды имеют массивную и вкрапленную
текстуры. Массивные пирротин-халькопиритовые руды в Башмаковском
руднике образуют пластовую залежь, приуроченную к контакту гра-
натовых и пироксен-гранатовых скарнов с эффузивными роговообман-
ковыми порфиритами. В составе руд преобладают пирротин и халько-
пирит, пирит встречается редко. В виде включений в халькопирите
изредка присутствуют сфалерит и линнеит, а в пирротине — арсенопи-
рит, кубанит и др. Нерудные минералы представлены гранатом,
пироксеном, кальцитом и кварцем, однако количество их незначительно.
Пирротин обычно образует сплошные массы, среди которых встре-
чаются включения идиоморфных зерен пироксена, граната и магнетита,
узкие неправильные полосы пироксен-гранатового скарна и тонкие про-
жилки и скопления кальцита и кварца. Пироксен и гранат интенсивно
разъедаются пирротином (рис. 180). В массе пирротина часто наблю-
дается магнетит в виде вкраплений или узких прерывистых полос,
напоминающих прожилки. Полосы магнетита пересекаются тонкими
прожилками пирротина, что определенно говорит о более позднем по
отношению к магнетиту образовании пирротина. Пирротин под влия-
нием гипогенного окисления вдоль трещинок нередко подвергается раз-
ложению на пластинчатые агрегаты пирита и магнетита.
Халькопирит отчетливо ксеноморфен по отношению к пирротину
и выполняет промежутки между его зернами или трещинки в них.
Вкрапленные пирротин-халькопиритовые руды приурочены к эпи-
дозитам. Главным рудным минералом также является пирротин, реже
встречается халькопирит и иногда пирит, сфалерит, магнетит и гематит.
Очень редко встречается линнеит. Рудные минералы обычно замещают
пироксен и эпидот, образуя различные по величине и форме вкраплен-
ники в разложенном эпидозите. Пироксен почти полностью замещен
сульфидами. Эпидот встречается чаще, только в местах наиболее
густой вкрапленности сульфидов он замещается роговой обманкой,
хлоритом, кальцитом, кварцем и реже серицитом. При этом местами
развивается гематит. Неравномерное распределение пирротина среди
кварц-кальцитовых агрегатов обусловливает такситовую текстуру
вкрапленных руд.
Пирит-халькопиритовые руды обладают более разнообразными
текстурами. Кроме сплошных и сопутствующих им вкрапленных руд,
здесь широко распространены полосчатые руды, приуроченные к зонам
тектонических нарушений. К этому же типу относятся своеобразные
139
Рис. 177. Халькопирит-магпетитовая руда. Магнетит — Г. халькопи-
рит— 2; пирит -3; кальцит — 4. Турьинские месторождения. Поли-
рованный штуф. Нат. вел.
Рис. 178. Замещение граната (серое) магнетитом (светло-серое).
Белое — халькопирит; черное — выбоины. Никитинское месторож-
дение (Урал). Полированный шлиф из коллекции Я. П. Баклаева.
Х40
по текстурным особенностям руды в известняках, где сульфиды (глав-
ным образом халькопирит) выполняют пустоты
Главными рудными минералами являются халькопирит и пирит.
В сплошных рудах преобладает халькопирит, в полосчатых рудах из зон
Рис. 179. Выделения халькопирита (белое) в магнетито-гранато-
вом скарне Серое — магнетит, темное — гранат. Никитинское ме-
сторождение. Полированный шлиф из коллекции Я. П. Баклаева
Х40
Рис. 180. Реликты пироксенового скарна (черное) среди пирро-
тин-халькопиритового агрегата (белое). Никитинское месторо-
ждение. Полированный шлиф из коллекции Я- П. Баклаева. X 46
тектонических нарушений больше пирита. Местами это почти мономи-
неральные пиритовые руды. Редко встречаются пирротин, сфалерит,
иногда линнеит и в единичных случаях тетрадимит. В небольшом коли-
честве присутствуют магнетит и гематит. Из нерудных минералов
в сплошных рудах наиболее распространены тальк и кальцит; первич-
ные минералы скарнов — гранат и пироксен встречаются лишь в виде
реликтов среди скоплений актинолита, кварца, хлорита и ильваита.
141
Б рудах из тектонических зон преобнадают кальцит и кварц. Во вкрап-
ленных рудах обычно содержится гранат и в небольшом количестве
продукты его разложения — кальцит и кварц.
Сплошные халькопиритовые руды (Л. Н. Овчинников, 1948) обра-
зуются исключительно путем избирательного замещения богатых желе-
Рис. 181. Полосчатая текстура пирпт-халько-
пиритовой руды. Светлое — хатькопирпт; тем-
ное—разложенный пирокссн-гранаговый скарн.
Фро.товское месторождение. По Л. Н. Овчин-
никову. Полированный штуф. 2/6 нат. вел.
зом мономинеральных пирок-
сеновых экзоскарнов. Форма
и размеры скарновой зоны оп-
ределяют форму и размеры
рудных тел. Сульфиды в скар-
нах преимущественно выпол-
няют многочисленные тре-
щинки, параллельные кон-
такту, поэтому широко рас-
пространены полосчатые тек-
стуры руд. Полосы сульфи-
тов выделяются среди талька
и других продуктов разложе-
ния салитового скарна. Гра-
ницы сульфидных полос рез-
кие, но в массе силикатов
видны прожилковидные выде-
ления и вкрапленность суль-
фидов (рис. 181) В пределах
самих сульфидных полос на-
блюдается чередование халькопиритовых, пиритовых и пирротиновых
полос (рис. 182). Местами отдельные полосы и прожилковидные выде-
ления халькопирита сливаются, образуя более крупные неправиль-
Рис. 182. Полосы пирита (/) в халькопирите (2) и в про-
дуктах разложения салитового скарна (черное). Фролов-
ское месторождение (Урал). По Л. Н. Овчинникову. Поли
рованный штуф. Нат. вел.
ные скопления (рис. 183). Такие более крупные скопления также рас-
полагаются в виде полос, подчеркивая полосчатое строение рудных
тел.
Особую разновидность полосчатых руд представляют руды из зон
тектонических нарушений Фроловского, Николо-Подгорного и других
месторождений. На основании геологических наблюдений установлено,
что зоны разломов образовались после формирования скарнов перед
142
Рис. 183. Полосчатая халькопиритовая руда.
Халькопирит — белое; разложенный салитовый
скарн —• темное. Никитинское месторождение. По
Л. Н. Овчинникову. Полированный штуф. Нат.
вел.
Рис. 184. Полоса граната (темное) среди суль-
фидов (серое). Кальцит — белое. Турьииское
месторождение (Урал). По Л. Н. Овчинни-
кову. Полированный штуф, '/з нат вел.
рудоотложением. Руды зон разломов представлены вкрапленностью
пирита и подчиненного ему халькопирита в кварц-кальцитовой породе.
Кварц и кальцит обычно образуют чередующиеся мономинеральные
полоски. Среди них местами встречаются реликтовые раздробленные
зерна и агрегаты граната, что указывает на образование кварц-каль-
цитовых пород при разложении гранатовых скарнов.
Рис. 185. Прожилки халькопирита (белое) в андра-
дите (серое). Турьинские месторождения. По
Л. Н. Овчинникову. Полированный шлиф. X 80
Рис. 186. Брекчиевидная мик-
ротскстура с признаками заме-
щения граната (черное) халь-
копиритом (белое). Турьии-
ские месторождения. По
Л. Н. Овчинникову. Полиро-
ванный шлиф. X 150
Вкрапленность сульфидов наблюдается в виде прерывистых полос
и струй ориентированных согласно со сланцеватостью породы. Однако
в агрегатах сульфидов не отмечается при-
знаков механической деформации.
Избирательное замещение сульфидами
пироксена отчетливо проявлено в бимине-
ральных пироксен-гранатовых скарнах. Ха-
рактерно, что даже в тех случаях, когда
пироксеновые агрегаты почти полностью
замещены сульфидами и гидросиликатами,
гранатовые участки сохраняются среди
сульфидной массы в виде почти незатрону-
тых замещением остапцов. В этом случае
текстуры руд зависят от текстур самих
скарнов. В атакситовых пироксен-гранато-
вых скарнах образуются руды с пятнистой
атакситовой текстурой.
Интересный пример взаимоотношений
гранатового скарна с сульфидной рудой
приводит Л. Н. Овчинников. Среди сплош-
ной халькопиритовой руды проходит широ-
кая полоса гранатового скарна с довольно
резкими границами (рис. 184). Создается
впечатление, что это жила граната, секу-
щая сульфидную массу. Однако наличие реакционных кайм мушкето-
вита вдоль границ гранатовой полосы и тонких жилок сульфидов в гра-
натовой массе позволило Л. Н. Овчинникову заключить, что эта гра-
натовая масса представляет останец андрадитового скарна, который
наблюдался в виде прожилка в массе пироксенового состава, нацело
замещенной сульфидами.
О том, что гранаты труднее замещаются сульфидами можно судить
также по данным изучения вкрапленных руд в гранатовых скарнах.
144
В полированных шлифах часто наблюдаются тонкие жилки халько-
пирита в гранатовых зернах, почти без признаков замещения. Лишь
по периферии гранатовых выделений устанавливаются явления разъ-
едания (рис. 185). Любопытно, что остатки граната нередко бывают
окружены тонкими реакционными каймами магнетита, образование
которого, очевидно, сопутствует отложению сульфидов.
Под микроскопом в полированных шлифах, в участках, содержа-
щих гранат, устанавливаются брекчиевидные микротекстуры (рис. 186),
характеризующиеся тем, что обломки граната в цементе халькопирита
имеют угловатые очертания; часть обломков при этом сильно разв-
едена и замещена халькопиритом. Можно наблюдать все переходы от
прожилковых микротекстур к брекчиевидным. Обломки в этих случаях
представлены гранатом или продуктами его разложения — кварцем и
кальцитом.
В гранатовых скарнах наряду с прожилковидными или пятнистыми
скоплениями сульфидов широко распространена равномерная вкрап-
ленность пирита и халькопирита. В ассоциации с ними встречаются
кварц и кальцит, магнетит, гематит, иногда сфалерит и линнеит и дру-
гие минералы.
В некоторых участках Фроловского месторождения медное оруде-
нение обнаружено непосредственно в известняках. Сульфиды (пирит
и халькопирит) совместно с крупнокристаллическим кальцитом выпол-
няют в известняках друзовые пустоты. Сульфиды в пустотах встречены
только вблизи контакта известняков с рудой и это позволило Л. Н. Ов-
чинникову предположить, что они появились в результате миграции
н переотложения.
ГЛАВА IX
СВИНЦОВО-ЦИНКОВЫЕ РУДЫ
Свинцово-цинковое оруденение в скарнах представлено вкраплен-
ностью и прожилками сульфидов — галенита и сфалерита. Количест-
венные соотношения их меняются, но в большинстве случаев преобла-
дает сфалерит. В тесной ассоциации с этими главными рудообра-
зующими минералами находятся халькопирит, пирит и окислы желе-
за— магнетит и гематит. Редко встречаются блеклые руды, молибде-
нит, иногда марказит.
Одним из интересных примеров свинцово-цинкового оруденения
в скарнах может служить месторождение Алтын-Топкан в Сред-
ней Азии. Особенность геологического строения этого месторождения
заключается в приуроченности скарнов, вмещающих оруденение,
к зоне крупного разлома вдоль контакта гранитоидного массива с вме-
щающей известняково-сланцевой толщей верхнего палеозоя. В преде-
лах этой главной рудной зоны тектонически нарушенные породы пале-
озоя вмещают многочисленные дайки и штоки гранодиорит-порфиров
и гранит-порфиров, на контакте с которыми залегают пластообразные
и линзообразные залежи скарнов. Скарновые залежи отличаются раз-
нообразием состава и сложностью строения, которая выражается в тес-
ном сочетании скарнов разного минерального состава. Эта особенность,
согласно В. А. Жарикову (1959), обусловлена связью скарнообразо-
вания с дайками, создававшими неравномерный прогрев вмещающих
пород.
В строении скарновых зон принимают участие пироксеновые, гра-
натовые, гранат-пироксеновые, амфибол-пироксен-эпидотовые скарны
и скарноиды, мономинеральные эпидозиты, гранатовые и ортоклазовые
эпидозиты, ортоклаз-гроссуляровые и ортоклаз-эпидотовые околоскар-
новые породы. Наиболее широко распространены гранат-пироксеновые
разности скарнов с переменным составом граната (от гроссуляра до
андрадита) и пироксенов (от диопсида до геденбергита; чаще всего
встречается манган-салит; в более глубоких горизонтах развит волла-
стонит) .
Гранат-пироксеновые скарны обычно представлены тонкозернис-
тыми породами с массивной или полосчатой текстурами. Полосчатость,
обусловленная чередованием темно-зеленых пироксеновых и гранато-
вых полос, хорошо различается макроскопически.
Структурно-текстурные особенности руд определяются локализа-
цией сульфидов вдоль сети тонких трещин в скарнах и избирательным
замещением пироксеновых участков скарна. Наиболее распространены
руды с прожилково-вкрапленной, пятнистой или полосчатой текстурами.
Сплошные руды встречаются редко и не характерны для этого место-
рождения.
146
В прожилково-вкрапленных рудах сульфиды обособляются в скар-
нах в виде тонкой вкрапленности или образуют сеть различно ориенти-
рованных прожилков (рис. 187). Прожилки имеют обычно неправиль-
ную форму, непостоянную мощность, очень неровные границы с много-
численными ответвлениями в сторону скарнов и содержат реликтовые
включения скарновых минералов (рис. 188, 189). Местами вдоль про-
жилков в скарновых минералах различается тончайшая вкрапленность
сульфидов (рис. 190), что указывает на их образование преимущест-
венно метасоматическим путем.
В составе прожилков в большинстве случаев преобладает сфале-
рит, который содержит многочисленные эмульсиевидные включения
халькопирита (см. рис. 188). Эти срастания, образовавшиеся в резуль-
тате распада халькопирит-сфалеритового твердого раствора, указы-
вают на относительно высокую температуру рудоотложения (Buerger,
1934; Sugaki, 1952). Количественное содержание галенита различно.
Галенит постоянно приурочен к периферическим частям сфалеритовых
прожилков, где он образует прерывистые, иногда асимметрично рас-
положенные каймы (рис. 191). В краевых частях прожилков на гра-
нице со скарновыми минералами чаще всего наблюдаются и выделения
магнетита. Они часто или полностью замещены гематитом.
Наряду с сульфидными прожилками часто встречаются актинолит-
сульфидные, кварц-сульфидные и кальцит-сульфидные. На рис. 192
показан прожилок, в котором сфалерит находится в тесном срастании
с актинолитом. Такие же срастания с актинолитом образуют галенит
и местами халькопирит. В сульфидно-кварцевых прожилках чаще встре-
чается галенит, обычно выполняющий их центральную часть. Повсюду
сульфидные прожилки пересекаются кварц-сульфидными, а послед-
ние — кальцит-сульфидными и безрудными кварцевыми. Прожилково-
вкрапленные руды нередко переходят в брекчиевидные, когда сеть суль-
фидных прожилков настолько густа, что безрудные участки скарна
имеют вид обломков, сцементированных сульфидами.
Руды с полосчатой текстурой образуются путем избирательного
замещения пироксеновых полос в полосчатых гранат-пироксеновых
скарнах. Сфалерит и галенит выделяются в пределах пироксеновых
полос в виде неправильных линзовидных участков, образующих пре-
рывистые полосы (рис. 193), или полностью замещают их. При этом
з зависимости от ширины пироксеновых полос возникают грубо- или
тонкополосчатые руды (рис. 194). Как правило, в рудах с полосчатой
текстурой наблюдаются секущие полосчатость сульфидные и кварц-
сульфидные прожилки (рис. 195).
В тех случаях, когда прожилковидные выделения сульфидов рас-
положены между гранатовыми и пироксеновыми полосами, границы их
с пироксеновыми полосами более неровные, чем с гранатовыми. Кроме
того, многочисленные реликтовые включения пироксена среди сульфи-
дов указывают на замещение последними, главным образом пироксе-
новых полосок. На рис. 196 и 197 видно, что сульфиды приурочены
главным образом к темным (пироксеновым) полосам, тогда как в свет-
лых полосах, сложенных гранатом, встречаются лишь единичные зерна
сульфидов.
Формы выделений сульфидов в пироксеновых полосах особенно,
отчетливо видны в прозрачных шлифах под микроскопом. Чаще всего,
сфалерит совместно с галенитом, кварцем и кальцитом выполняет лин-
зовидные микропустоты, ориентированные согласно с полосчатостью
скарнов (рис. 196). Однако встречаются и секущие полосчатость микро-
прожилки тех же минералов. Эти особенности выделений сульфидов-
и парагенетически связанных с ними кварца и кальцита ясно говорят
о более позднем их образовании по отношению к скарновым минералам*
(пироксену, гранату).
147
Рис. 187. Сеть сульфидных прожилков (черное) в роговиковопо-
добном пироксеи-гранатовом скарне. Месторождение Алтын-Топ-
кан. Полированный штуф. Снято в косом свете. Нат. вел.
Рис. 188 Прожилки и прожилковидные скопления сфалерита (серое)
в пироксрн-граиатовом скарне (темно-серое). Точечные эмульсиевид-
.ные включения в сфалерите — халькопирит. Белые рельефные зерна—
пи| нт Месторождение Алтын-Топкан. Полированный шлиф. X 40
Рис. 189. Метасоматические прожилки сфалерита (черное) в пиро-
ксеновом скарне. Месторождение Алтын-Топкан. Прозрачный шлиф.
Снято с одним николем. X 10
Рис. 190. Прожилковидные выделения сфалерита (1) и галенита (2)
пироксеновом скарне (темное). Месторождение Ачгыи-Топкан.
Полированный шлиф. X 40
Рис. 191. Галенит-сфалеритовый прожилок в гранат-пироксеновом
скарне Галеиит (белое) расположен в краевой части прожилка
сфалерита (серое). Точечная вкрапленность в сфалерите — халько-
пирит. Темное — скарн. Месторождение Алтын-Топкан. Полирован-
ный шлиф. X 40
Рис. 192. Актинолит-сфалеритовый прожилок в скарне. Актинолит
(темное) находится в тесном срастании со сфалеритом (белое).
Месторождение Алтын-Топкан. Полированный шлиф. X 85
Рис. 193. Полосчатая текстура руды. Темное — сфалерит; белое — гале-
нит; светло-серое — пироксеновый скарн. Месторождение Алтын-Топ-
кан. Полированный штуф. Снято в косом свете. Нат. вел.
Рис. 194. Тонкополосчатая текстура рудоносного скарна. Скопления сфа-
лерита (темное) приурочены преимущественно к полосам пироксенового
состава. Светлые полосы — гранат. Месторождение Алтын-Топкан. Поли-
рованный штуф. Снято в косом свете. Нат. вел.
Выделения сульфидов в пустотах среди мелкозернистых пироксе-
новых скарнов нередко окружены каймами более крупнозернистого пиро-
ксена (рис. 197). По-видимому, отложение сульфидов в ряде случаев
сопровождалось перекристаллизацией пироксена. Включения относитель-
но крупных кристаллов пироксена довольно часто встречаются в сфале-
рите и галените, выполняющих пустоты (рис. 198). В данном случае
сфалерит и галенит, по-видимому, выполнили друзовую полость, оброс-
шую шестоватыми кристаллами пироксена. Конны этих кристаллов
местами подвергались разъеданию галенитом.
В гранатовых скарнах сульфиды встречаются реже. Они выпол-
няют пространства между зональными зернами граната и частично
разъедают их вдоль границ отдельных зон (рис. 199).
Рис. 195. Прожилково-полосчатая текстура рудоносного скарна. Сульфиды
(чернее) приурочены к пироксеновым полосам (темно-серое) и секу-
щим полосчатость кварцевым прожилкам. Месторождение Алтын-Топ-
кан. Полированный штуф. Снято в косом свете. Нат. вел.
Обособления сульфидов в пустотах среди мелкозернистого грана-
тового скарна обычно окружены каймами крупнозернистого граната и
содержат включения более крупных идиоморфных кристаллов андра-
дита. Наблюдались сульфидные прожилки с андрадитом. Следователь-
но, гранат, подобно пироксену, подвергался при выделении сульфидов
перекристаллизации и переотложению.
Сплошные руды распространены незначительно. Они образуют
гнездообразные скопления среди прожилково-вкрапленных руд, имеют
массивную текстуру и сложены преимущественно крупнокристалличе-
ским галенитом. Сфалерит встречается реже; еще более редки халько-
пирит, пирит, магнетит и гематит. Присутствующие в небольшом коли-
честве нерудные минералы представлены эпидотом, актинолитом, каль-
цитом и кварцем. Кварц и кальцит часто встречаются в виде прожил-
ков, секущих рудные минералы. В сплошных сфалерит-галениговых
агрегатах галенит местами совместно с халькопиритом выполняет про-
странства между зернами сфалерита и трещинки в них. Как и в про-
жилково-вкрапленных рудах сфалерит содержит эмульсиевидные вклю-
чения халькопирита. Пирит в этих рудах наблюдался в форме типич-
ных метакристаллов.
Отмеченные структурно-текстурные особенности руд главной руд-
ной зоны месторождения Алтын-Топкан несомненно указывают на бо-
лее позднее по отношению к скарнам отложение сульфидов свинца и
цинка. Таким образом, свинцово-цинковое оруденение этого типа по-
добно медному оруденению в скарнах является наложенным и по
существу относится уже к гидротермальному этапу.
Наряду с прожилково-вкрапленными рудами на месторождении
Алтын-Топкан, так же как и в ряде других месторождений, встреча-
ются руды с несколько иными взаимоотношениями сульфидов и скар-
152
Рис. 196. Лпнзовидные выделения сульфидов (черное) и кварц-
сульфидные прожилки в пироксеновой полосе из полосчатого гра-
пат-пнроксенового скарна. Белое — кварц; темная полоса в нижней
части — гранат. Месторождение Алтын-Топкан. Прозрачный шлиф.
Снято с одним николем. X 20
Рис. 197. Кайма крупнокристаллического пироксена (светло-серое)
вокруг выделения сфалерита (темное) в мелкозернистом пироксе-
новом скарне (темно-серое). Белое — кварц. Месторождение Алтын-
Топкан. Прозрачный шлиф Снято с одним николем. X 165
Рис. 198. Скопления сфалерита (1) и галенита (2) в окварцованном
гранат-пироксеновом (темное) скарне. Сульфиды включают относи-
тельно крупные, шестоватые кристаллы пироксена (серое) и ча-
стично разъедают их. Месторождение Алтын-Топкан. Полирован-
ный шлиф. X 85
Рис. 199. Галенит (белое) выполняет пространства между зональ-
ными зернами граната (серое) и частично разъедает гранат. Чер-
ное—кварц. Месторождение Алтын-Топкан. Полированный шлиф.
X 85
новых минералов. Эти руды приурочены к труОчатым телам преимуще-
ственно манган-салитовых и геденбергитовых скарнов. К числу наибо-
лее интересных и хорошо изученных месторождений этого типа отно-
сится Тетюхинское.
Рудные тела месторождений Тетюхе имеют форму крутопадающих
трубчатых залежей. Они залегают вдоль контакта верхнемеловых квар-
цевых порфиров с верхнетриасовыми известняками, а также в извест-
няках вдоль тектонических нарушений. Контакт кварцевых порфиров
и известняков в районе месторождений большей частью тектонический.
Для геологии района этих месторождений характерно отсутствие в непо-
средственной близости от них каких-либо крупных интрузивов извер-
женных пород. Последние представлены в основном лишь дайками диа-
базовых порфиритов, кварцевых порфиров и дацитов, рассекающих
осадочную толщу.
Особенности строения рудных тел и текстурные особенности руд
определяются образованием руд путем метасоматического замещения
известняков рудными растворами, проникавшими вдоль трещин. Спе-
цифической же особенностью минерального состава руд этих место-
рождений, позволяющей считать их высокотемпературными, является
участие в них таких силикатов, как геденбергит, ильваит, андрадит,
волластонит (месторождение Восточный Партизан). Наибольшее зна-
чение имеет геденбергит, который часто является главным рудообра-
зующим минералом. Разнообразие строения рудных тел и текстурных
особенностей руд обусловлено различным сочетанием и соотношением
агрегатов геденбергита и сульфидов. Широкое развитие сферолиговых
и фестончато-полосчатых агрегатов геденбергита составляет главную
текстурную особенность руд месторождения.
Важным элементом строения рудных тел обычно является распо-
ложение радиально-лучистых агрегатов геденбергита в виде вытяну-
тых полос или фестонов, направление и конфигурация которых, по-ви-
димому, определяются направлением фронта замещения известняков
рудообразующими растворами.
На рис. 200 хорошо видно расположение полос длиннолучистого
геденбергита (Хетчиков, 1959).
К полосам геденбергита бывают приурочены шарообразные агре-
гаты этого минерала с радиально-лучистым внутренним строением,
достигающие иногда 2,0 м в диаметре (рудник Верхний). Центральная
часть таких агрегатов нередко сложена мелкозернистым или плотным
геденбергитом, на котором нарастает радиально-лучистый геденбергит.
Весьма вероятно, что в случаях подобных метасоматических образова-
ний в первый момент химической реакции породы с проникающим в нее
концентрированным рудообразующим раствором могло иметь место
резкое пересыщение определенными соединениями. В результате этого
в местах реакции возникали тонкодисперсные массы новообразований,
а в дальнейшем по мере снижения концентрации реагирующих компо-
нентов в растворе более грубокристаллические агрегаты.
Для выяснения времени образования сульфидов — галенита и сфа-
лерита особый интерес представляют взаимоотношения их с силика-
тами, детально изученные на Первом Советском руднике. Согласно
наблюдениям Л. Н. Хетчикова (1959), основная масса сульфидов тесно
ассоциирует с силикатами. Сульфиды участвуют в строении сложных
шарообразных агрегатов геденбергита, выполняют пространство между
ними, а также между отдельными полосами геденбергита и обра-
зуют иногда скопления массивных руд. Особенно тесные срастания
сульфидов и силикатов, представленные чередованием зон радиально-
лучистого геденбергита и сульфидов и свидетельствующие о последова-
тельном неоднократном отложении этих минералов, наблюдаются в
шарообразных агрегатах. На рис. 201 видно следующее чередование
155
отдельных зон: центральная часть агрегата (верхняя часть штуфа),
сложена плотным или мелкозернистым геденбергитом и мелкозернис-
тыми сфалеритом и галенитом; на расположенные по периферии более
крупные выделения галенита или непосредственно на плотный геден-
бергит нарастает радиально-лучистый геденбергит, сменяющийся зоной
галенита, последняя имеет резкую и ровную границу у основания Наког
Рис 200 Полосы длиннолучистою iеденбергпта в рудной массе Первый
Советскии рудник Зарисовка По Л Н Летчикову Уменьшено в 40 раз
/ — геденбергит длиннолучистый 2 — геденбергит коротколучистыи с сульфидами,
3 — крупнозернистые сфалерит и гатенит с розетками радиатьно лучистого геден
бергита, 4 — осветленный геденбергит, 5 — сфалерит крупнозернистый 6 — кварц,
7 — \г тькопирит, 8 — открытые полости
нец, на зоне галенита вновь развивается радиально-лучистый геденбер-
гит, в виде полосы, окружающей несколько почек. На рис. 202
представлена часть шарообразного агрегата, состоящая из двух зон
радиально-лучистого геденбергита, разделенных зоной галенита. Инте-
ресной особенностью шарообразных агрегатов является закономерное
чередование зон сульфидов различного состава, принимающих участие
в строении этих агрегатов.
Необходимо отметить, что геденбергит поздней генерации местами
образует прожилки, секущие не только радиально-лучистый геденбер-
гит, но и ассоциирующие с ним сульфиды. В массивных сульфидных
156
рудах наблюдалось выполнение поздним геденбергитом промежутков
между крупными зернами галенита’ и проникновение его в галенит по
трещинкам (рис. 203).
Для других месторождений Тетюхинского рудного поля хотя и не
устанавливается такая сближенность в образовании геденбергита (и
Рис. 201. Радиально-лучистые агрегаты геденбергита с сульфидами, приуроченными
к центральным и периферическим частям агрегатов. Первый Советский рудник. По
Л. Н. Хетчикову. Полированный штуф. Нат. вел.
других силикатов) и сульфидов, однако их тесная пространственная
связь и отсутствие брекчирования геденбергитовых образований позво-
ляют с уверенностью относить их к одной стадии минерализации. Эта
особенность месторождении тетюхин-
ской группы резко отличает их от
описанных выше свинцово-цинковых
месторождений алтын-топканского
типа, для которых характерно нало-
жение сульфидов на более ранние
скарновые ассоциации минера юв.
Руды месторождения Восточный
Партизан, входящего в Тетюхинское
рудное поле, представляют большой
интерес, так как в них особенно четко
проявлена последовательная смена
минеральных ассоциаций, начиная от
типично скарновой высокотемператур-
ной гранат-волластонитовой (на ниж-
них горизонтах), затем наиболее ши-
роко распространенной геденбергит-
сульфидной и кончая наиболее позд-
ней кальцит-цеолитовой (по Ю. С. Бо-
рис. 202. Чередование полос ради-
ально-лучистого геденбергита и га-
ленита (светлое). Первый Советский
рудник. По Л. Н. Хетчикову Поли-
рованный штуф. Нат. вел.
родаеву). Известняки, вмещающие трубчатые рудные тела, здесь
мраморизованы и замещены сульфидно-силикатной рудой. Наиболее
типичные руды обычно представлены агрегатами мелколучистого (по
сравнению с рудами Первого Советского рудника) геденбергита,
среди которого сравнительно равномерно распределены вкрапленные
157
выделения сфалерита. Галенит чаще образует неравномерные гнездо-
вые скопления.
Весьма интересны также текстурные особенности минеральных
образований наиболее ранней волластонит-гранатовой стадии минера-
Рис. 203. Выделения позднего геденбергита (черное)
в промежутках между агрегатами крупнозернистого
галенита (серое). Первый Советский рудник. По
Л Н. Хетчикову. Полированный штуф. Нат. вел.
лизации. В штуфах руд нередко можно наблюдать, как мраморизован-
ные известняки по трещинкам замещаются волластонитом, в резуль-
тате чего возникают метасоматические прожилки (рис. 204). В цент-
Рис. 204. Метасоматические прожилки волластонита (белое), развиваю-
щиеся по трещинкам в мраморизованном известняке. Месторождение Вос-
точный Партизан. По Ю. С. Бородаеву. Полированный штуф. Нат. вел.
ральной части таких прожилков волластонита, там, где располагается
шов трещинки, обычно протягивается цепочка зерен граната. Последний
образует также симметрично расположенные по обе стороны прожилка
тонкие полоски, отделяющие волластонит от мраморизованного извест-
няка.
158
При замещении известняка нередко возникает и более сложное-
чередование метасоматических зон (рис. 205). Непосредственно с мра-
моризованным известняком обычно граничит зона лучистого волласто-
Рис. 205. Метасоматические зоны, возникшие при замещении извест-
няка волластонит-гранатовым скарном. Месторождение Восточный
Партизан. Полированный штуф. Нат. вел.
/ — известняк; 2 — волластонит; 3 — гранат; 4 — диопсид; 5 — гранат и
пироксен; 6—мелкозернистый волластонит; 7—крупнокристаллический кальцит.
нита мощностью около 5 мм. За ней следует тонкая зонка зеленоватого
граната, хорошо образованные аномально анизотропные и кристалли-
чески-зональные зерна которого располагаются в виде групп среди
Рис. 206. Кольцеобразные метасоматические зоны волластонита, гра-
ната и других минералов вокруг реликтового участка мрамори «ван-
ного известняка (серое в центре). Месторождение Восточный Парти-
зан. Полированный штуф. Нат. вел.
мелкозернистого волластонита и кальцита. Далее расположена зона
диопсида, представленного розетками радиально-лучистых удлиненных
кристаллов. За ней опять следует зона граната, кристаллы которого
заключены в кварцево-кальцитовой массе, местами содержащей также
идиоморфные выделения флюорита. Следующая зона состоит из мелКО-
лучистого волластонита (?) и кальцита. Чередование зон завершаетея
169
крупнокристаллическим кальцитом с отдельными выделениями сфале-
рита, галенита и редкими кристаллами граната.
Иногда наблюдается оригинальное расположение метасоматиче-
ских зон в виде замкнутых колец вокруг участков мраморизованного
известняка (рис. 206). В строении метасоматических зон здесь прини-
мают участие те же минералы, что и в предыдущем штуфе, причем
ближайшая к мраморизованному известняку зона также сложена вол-
ластонитом. Нередко замещение со всех сторон нескольких рядом рас-
положенных участков известняка приводит к появлению весьма слож-
ных и причудливых текстурных рисунков, обусловленных сочетанием
метасоматических зон, возникающих вокруг каждого участка.
В заключение упомянем чрезвычайно интересные силикэтноокис-
чые виллемит-франклинитовые цинковые руды, встречающиеся лишь
в уникальном месторождении Франклин, штат Нью-Джерси (США).
Но данным Ч. Пэлач (Palache, 1935), рудные тела пластообразной
формы расположены в полосе докембрийского известняка, протягиваю-
щейся в северо-восточном направлении и зажатой между гнейсами на
северо-западе и кембро-силурийскими известняками, отделенными сбро-
сом, на юго-востоке. Следует отметить, что, помимо пегматитовых даек,
никаких других интрузивных пород в районе месторождения не встре-
чается. Рудные тела сложены в основном франклинитом, виллемитом и
кальцитом, в значительно меньшем количестве присутствует цинкит.
Руда представляет собой большей частью агрегат округлых зерен этих
минералов, сцементированных кальцитом. Обычно наблюдается чере-
дование полос, сложенных главным образом франклинитом и виллеми-
том, а также участки цинкитовых руд, в которых крупные выделения
цинкита находятся в известняке.
Гипотезы о происхождении руд месторождения не обоснованны
фактическим материалом. Наиболее вероятно предположение А. Пин-
жера (1951) о том, что известняк был сначала интрудирован пегмати-
том, сопровождавшимся развитием контактных силикатных зон; затем
последовало замещение известняка рудой с местным замещением
скарна и пегматита. Он указывает, что руды встречаются в синкли-
нальных структурах, по-видимому, замещая определенные горизонты
известняков, а полосчатая текстура руды унаследована от исходной
текстуры известняка.
Широкое развитие окислов свидетельствует, по-видимому, об обра-
зовании руд в близповерхностных условиях и о своеобразном окисле-
нии рудных растворов. Пространственная ассоциация рудных тел с
пегматитовыми дайками и окружающими их контактовыми зонами скар-
новых минералов, возможно, указывает на то, что месторождения рас-
положены недалеко от магматического источника и образовались, без-
условно, при достаточно высокой температуре. Текстурные особенности
[)д позволяют судить о ведущей роли процессов метасоматоза при
рудообразовании.
СТРУКТУРНО-ТЕКСТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ РУД
ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
Гидротермальные месторождения принадлежат к наиболее широко
распространенному и разнообразно проявленному генетическому классу
рудных месторождений.
Особенности строения руд самых различных типов гидротермаль-
ных месторождений определяются в основном следующими главней-
шими факторами: способом отложения вещества (выполнение трещин
или других пустот и полостей и замещение), условиями кристаллиза-
ции из растворов (выпадение в виде кристаллического осадка или
геля), стадийностью (смена минеральных ассоциаций во времени, тек-
тонические движения) и последующими преобразованиями (под влия-
нием различных видов метаморфизма). В текстурах и структурах руд
гидротермальных месторождений проявлены и отображены эти фак-
торы в разных сочетаниях.
В одних типах месторождений более широко развиты особенности
строения, связанные с процессами выполнения полостей, последова-
тельно формирующихся систем трещин или зон дробления. В связи
с этим развиваются полосчатые, крустификационные, колломорфные,
прожилковые, брекчиевые и массивные текстуры. В других типах
месторождений преобладающее значение имеют метасоматические
процессы, при этом часто образуются вкрапленные, пятнистые, иногда
массивные текстуры руд.
Не придерживаясь строго какой-либо из существующих классифи-
каций, в настоящем разделе описано строение руд некоторых наиболее
изученных и широко распространенных медных, свинцово-цинковых,
золотых, вольфрамовых, оловянных и ртутно-сурьмяных месторож-
дений.
ГЛАВА X
МЕДНЫЕ РУДЫ
Медные руды гидротермального происхождения оiносятся к раз-
личным генетическим группам. В существующих классификациях и кур-
сах рудных месторождений наиболее общепринятой, хотя и весьма
условной, является группировка месторождений по температурам обра-
зования (Магакьян. 1961), которой мы в общем и придерживаемся.
К наиболее высокотемпературным принадлежат медные руды в скар-
нах. Описание текстур и структур этих руд дано в главе VIII в разделе
«Структурно-текстурные особенности руд контактово-метасомагических
месторождений». К высокотемпературным относятся также (не рас-
сматриваемые здесь из-за отсутствия данных) медно-турмалиновые
руды месторождений типа Браден (Чили) или Телемаркен (Норвегия).
В данной главе дается лишь характеристика руд средне- и низкотемпе-
ратурных месторождений.
Главными среди среднетемпературных являются прожилково-
ржрапленные медные руды в порфировых изверженных породах (медно-
порфировые руды) типа месторождений Коунрада (Казахстан) и Чуки-
камата (Чили) и колчеданные руды в вулканогенных или ву ткано-
генно-осадочных толщах типа месторождений Среднего и Южного
л’рала или Норвегии. Поскольку эти два типа в генетическом огноше
нии представляют наибольший интерес, в данном разделе будет дано
описание текстур и структур руд основных представителей этих дву
типов.
Порфировые медные руды описаны кратко, в основном по лите-
ратурным данным, колчеданные же руды описаны значительно деталь-
нее, с использованием обширного материала многолетних исследова-
ний автора по различным районам Советского Союза.
Текстуры руд жильных среднетемпературных медных месторожде-
ний (Кафанских в Закавказье и очень крупного месторождения Бьютт
в штате Монтана, США) из-за отсутствия достаточного матерната нс
описаны.
Из низкотемпературных месторождений наибольший интерес пред-
ставляют руды медистых песчаников типа Джезказгана в Казахстане
или Катанги в Конго (Африка). Основные текстуры и структуры этого
типа руд описаны сравнительно кратко с использованием как литера-
турных данных, так и наблюдений автора.
Генезис месторождений медистых песчаников и колчеданных зале-
жей все еще остается не выясненным.
Автор пытался объективно отразить наиболее типичные особенно-
сти строения этих руд, но для решения проблемы генезиса медистьы
песчаников в отличие от колчеданных руд текстуры и структуры не
имеют решающего значения. Тем не менее многие особенности важны
для выяснения условий образования этих месторождений.
162
В данном разделе описываются:
1) пирит-халвкопиритовые прожилково-вкраплениые руды в извер-
женных породах (меднопорфнровые руды на примере Коуирадского.
Алмалыкского и Калжарайского месторождений);
2) колчеданные руды (на примерах месторождений Урана, Алтая
и Закавказья),
3) борнит-халькозиновые руды в песчаниках (на примерах Джез-
казганского и Удоканского месторождений).
Пирит-халькопиритовые прожилково-вкраплениые руды
в изверженных породах (меднопорфировые руды)
Месторождения, содержащие руды этого типа, широко распростра-
нены главным образом в Советском Союзе (Коунрадское в Казах-
стане, Алмалыкское в Узбекистане, Агаракское и Каджаранское в Ар-
мении) и в США (Бингхэм в штате Юта; Ахо, Рэй, Миамн, Саша-
Рита в штате Аризона; Эли в штате Невада и др.)
Месторождения описываемою типа имеют общие характерные
черты. Все оии приурочены к верхним апикальным частям больших
интрузивных тел гранитенлов монцонитового нли кварц-монцониговою
состава, i ранодиорнтов нлн сиенито-диоритов Изверженные породы,
непосредственно заключающие рудные прожилки н рассеянные вкрап-
ленные выделения сулвфидов, обычно обладают реликтовой порфиро-
вой структурой, что и обусловило наименование руд. Эти породы весьма
интенсивно гидротермально изменены и превращены во вторичные
кварцигы
Первичные руды почти во всех месторождениях содержат халько-
пирит, пирит, молибденит, борнит, энаргит и блеклую руду, однако
из-за небольшого содержания этих минералов эти руды часто не ис-
пользуются. Практическое значение они приобретают благодаря нали-
чию почти на всех месторождениях зоны вторичного сульфидного обо-
бщения и зоны окисления, в которых содержание меди значительно
повышается за счет появления халькозина и ковеллина. Для данного
типа руд характерно постоянное присутствие молибденита, благодаря
чему месторождения порфировых медных руд обычно являются молнб-
деиово медными (или медно молибденовыми).
Одним из наиболее типичных представит елей описываемого типа
является Коунрадское месторождение в Центральном Казахстане.
Рудное поле, включающее Коунрадское медное месторождение, по
данным Н. И. Наковинка (1947), в основном сложено серицитовыми и
серицнто-андалузиювыми вторичными кварцитами. Эти породы воз-
никли при гидротермальном метасоматозе: первые за счет гранодиорит-
порфнров, а вторые — эффузивных порфиров
Согласно детальным исследованиям К. С. Газизовой (1957) грано-
диорит-порфиры представляют собой часть крупного интрузивного тела
(батолита), сложенного кварцевыми диоритами и гранодиоритами сред-
непалеозойского возраста. Развитые в пределах рудного поля эффу-
зивные порфиры, образующие покровы и лайковые тела? сформирова-
лись значительно позже и как бы окружают гранозиорит-порфиры.
Тектонические напряжения, предшествовавшие и сопровождавшие вне-
дрение эффузивов обусловили в 1раноднорнт-порфирах своеобразную
систему' идущих на большую глубину конических кольцевых трещин
и мелкой трещиноватости. Эга система нарушений создата нуги для
проникновения магмы, образовавшей эффузивные порфиры, и магма-
тогенных 1 идротермальных растворов, обусловивших превращение гра-
нодиорит-порфнров и отчасти эффузивных порфиров во вторичные квар-
циты. С более поздними стадиями этой гидротермальной деятельности
связано и молибден о во-медное оруденение. Эффузивные порфиры, вто-
163
ричные кварциты и оруденение имеют один и тот же глуоинчыи магма-
тический источник.
Серицитовые кварциты, вмещающие оруденение, пересечены много-
численными мельчайшими кварцевыми жилками и состоят из кварца
и серицита с постоянной примесью пирита и рутила. Иногда они содер-
жат магнетит, турмалин, барит, циркон, минералы группы каолинита.
Серицито-андалузитовые кварциты содержат андалузит (до 50—80%),
немного корунда, диаспора, пирофиллита, алунита, барита и топаза.
Количество этих минералов и особенно андалузита увеличивается на
контакте с серицитовыми кварцитами.
Медное оруденение сосредоточено в серицитовых кварцитах пре-
имущественно в верхней части тела гранодиорит-порфиров. Оруденение
встречается лишь в пределах контура распространения гранодиорит-
порфиров, превращенных в серицитовые кварциты, слагающие здесь
огромное трубчатое тело. Если же говорить о промышленных медных
рудах, то поскольку они локализованы в пределах зон окисления и
вторичного обогащения, конфигурация их определяется контуром и
нижней границей зоны вторичного сульфидного обогащения (распро-
страняющейся до глубины 300—400 ж). Первичные руды продолжаются
на значительно большую глубину и по существу глубина их не уста-
новлена.
Руды месторождений описываемого типа представляют собой
породы, сложенные в основном кварцем и серицитом и содержащие
неравномерную (различной густоты) мелкую вкрапленность, тонкие
жилки и иногда скопления сульфидов. В первичных рудах Коунрад-
ского месторождения главными рудными минералами являются пирит,
халькопирит, молибденит; второстепенными — энаргит, борнит; сравни-
тельно редкими — сфалерит, блеклые руды, галенит, арсенопирит.
К. С. Газизовой (1957) установлены два похожих на борнит розовых
минерала, один из которых позднее ею определен (на основании рент-
генометрических и спектральных данных) как идаит. Он обычно в виде
мельчайших зерен совместно с халькопиритом заключен в энаргите.
Руды зоны вторичного обогащения, составляющие главную массу
промышленных руд месторождения, в качестве главных рудных мине-
ралов содержат халькозин и пирит (зона халькозиновых руд), часто
встречается ковеллин. Халькозин и ковеллин замещают обычно в той
или иной степени все медьсодержащие сульфиды. На более низких
горизонтах количество халькозина соответственно уменьшается, а халь-
копирита возрастает. Помимо вторичных сульфидов иногда (особенно
в верхних частях) встречаются гидроокислы железа (гидрогстит, гетит)
и карбонаты меди (малахит, азурит). В рудах зоны окисления гидро-
окислы железа и карбонаты меди уже являются главными минералами
наряду с сульфатами меди.
Огромные поверхности стенок карьера, вскрывающего рудное тело
на различных горизонтах, позволяют судить о сравнительном однообра-
зии текстур руд: в основном это прожилково-вкрапленные и вкраплен-
ные, изредка брекчиевидные текстуры. В отдельных участках вторич-
ных кварцитов сложная сеть жилок кварца образует типичный шток-
верк (рис. 207). Непостоянство густоты и мощности (чаще всего
несколько миллиметров) прожилков кварца с сульфидами и вкраплен-
ности сульфидов в породе создает локальную неравномерность оруде-
нения, хотя в целом по месторождению можно говорить о сравнитель-
ном постоянстве содержания основных компонентов. Среди вкраплен-
ных руд верхних горизонтов К. С. Газизовой обнаружены гнездооб-
разные скопления и прожилки мощностью в несколько сантиметров,
состоящие из сплошного пирита. Встречены также гнезда сплошного
халькозина и скопления, содержащие до 50% энаргита Однако такие
образования редки.
164
Наиболее широко распространенный тип прожилково-вкрапленной
текстуры и соотношения вкрапленности сульФиД°в и прожилков кварца
с сульфидами показаны на рис. 208. Здесь на фоне серицито-кварцевой
массы вторичного кварцита (за счет гранодй°Рит'поРФиРа) видна рас-
сеянная вкрапленность сульфидов (пирита, халькопирита или халько-
зина, изредка энаргита, молибденита) с размеРами выделений в деся-
тые и сотые доли миллиметра. Наряду с вйРапленностью развиты не-
Рис 207. Сеть кварцевых жилок во вторичном кварците Зарисовка забоя
По К С. Газизовой Коунрадское месторождение Уменьшено в 7 раз
1 —кварцевые жилки, 2— вторичный кварцит И° гранодиорит порфиру
правильные прожилки кварца, содержащие сульфиды, а иногда окислы
железа и малахит.
В другом случае в прожилках кварца мРжн0 видеть довольно круп-
ные выделения молибденита (рис. 209), тсгДа как в основной массе
породы развиты пирит и халькопирит. Сама вмещающая порода в этом
случае представляет собой серицитовый кваРЦит> в котором сохрани-
лись реликты порфировидной структуры (яо-видимому, гранодиорит-
порфира). Порфировидные вкрапленники кйаРйа (с волнистым угаса-
нием) нередко окружены тонкочешуйчатым агрегатом серицита с мел-
кой вкрапленностью сульфидов.
Иногда порода бывает пронизана сетью тонких прожилков кварца
(мощностью 1—3—5 мм), содержащих непРавильные выделения сфа-
ерита между зерен кварца, в то время как в основной массе содер-
жится лишь вкрапленность пирита и халькопирита. Характерно, что
выделения халькопирита в основном расп°“Тагаются в серицитовой
165
Рис. 208. Руда прожилково-вкрапленной текстуры. Кварцевые прожилки (серое!
с сульфидами секут вторичный кварцит с тонкой вкрапленностью сульфидов (черное)
-Кохнрадское месторождение. Полированный штуф. Снято в косом свете. Нат. вел
Рис. 209. Кварцевые прожилки с крупными выделениями молибденита (белое в центре)
секут серицитовый кварцит (серая основная масса) с тонкой вкрапленностью суль
фидов (черное). Коунрадскос месторождение. Полированный штуф. Снято в отражен
ном свете. Нат. вел.
массе, среди кварца они наблюдаются значительно реже. В этих слу-
чаях халькопирит всегда почти образует тесные срастания с мелкими
чешуйками серицита (рис.
210). При сравнительно
равномерном распределе-
нии сульфидов в кварц-се-
рицитовой породе вкрап-
ленная текстура имеет об-
лик, показанный на рис.
211. Здесь вкрапленность
пирита и халькопирита рас-
полагается в основном
среди серицитовых участ-
ков. Частично выделения
. ульфидов образуют сов-
местные срастания и в фор-
ме коротких прожилковид-
ных выделении располага-
ются между зерен кварца.
В верхних горизонтах
лдного тела сульфиды в
таких рудах представлены
пиритом и халькозином,
нередко совместно с ковел-
лином, в различной степени
замещающим халькопирит.
Лелкие зерна замещены
Рис. 210. Выделения халькопирита (белое)
с включениями серицита (серое) в кварц-серпци-
товой массе (темно-серое). Коунрадское место-
рождение. Полированный шлиф. X 165
нацело, а вокруг крупных выделений образуются каемки разной ши-
рины (рис. 212). В прозрачных шлифах в участках с преобладанием
Рис. 211. Вкрапленная халькозиновая руда. Мелкая вкрапленность пирита и халькозина
1белые точки) в кварц-серицитовой массе (серое). Коунрадское месторождение. Поли-
рованный штуф. Снято в отраженном свете. Нат. вел.
кварца отчетливо видно, как сутьфиды располагаются между зернами
кварца, образуя неправильные ксеноморфные и частично тонкие про-
жилковидные выделения (рис. 213) При скрещенных николях видно,
что в скоплениях серицита также заключены сульфиды (рис. 214).
167
Очень характерно для вкрапленных руд образование мелких мета-
Рис. 212. Замещение халькопирита (белое) халько-
зином и ковеллином (серое), образующими каемки.
Вверху справа — халькопирит в срастании с пири-
том. Коунрадское месторождение. Полированный
шлиф. X 165
кристаллов пирита с многочисленными пойкилитовыми включениями
рутила (рис. 215). Впол-
не вероятно, что такой
пирит образуется в пе-
риод формирования вто-
ричных кварцитов за
счет железа темноцвет-
ных компонентов по-
роды. Наличие включе-
ний рутила в породе го-
ворит о разложении ка-
ких-то титансодержащих
минералов до отложения
пирита.
В некоторых участ-
ках прожилково-вкрап-
ленные руды обладают
брекчиевидной текстурой.
При этом в рудах на-
блюдается значительное
количество прожилков
халькопирита (рис. 216),
секущих породу, состоя-
щую из обломков кварцита разной величины. Расположение жилок
сульфидов указывает на их явно более позднее образование, чем обра-
Рис. 213. Неправильные ксеноморфные и прожилковидные выделения
сульфидов (черное) между зернами кварца и в массе серицита. Коун-
радское месторождение. Прозрачный шлиф. Снято с одним нико-
лем. X 30
зование брекчии. В данном случае можно с уверенностью говорить
о том, что окварцевание происходило после брекчирования извержен-
ной породы, а сульфидная минерализация после образования системы
мелкой трещиноватости уже во вторичном кварците. Все это указы-
вает на определенную стадийность процессов минерализации.
168
Очень интересна брекчиевидная текстура в гнездообразных скоп
лениях, богатых энарттом (рис. 217). Здесь обломки вторичного квар-
цита с тонкой вкрапленностью и жилками пирита как бы цементиру-
Рис. 214. То же. что и на рис. 213. Николи скрещены
ются энаргитом (рис. 218). По-видимому, последний замещает цеменг
в окварцованной брекчиевидной породе, уже содержавшей пирит и
приобретшей эту текстуру значительно раньше. Сказанное убеждает,
что дробление гранодио-
рит-порфиров предшест-
вовало формированию
вторичных кварцитов, а
затем (несколько позже)
вновь повторившиеся тек-
тонические подвижки
создали пути для подня-
тия новых порций рас-
творов, отложивших
энаршт. Интенсивная
трещиноватость и при-
знаки дробления наблю-
даются в крупных скоп-
лениях как пирита, так
и энаргита, заключенных
в цементе брекчии. Жил-
Рис. 215. Мелкие включения рутила (серое) в пи-
рите (белое) и в серицито-кварцевой массе (тем-
ное). Коунрадское месторождение. Полированный
шлиф. X 320
ки и вкрапленность пи-
рита внутри обломков
кварцита не обнаружи-
вают признаков катак-
лаза, по-видимому, дина-
мические воздействия,
которые имели место и после отложения сульфидов в цементе брек-
чии, были несильными и сказались лишь в ослабленных участках.
Структурные особенности агрегатов сульфидов в брекчиевидной
энаргитсодержащей руде свидетельствуют также о более раннем отло-
жении пирита по сравнению с энаргитом. Зерна пирита относительно
169
крупные, а размеры зерен энаргита в мономннеральных участках более
мелкие (последнее хорошо различается в полированных шлифах при
скрещенных николях благодаря отчетливой анизотропии энаргита).
Наряду с этим зерна пирита, заключенные в энаргите, подвергаются
коррозии и замещению энаргитом (рис. 219). В энаргите наблюдаются
Рис 216. Вкрапленная халькопиритовая руда б^екчневидной текстуры
Мелкие жилки халькопирита (белое) расположены как в обломках,
так и в цементе брекчии. Коунрадское месторождение. Полированный
штуф. Нат. вел.
Рис. 217. Брекчиевидная текстура богатой эпарипивий
руды. Энаргит (серое) располагается в цементе круп-
ных обломков кварцита (темное) с тонкой вкрапленно-
стью пирита. Коунрадское месторождение. Полирован-
ный штуф. Нат. вел.
местами довольно многочисленные очень мелкие включенит
в форме пластинчатых продуктов распада, халькопирита и минерала
близкого идаиту (рис. 220).
В рудах незначительное распространение и локальное проявление
имеют своеобразные полосчатые текстуры, образованные ритмичным
чередованием очень тонких (1—2 мм) полосок серицита с сульфидами
(в основном халькопиритом) с полосками кварца.
При небольшом увеличении на полированной поверхности штуфа
с такой полосчатой текстурой довольно отчетливо различаются полоски
серицита и кварца. Интересно, что здесь же видны и перпендикуляр-
но
Рис. 218. Участок штуфа, изображенного на рис- 217. Между обломками
кварцита с вкрапленностью и жилками пирита (белое) - крупные трещи-
новатые скопления энаргита (серое) и пирита (бепое) с кварцем (чер-
ное). Полированный штуф. X 6
Рнс. 219. Участок цемента брекчии, изображенной на рис. 218. Зерна
пирита (белое) средн энаргита (серое) значительно разъедены и заме-
щены. Полированный шлиф. X 50
Рис. 220. Мелкие включения халькопирита (бе-
лое) и минерала, близкого к идаиту (темно-се-
рое) в массе энаргита (серое). Черное — пусто-
ты. Коунрадское месторождение. Полированный
шлиф. 210
ные к полосчатости прожилки кварца. При ближайшем рассмотрении
устанавливается, что полоски кварца как бы ответвляются от этих
прожилков. Избирательная приуроченность халькопирита к полоскам
серицита видна довольно отчетливо при наблюдении в прозрачных и
полированных шлифах.
К- С. Газизова (1957) относит такие образования к реликтам флю-
идальной полосчатости эффузивных порфиров и считает приурочен-
ность халькопирита к серицитовым полоскам следствием избирательного
замещения. Однако, по мнению автора, облик таких полосчатых участ-
ков не дает достаточных оснований для признания трактовки I\. С. Га-
зизовой. Несомненно лишь,
что такая текстура обуслов-
лена метасоматозом и мог-
ла возникнуть в период
формирования вторичных
кварцитов.
Структурно-текстурные
особенности руд Коунрад-
ского месторождения гово-
рят совершенно отчетливо
о более раннем .образова-
нии молибденита и кварц-
молибденитовых прожилков
по отношению к халькопи-
риту. Жилки халькопирита
секут иногда даже дефор-
мированные агрегаты мо-
либденита, а мелкие выде-
ления халькопирита посто-
янно располагаются пси
спайности пли между пла-
стинками молибденита. По-
видимому, еще более позд-
ним по времени выделения
является энаргит. То, что-
скопления энаргита корродируют зерна пирита и располагаются-
только в цементе между обломками кварцита (содержащего вкрап-
ленность пирита и не содержащего энаргит), свидетельствует о разно-
временном отложении этих сульфидов в данном типе руд. С энарги-
том ассоциирует небольшое количество более позднего халькопирита.
Это подтверждается наличием в энаргите включений халькопирита
в срастании с идаитом (?), похожих на продукты распада и отсутст-
вующих в других минеральных ассоциациях.
Наличие совершенно различных по форме и по ассоциации с дру-
гими минералами выделений пирита (мелкая вкрапленность, метакрис-
таллы, тонкие прожилки или более крупные зерна, корродированные
более поздними сульфидами) подтверждает многократное выделение
этого сульфида в разные периоды формирования руд, а следовательно,
и наличие разновременных минеральных ассоциаций.
Несомненно, что выделение определенных парагенетических ассо-
циаций и разграничение отдельных стадий минерализации в меднопор-
фировых рудах (в частности, в Коунрадском месторождении) лишь на
основании структурно-текстурных особенностей является достаточно
сложным. Однако этому в известной мере помогает тщательное изуче-
ние вещественного состава руд и в особенности состава примесей в от-
дельных минералах, принадлежащих к различным генерациям или раз-
ным ассоциациям, в сочетании с изучением особенностей срастаний
минералов.
172
К. С. Газизова (1957) выделяет три основные парагенетические
ассоциации минералов, соответствующие трем стадиям минерализации,
которые характеризуют основной рудный этрп. В первую стадию отла-
галась главная масса кварца и пирита и несколько позднее молибде-
нит. Во вторую стадию продолжали отлагаться кварц и пирит, однако
последний отличается от раннего пирита постоянной ассоциацией с мед-
ными сульфидами и содержанием примеси меди. В это же время отла
гаются и другие сульфиды — энаргит, блеклые руды, борнит, сфалерит
и галенит. В третью стадию формировались брекчиевидные руды (по-
видимому, подобные описанным выше энаргитовым) с сульфидами в це-
менте и более мощные прожилки кварца, пирита и других сульфидов.
Эти особенности строения порфировых медных руд Коунрадского
месторождения могут быть несколько дополнены характеристикой
строения руд других месторождений этого типа.
Руды меднопорфировых месторождений Алмалыкского рай-
она в основном по составу и текстурам сходны с рудами Коунрадского
месторождения. Они приурочены к породам сиенитового комплекса
(сиенито-диоритам), прорванным штоком гранодиорит-порфиров. По
данным А. В. Королева (1941) и С. Т. Бадалова (1960), первич-
ные вкрапленные медные руды месторождения Кальмакыр развиты
в пределах конусообразного тела вторичных кварцитов. Морфология
рудного тела в целом обусловлена развитием зон дробления и конфи-
гурацией штока гранодиорит-порфира.
В отличие от вторичных кварцитов КсУнРаДа Здесь в гидротер
мально измененных породах широкое развитие получил наряду с квар-
цем поздний ортоклаз. Существенное значение в ряде участков имеет
ангидрит, образующий прожилки и скопления.
Минеральный состав первичных руд отличается от состава коун-
радских руд значительным распространением магнетита, отсутствием
энаргита, большим количеством халькопирита и меньшим пирита. Глав-
ными рудообразующими минералами, согласно С. Т. Бадалову, явля
ются кварц, ортоклаз, серицит, халькопирит, пирит, молибденит, магне-
тит, ангидрит, гематит, халькозин (гипергенный); к второстепенным
относятся сфалерит, гематит, ковеллин, пирротин, биотит, хлорит (пен
нин), пирофиллит и значительное количество более редко встречаю-
щихся минералов — барит, карбонаты, теллуриды золота и серебра.
Текстуры руд прожилково-вкрапленные, однако в отличие ог коун-
радских в первичных рудах Алмалыкского месторождения в большей
мере развиты прожилки чистого халькопирита и в значительно мень-
шей— кварцевые. Жилки и вкрапленность халькопирита имеют обычно
оольшие размеры (от десятых долей миллиметра до нескольких милли
метров).
Как видно из рис. 221, прожилки чистого халькопирита мощностью
от десятых долей до 1—4 мм секут измененный сиенито-диорит. В неко-
торых участках жилки халькопирита пересекают более ранние про-
жилки кварца, в других случаях участки породы, обогащенные зернами
магнетита. Прожилки халькопирита обычно состоят из агрегата отно-
сительно крупных зерен с двойниковым строением. Как правило, в них
сравнительно редко присутствует пирит, обычно он выделяется на
отдельных отрезках трещин, целиком заполняя их.
Характерно, что молибденит, помимо незакономерной вкраплен-
ности, рассеянной в измененном сиенито-Диорите, нередко образует
прожилковидные скопления вдоль трещин цли тонких зон трещинова-
тости в кварц-серицитовой массе породы.
Особенностью руд месторождений Алмалыкского района является
наличие вкрапленности неправильных зерен магнетита, в той или иной
степени замещенного гематитом. Учитывая, что в участках руд, где
развита гематитизация магнетита, отсутствует вторичные сульфиды или
173
иные гипергенные минералы, можно не сомневаться в гипогенном про-
исхождении гематита. Интересно, что в ряде случаев развитие магне-
тита в измененной породе приурочено к определенным участкам, воз-
можно к скрытым трещинкам (см. рис. 221). Обычно магнетит и молиб-
денит как бы взаимно исключают друг друга и не удается наблюдать
их совместные срастания. По-видимому, они приурочены к разным сис-
темам трещиноватости, что косвенно может подтверждать их разно-
временное образование.
Магнетитовые зерна часто обладают отчетливым идиоморфизмом,
находятся в срастании с пиритом и халькопиритом и в различной сте-
пени замещены гематитом (рис. 222). Как пирит, так и халькопирит
имеют неправильные очер-
тания зерен, подчиненные
контурам зерен магнетита
и кварца. При этом пирит
часто, обладает явным ксе-
номорфизмом и обнаружи-
вает подобие скелетного
роста, обрастая идиоморф-
ные зерна магнетита (см.
рис. 222) или располагаясь
между идиоморфными, час-
тично корродированными
зернами кварца (рис. 223).
Халькопиритовые выделе-
ния иногда включают пла-
стинки слюдистого мине-
ра та. При большом увели-
чении можно заметить, что
Рис. 221. Топкие прожитки халькопирита (белое)
секут измененный сиеннто-диорит. В нижней
части штуфа (справа) видна темная полоска —
участок с вкрапленностью магнетита. Мелкие
белые точки — вкрапленность иприта и халько-
пирита. Месторождение Кальмткыр (Атмалык-
ское). Полированный шлиф. X 2
халькопирит разъедает зер-
на магнетита, а пирит разъ-
едает кварц, с образова-
нием очень неровных, за-
зубренных контуров зерен.
В участках скоплений
мелкочешуйчатого молибде-
нита присутствуют трещино-
ватые, частью раздробленные зерна более раннего пирита, связанные
непосредственно с образованием вторичных кварцитов. Трещины
ь этом пирите заполнены кварцем, а располагающиеся вокруг зерен
пирита очень мелкие чешуйки молибденита вместе с кварцем как бы
цементируют раздробленный пирит.
Образование главной массы молибденита происходило в одну из
ранних стадий формирования руд, а основной части халькопирита в бо-
лее позднюю стадию минерализации. Магнетит скорее всего появляется
в предрудную стадию гидротермального изменения пород, когда часть
железа высвобождается при разложении темноцветных минералов.
Гематитизация (или мартитизация) магнетита, безусловно, происходила
значительно позже благодаря окислительным реакциям, сопровождав-
шим воздействие растворов более поздних стадий и, в частности, как
полагает С. Т. Бадалов (1960), в стадию, когда отлагалась главная
ласса ангидрита.
По данным С. Т. Бадатова (1960) и С. Р. Рузматова (1961), мо
либденово-медные руды месторождения Катьмакыр формировались
в несколько стадий, в каждую из которых отлагалась основная масса
одного из главных рудообразующнх минералов. Указанные авторы при
выделении стадий основывались на взаимоотношениях различных мине-
ральных ассоциаций, на пересечении прожилков различного состава и
174
распространении различных элементов-примесей в минералах. Они на-
мечают стедующие стадии: 1) предрудного изменения вмещаюыих
пород, 2) кварц-молибденит-магнетитовую, 3) кварц-молибденит-пирит-
ха.тькопиритовую, 4) кварц-пирит-халькопириговую с золотом, 5) кварц-
Рис. 222. Участок шлифа, изображенного па рис. 221. Зерна
магнетита (/), в разной степени замещенные гематитом (2),
обрастают пиритом (<?). Черное — кварц. X 165
Рис. 223. Срастание магнетита (серое) с халькопиритом (1)
и пиритом (2). Скелетный кристалл пирита (справа внизу бе-
лое) развивается между зернами кварца (темное). Месторо-
ждение Кальмакыр (Алмалыкское). Полированный шлиф.
X 85
салькопирит-пиритовую, 6) кварц-полиметаллическую (сфалерит-гале-
нитовую с серебром), 7) кварц-ангидрит-барит-апофиллитовую.
Судить о том, насколько правильно выделение указанных стадий,
на основе наших наблюдений трудно, поскольку для доказательства
многостадийного формирования меднопорфировых руд, безусловно,
175
недостаточно одних данных по текстурам и структурам руд, необхо-
димо детальное изучение различных минеральных ассоциаций и отдель-
ных минералов Наличие взаимных пересечений многочисленных тон
ких прожилков, очень мало отличающихся по минеральному составу,
не говорит еще о их разновозрастности
Не менее интересным представителем месторождений опнсывае
мого типа руд является Каджаранекое месторождение (Закав
казье) В основных чертах руды его сходны с коунрадскими и алма
лыкскими рудами, несмотря на значительно более мотодой (третичпыи;
Рис 224 Зоны вкрапленности около сучьфидно кварцевых
прожитков Зарисовка забоя По К А 1\арамяну
1 — кварц 2 — пирит и халькопирит 3 — магнетит
возраст как рудовмещающих монцонитов и гранодиорит порфиров, так
н оруденения Характеристика руд дана в работах С А Мовсесяна
(1941), С С Мкртчяна (1958), К А Карамяна и А С Фарамазяна
(I960) Согласно последним авторам, месторождение приурочено к из
мененным (окварцованным и серицитизированным) монцонитам, пере
сеченным дорудными дайками гранодиорит-порфирового состава, кото-
рые подверглись слабому оруденению Оруденение развивается в пре-
делах нескольких мощных тектонических зон и представлено в основ-
ном прожилковым или штокверковым типом Большинство авторов
генетически связывает оруденение с порфировидными гранодиоритами,
внедрившимися после монцонитов Месторождение отличается нали-
чием наряду с вкрапленно-прожилковым оруденением значительного
количества кварц-сульфидных жил мощностью до нескотьких метров
Для него характерно ничтожное развитие зоны окисления и вто-
ричного обогащения (Акопян, 1960) При этом более высокое содержа
ние основных металлов в первичных рудах, обусловливает возможность
их промышленного использования
Следует отметить, что по минеральному составу каджаранские
руды очень разнообразны и содержат, помимо таких основных (оцина
176
ковых для всех месторождений порфировых медных руд) рудных мине-
ралов, как халькопирит, молибденит, пирит, также борнит, энаргит,
самородное золото и теллуриды золота и серебра (отмеченные в рудах
Алмалыка). Наряду с этим здесь установлены и минералы висмута,
еще не обнаруженные в других месторождениях.
В каджаранских рудах преобладают прожилковые текстуры, а соб
овенно вкрапленные имеют второстепенное значение. Размеры выде-
i
11 Ыг Йз FFh
Рис. 225. Распределение молибденита и халькопирита в квар-
цевом прожилке. Зарисовка штуфа. По К. А. Карамяну
1 — кварц; 2 — пНРИт; 3 — халькопирит; 4 — молибденит
леиий рудных минералов в основном более крупные, чем в рудах дру-
гих месторождений, и чаще встречаются нх скопления, чем рассеянная
вкрапленность. Характерна приуроченность вкрапленности к призаль-
бандовым частям прожилков (рис. 224) и уменьшение ее количества
с удалением от них. Тонкие пересекающиеся прожилки имеют мощ-
ность от нескольких миллиметров до нескольких сантиметров. В коуя-
радских и алмалыкских рудах мощность прожилков чаще всего не пре-
вышает нескольких миллиметров.
Строение отдельных сульфидно-кварцевых прожилков нередко сим-
метрично зональное. Ближе к зальбандам обычно располагается молиб-
денит, а в центральных частях халькопирит (рис. 225)
177
Срастания минералов существенно не отличаются от срастаний,
характерных для других месторождений. Как и в рудах месторожде-
нии Алмалыкского района, здесь встречаются срастания халькопирита
с зернами раннего магнетита, частично замещенного гематитом. Молиб-
денит ассоциирует с ранним раздробленным пиритом (рис. 226), а халь-
копирит развивается по спайности в агрегатах молибденита. Нередко
халькопирит находится совместно со сфалеритом и блеклой рудой.
Характерно, что халькопирит находится не только в более крупных
выделениях, но и в виде тонкой эмульсии в сфалерите и рассекается
тонкими жилками кварца, содержащего блеклую руду. Энаргит чаще
Рис. 226. Круппопластпичатый молибденит (серое различных оттен-
ков) в ассоциации с раздробленным более ранним пиритом (белое),
частично сцементированным кварцем (темное). Каджаранское месторо-
ждение. По С. С. Мкртчяну. Полированный шлиф. -.40
всего в виде агрегатов очень мелких зерен располагается по периферии
выделений халькопирита или в виде тонких жилок (совместно с квар-
цем и карбонатом) сечет более ранний халькопирит-
Большинство исследователей считает формирование каджаранских
меднопорфировых руд (как и руд других месторождений) многостадий-
ным. Согласно данным К- А. Карамяна и А. С. Фарамазяна (1960),
главные рудообразующие стадии выделены на основании пересечений
прожилков различных парагенетических минеральных ассоциаций, раз-
общенности этих ассоциаций в пространстве и приуроченности к раз-
личным тектоническим структурам и на основании различий гидротер-
мального изменения пород, связанного с отдельными стадиями. Выде-
ляются кварц-молибденитовая, кварц-молибденит-халькопиритовая и
кварц-халькопиритовая стадии, которые связаны с единым этапом
минерализации. Более поздние стадии — кварц-сфалерит-галенитовая,
карбонатная, халцедоновая и ангидрит-гипсовая, возможно, характери-
зуют конечные стадии основного этапа или самые поздние периоды
формирования руд.
Типичные текстурные особенности и некоторые характерные сра-
стания минералов в основных рудообразующих минеральных ассоциа-
циях порфировых медных руд различных месторождений весьма одно-
образны и различаются в деталях.
178
Развитие вкрапленных и прожилковых текстур характерно для всех
руд Различия определяются часто количественными соотношениями
гкрапленности и прожилков или мощностью прожилков Для всех
меднопорфировых месторождении типично наличие пересекающихся
прожилков различного минерального состава или с разными соотноше-
ниями главных минералов и различными минералами-примесями. При-
сутствие в разобщенных, часто пересекающихся прожилках разных ми-
неральных ассоциаций служит обычно основным критерием цля выделе-
ния нескольких, а иногда весьма многочисленных стадий мичерали
зации
Указанное своеобразие строения руд, по видимому, обусловлено
многократным наложением тектонических подвижек и соответственно
поступлением новых порции рудоносных растворов отличною составе;
По-видимому, более сильное раскрытие трещин и меньшая пористость
измененных пород способствовали развитию рудных прожилков в одних
месторождениях большей мощности, чем в других, и преобладанию ору-
денения прожилкового (штокверкового) типа над вкрапленным
Следует подчеркнуть, что пористость пород является очень важным
фактором, определяющим интенсивность вкрапленного оруденения и
наряду с деформациями рудовмещающих пород влияющим на форми-
рование различных текстур
Колчеданные руды
К месторождениям, называемым «колчеданными», относится очень
большое число месторождений различного генетического типа, в со-
ставе руд которых по количеству главную роль играют либо пирит,
либо пирит и марказит, или пирит и пирротин В данном разделе дано
описание только тех месторождений, которые относятся к типу колче-
данных залежей, заключенных в эффузивно-осадочных толщах Руды
этих месторождений преимущественно сложены пиритом с подчиненным
количеством халькопирита и других сульфидов
Среди указанного типа колчеданных месторождении выдезяются
месторождения медные, медно-цинковые и медно-свинцово-цичковые
или колчеданно-полиметаллические В описываемых примерах место-
рождений развиты в основном медные и медно-цинковые ко шеданные
руды и лишь отчасти медно-свинцово цинковые
По особенностям геологического положения, морфологии рудных
тел и строению руд среди колчеданных месторождений выделяются две
основные группы- 1) месторождения, залегающие в неметаморфизован-
ных или слабометаморфизованных эффузивно-осадочных комплексах,
и 2) месторождения, залегающие в сильнометаморфизованных расслан-
цоганных породах тех же комплексов
В месторождениях первой группы руды неметаморфизованы или
слабометаморфизованы, а второй группы, как правило, интенсивно мета
морфизованы, что обусловливает специфические особенности структур
и текстур
Наиболее типичными примерами месторождении первой группы на
территории Советского Союза являются месторождения. Блявинское,
Сибайское, отчасти Учалы (Южный Урал), Николаевское (Алтай),
Шамлугское (Закавказье) Из зарубежных месторождений к этой
группе близки некоторые месторождения Японии (Иошино, Косака,
Куромоно), Болгарии (Радка, Красен) и др
Примерами месторождений второй группы служат месторождения
им III Интернационала, Карабашские и Дегтярское (Средний Урал),
Гайское (Южный Урал), Белоусовское (Алтай), Урупское и Власничи-
хинское (Северный Кавказ), Майкаин и Акбастау (Казахстан), Паран-
довское (Карелия) Из зарубежных — месторождения Норвегии (Сули-
ельма, Скоровасс), Японии (Бесси, Хитачи), США (Шаста Каунти и
Джером), Канады (Менди) и многие др.
Для характеристики структурно-текстурных особенностей руд пре-
имущественно использованы данные изучения автором руд колчедан-
ных месторождений Урала, Алтая и Закавказья и в меньшей степени
месторождений Восточного Казахстана (Майкаин, Акбастау) и Север-
ного Кавказа (Урупское), а также некоторых зарубежных месторожде-
ний. В распоряжении автора имелись отдельные образцы руд место
рождений Скоровасс (Норвегия), Бесси (Япония), Пезинок (Чехосло-
вакия), Лешул-Урсулуй (Румыния).
По геологии колчеданных месторождений Советского Союза и зару-
бежных стран имеется огромная литература. С-ледует отметить следую-
щие работы советских геологов: А. Н. Заварицкого (1941, 1943, 1950),
В. П. Логинова (1950, 1958), С. Н. Иванова (1947, 1954, 1959),
А. А. Амнрасланова (1955, 1959), В. И. Скрипиль (1961), М. Б. Боро-
даевской (1961), Н. В. Петровской (1960, 1961) — по Уралу; В. П. Не-
хорошева (1948), Г. Н. Щербы (1954), П. Ф. Иванкина и Н. М. Митря-
евой (1956), Б. И. Вейц (1959) — по Алтаю; П. Ф. Сопко (1959),
И. Г. Магакьяна (1947), Н. В. Иванова (1953), Г. А. Твалчрелидзе
(1958)—по Кавказу и Закавказью.
Геология отдельных зарубежных месторождений освещена в рабо-
тах И. Альберс (Albers, 1961) —по США, Ф. Вокес (Yokes, 1957, 1962)
и Т. Гьелсвик (Gjelsvik, 1960)—по Норвегии, М. Ватанабе (Watanabe,
1951, 1960) —по Японии, Б. Цамбел (Cambel, 1960) — по Чехословакии
и др.
Колчеданные залежи в неметаморфизованных породах обычно
приурочены к эффузивно-осадочным толщам палеозойского или мезо-
зойского возраста, которые, как правило, сложены перемежающимися
лавами и туфами кислого и основного состава. Подчиненное значение
в этих толщах имеют осадочные породы — глинистые сланцы, извест-
няки, иногда прослои яшм или яшмовидных пород. Эффузивные породы
представлены либо альбитофир-порфирит-диабазовой, либо спилит-ке-
ратофировой серией, в которой существенное значение имеют пирокла-
стические породы (туфы, туфобрекчии, лавовые брекчии). Для геоло-
гического строения района месторождений характерно наличие даек
кислого и основного состава, являющихся гипабиссальными телами и
нередко представляющих корни лавовых покровов.
Указанные породы чаще всего залегают полого, изредка имеют
более крутое моноклинальное залегание; нередко в пределах руднбго
поля развиты брахиантиклинальные поднятия. Как правило, в районе
месторождения устанавливаются признаки дизъюнктивных нарушений
типа сбросов и сдвигов или межпластовых перемещений. Такие нару-
шения имеют как дорудный, так и послерудный возраст. Рудные залежи
обычно залегают согласно с общим напластованием толщ, а в редких
случаях являются секущими.
Геологическое положение месторождений колчеданных руд, зале-
гающих в сильнометаморфизованных породах, отличается прежде всего
тем, что рудные залежи располагаются среди рассланцованных осадоч-
но-вулканогенных толщ нижнепалеозойского или более древнего воз-
раста, большей частью подвергшихся интенсивной складчатости. По
роды, вмещающие месторождения, представлены преимущественно
метаморфическими зелеными сланцами, образовавшимися за счет аль-
битофир-диабазовых комплексов при региональном м.етаморфизме
в условиях эпизоны. Первичная природа рудовмещающих пород рас-
познается лишь на значительном удалении от рудных залежей. В неко-
торых районах региональный метаморфизм проявлен'настолько сильно,
что первичный состав рассланцованных и измененных пород не уста-
навливается вполне достоверно — в особенности в толщах докембрий-
180
ского возраста (в частности, н колчеданоносной полосе Норвегии или
в районе колчеданных месторождений Карелии).
В тех районах, где удается установить состав первичных пород,
в рудовмещающих толщах обнаруживаются в основном эффузивные
и туфогенные породы с прослоями осадочных пород — известняков и
песчано-глинистых, иногда углистых сланцев.
Сложное наложение процессов регионального метаморфизма и
сколорудного гидротермального изменения приводит к образованию
различных по составу зеленых сланцев (с преобладанием кварц-сери-
цитовых и кварц-хлорит-серицитовых), иногда с примесью карбоната
пли альбита и эпидота. В некоторых районах Среднего Урала (Маук-
ское месторождение) проявлен более глубокий метаморфизм с обра-
зованием биотит- и амфиболсодержащих сланцев. Вероятно, к более
высокой ступени метаморфизма относятся также породы, вмещающие
норвежские колчеданные месторождения. Характерно, что в этих слу-
чаях в рудах появляется пирротин.
В пределах рудных полей данной группы колчеданных месюрож-
дений, так же как и ранее описанной группы, постоянно развиты жиль-
ные изверженные породы (диабазы, порфириты), в той или иной сте-
пени метаморфизованные. Как правило, возраст их по отношению к ору-
денению является спорным. Однако для некоторых месторождении
установлены как дорудные, так и послерудные дайки (Логинов, 1950;.
Вмещающие толщи обычно сложно дислоцированы и имеют крутое
падение, участками они залегают моноклинально. Помимо нарушений,
связанных со складчатостью, нередко наблюдаются и более поздние
деформации. Поскольку возраст вмещающих толщ древний (докембрии
или нижний палеозой), в ряде районов отмечается проявление несколь-
ких фаз складчатости и метаморфизма. Однако интрузивные породы
вблизи месторождений обычно не обнаруживаются.
Рудные залежи (как и в месторождениях первой группы) обычно
залегают согласно со сланцеватостью вмещающих пород. Лишь иногда
на небольших участках наблюдаются секущие контакты рудных тел и
сланцеватости. Причины такого несогласия различными исследовате-
лями объясняются по-разному, но, по-видимому, большей частью они
являются следствием послерудной тектоники.
Рудные тела месторождений первой группы имеют неправильные
пластообразные формы, иногда штокообразные с переходами к жило-
пли линзообразным. Размеры рудных тел колеблются в очень широких
пределах от десятков до сотен метров как по мощности, так и по про-
стиранию. Рудные тела второй группы месторождений обычно отли-
чаются резкой вытянутостью по простиранию и падению и значительно
меньшей мощностью по сравнению с рудными телами первой группы.
Размеры рудных тел весьма различны, в пределах одного месторожде-
ния в одних случаях залегает одно рудное тело (Дегтярское месторож-
дение), а в других серия линзовидных рудных тел с кулисообразным
расположением по падению и простиранию (Левихинские месторожде-
ния) .
Для месторождений первой группы характерно наличие около
рудных тел небольших по мощности зон гидротермально измененных
вмещающих пород, чаще всего представленных в различной степени се-
рицитизированными, хлоритизированными и окварцованными разностя-
ми эффузивов или пирокластических пород с вкрапленностью пирита.
В редких случаях в непосредственном контакте с сульфидными телами
эти породы обнаруживают признаки рассланцевания. Мощность таких
сланцеватых участков исчисляется от нескольких сантиметров до десят-
ков сантиметров.
Околорудные породы в большинстве случаев содержат наряду
с вкрапленностью пирита вкрапленность и других сульфидов, входящих
181
в состав сплошных руд Зоны вкрапленных руд обычно незначительны
по мощности и лишь, как исключение, в отдельных месторождениях
достигают нескольких десятков метров Зоны измененных пород обычно
приурочены к лежачему боку рудных тел
Для месторождении второй группы характерны мощные зоны (вдс
сятки, а иногда сотни метров) гидротермально измененных пород, нс
нередко со значительным развитием вкрапленного оруденения Здесь
гак же, как и в месторождениях первой группы, развиты серицитиза-
ция, окварцевание, хлоритизация и пиритизация пород, однако изме
ценные породы превращены в сланцы и слагают как висячий, rat\ и
лежачий бок рудных тел Контакты сплошных сульфидов со сланцами,
содержащими вкрапленное оруденение, большей частью резкие, но
часто густота вкрапленности сульфидов с удалением от сплошных руд
убывает постепенно
Следует заметить, что некоторые месторождения (в "особепносги
Урала) как по геологической обстановке, так и по особенностям строе-
ния руд обладают промежуточными чертами между типичными пред-
ставителями первой и второй групп
В этом случае вмещающие породы вблизи рудных тел обнаружи-
вают локальные, относительно маломощные зоны рассланцевания и
смятия Такие зоны встречаются как в непосредственном контакш
сплошных сульфидных руд с боковыми породами, так и на некотором
удалении В последнем случае в таких зонах залегают небольшие
линзовидные тела сульфидов, очень сильно нарушенные — раздроб 1ел-
ные, разлинзованные (месторождение Учалы на Южном Урале)
Руды колчеданных залежей как первой, так и второй группы пред-
ставляют собой плотные мелкозернистые массы сульфидов обычно
с незначительным количеством нерудных минералов Однако в отдель
ных участках рудных тел, а нередко и в отдельных месторождениях
в целом количество нерудных минералов в руде значительно возраст at 1,
достигая 30—50% всей рудной массы, и наблюдается переход к вкрап-
ленным рудам Типичны в этом отношении из месторождений первой
группы Шамлугское в Закавказье, а из месторождении второй груп-
пы — Бетоусовское на Алтае
В большинстве месторождений обеих групп главными рудообра-
зующими минералами являются пирит, халькопирит, сфалерит и кварц,
однако количественные соотношения этих минералов колеблются в ши-
роких пределах Из нерудных минералов, кроме кварца, очень часто
присутствует в заметных количествах барит, в отдельных месторожде-
ниях — карбонаты, а иногда серицит и хлорит
В месторождениях первой группы из сульфидов в ряде случаев
наряду с пиритом присутствуют марказит и мельниковит (месторождс
ния Блявинского района на Урале, Николаевское на Алтае) Как пра-
вило, резко подчиненное значение имеют галенит, блеклые руды, бор-
нит, энаргит, редко в виде единичных очень мелких зерен встречаются
арсенопирит, висмутин, теллуриды, самородное золото, иногда в очень
незначительных количествах магнетит и некоторые др
В пределах зоны вторичного обогащения, которая характерна д >я
многих месторождений, встречаются часто в небольших количествах
вторичные сульфиды меди — борнит, халькозин, ковеллин, иногда также
разнообразные сульфаты меди и железа и даже вторичные дисульфиды
железа (Блявинское месторождение) Следует отметить, что среди пер-
вой группы месторождений колчеданных руд, сходных по геологической
обстановке, имеются такие, в которых руды совершенно не содержат
марказита и такие руды, в которых количества его значительны
Исключениями можно считать месторождения, в которых значи-
тельную роль играют пирротиновые руды Последние появляются на
значительно более глубоких горизонтах, чем пиритовые руды (Сибай-
182
свое), но тесно связаны с ними и, очевидно, формировались в несколько
Солее раннюю стадию в условиях более низкого парциального давле-
ния серы. Для некоторых месторождений характерно появление отдель-
ных участков в рудных телах или самостоятельных рудных тел, более
богатых сфалеритом и галенитом (Шамлугское в Закавказье, Никола-
евское на Алтае).
Наиболее характерной особенностью минерального состава руд
второй группы месторождений является отсутствие мельниковит-пирита
и марказита. Если они и встречаются, то только в ничтожном количе-
стве как продукт изменения пирротина, который в некоторых место-
рождениях также присутствует (Белоусовское и Березовское место-
рождения на Алтае), но проявлен локально, как и в рудных телах пер-
вой группы. В некоторых месторождениях пирротин по времени обра-
зования является более поздним, чем основная масса пирита.
Второстепенные минералы здесь те же, что и в рудах первой груп-
пы. В отдельных месторождениях имеются рудные тела или участки
рудных тел, содержащие значительное количество борнита и иногда
блеклой руды (месторождения им. III Интернационала, Карабашские,
Гайское на Урале, Урупское на Северном Кавказе, Майкаин в Цент-
ральном Казахстане).
Наиболее существенные различия между рудами, залегающими
в неметаморфизованных и сильнометаморфизованных породах, прояв-
ляются в их строении. Первые обладают преимущественно массивными,
колломорфными и брекчиевидными текстурами, а вторые — массив-
ными и полосчатыми.
Если в первых широко развиты колломорфные образования в раз-
личных по составу типах руд и очень часты топкие смеси и скрыто-
кристаллические структуры, то во вторых встречаются лишь реликты
колломорфных образований среди пиритовых агрегатов, а те же мине-
ралы дают более крупнозернистые обособления. Многие 'отличия осо-
бенно резко проявляются в пиритовых агрегатах, в особенности во
внутреннем строении зерен пирита.
В связи с этим целесообразно рассмотреть структурно-текстурные
особенности руд каждой из указанных групп в отдельности
Руды колчеданных месторождений первой группы, залегающие
в неметаморфизованных и слабометаморфизованных породах, облада-
ют многими общими чертами строения независимо от их возраста.
Наиболее типичными текстурами сплошных руд первой группы
месторождений являются массивные, брекчиевидные и колломорфные.
Массивные текстуры характерны в основном для сплошных пири-
товых руд. Такие руды в некоторых месторождениях преобладают.
Макроскопически это сплошные тонко- или мелкозернистые сравни-
тельно однородные массы пирита, в которых другие минералы почти
неразличимы вследствие малых размеров выделений и незначительного
их содержания. В них Часто различается колломорфное строение (под
микроскопом после травления).
В некоторых месторождениях сплошные руды содержат многочис-
ленные пустоты, стенки которых сложены крупнокристаллическим пи-
ритом, в форме хорошо образованных кристаллов пентагондодекаэдри-
ческого габитуса (рис. 227). Хотя такие текстуры и не относятся к ши-
роко распространенным, они очень типичны для серноколчеданного
месторождения Чирагидзор (Закавказье). Руды сходного об тика, с бо-
лее мелкими пустотами и порами, выполненными кварцем или халько-
пиритом, слагают отдельные участки и медноколчеданных месторож-
дений (Шамлугское в Закавказье, Учалы, Сибайское на Южном
Г рале).
Морфология и размеры пустот не постоянны. Такие друзовые поло-
сти иногда видны макроскопически; они имеют удлиненную форму,
183
располагаясь в колломорфно-полосчатом агрегате сульфидов. В рудах
с макроскопически заметными почковидными образованиями форма и
размер полостей определяются расстоянием между поверхностями
почек. Размеры полостей колеблются от нескольких миллиметров до
нескольких сантиметров, редко достигая десятков сантиметров.
Рис. 227. Друзы кристаллов пирита, слагающие стенки поло-
стей в сплошной колчеданной руде с мелкозернистой струк-
турой пиритовой массы. Месторождение Чирагидзор. Нат. вел.
Рис. 228. Сросток зональных кристаллических зерен пирита в сплошной
колчеданной руде. Учалинское месторождение. Полированный шлиф. Про-
травлено NH<OH с электротоком. XI06
Интересно, что пиритовые агрегаты массивных руд обнаруживают
всегда исключительно четкое зональное строение зерен (рис. 228).
Радиальное расположение отдельных индивидов и общие очертания
агрегата свидетельствуют о первично-почковидном строении. В рудах
сильно пористых очень четкая зональность видна на гранях, обращен-
184
ных в сторону пустот (рис. 229). Иногда в сплошной массе пирита’
в сколах около пустот даже макроскопически заметны почковидные
поверхности. Микроскопически установлено, что внутренние части до-
вольно крупных участков тонкозернистые, а периферические более
крупнозернистые. В более тонкозернистом агрегате видны многочислен-
ные мелкие поры или пустотки неправильной формы, а на стыке двух-
поверхностей, как бы обрисовывающих внешние очертания почковид-
ных агрегатов, образуются узкие полости, очертания которых опреде-
ляются гранями кристаллов.
Многочисленные мелкие поры и пустоты часто ничем не выполнены,
но нередко в них отлагается кварц или халькопирит. Образование
1аких пор и полостей может быть связано с кристаллизацией гелевых
масс и последующим испарением остаточной жидкости, но, может быть,
иногда свидетельствует о повышенном содержании летучих, которые
находились в растворе, а при кристаллизации пиритовых масс скапли-
вались в пустотах и с течением времени улетучивались.
Нередко в сплошных пиритовых рудах наблюдается неравномерно-
зернистая или порфировидная структура благодаря тому, что более
крупные зерна пирита окружены более мелкими (рис. 230). В халько-
пирит-пиритовых рудах массивной текстуры халькопирит чаще всего
выполняет разветвляющиеся трещины, располагающиеся вдоль границ
зерен пирита (рис. 231), иногда отлагается в серии мелких параллель-
ных трещин (рис. 232).
В очень многих рудах установлено наличие нескольких генерации-
пирита, что, может быть, обусловлено прерывистым изменением кон-
центрации отдельных компонентов в растворе, вследствие выпадения
осадка или коагуляции геля в ходе кристаллизации как коллоидных,
гак и истинных растворов. О непостоянстве условий свидетельствует
и зональное строение зерен
Широко распространены в рудах брекчиевидные гекстуры. Они
необычайно многообразны как по морфологическим особенностям, так
и по своему происхождению. Среди них, однако, следует различать два
основных типа: брекчиевидные текстуры, образованные при замещении
обломочных пород (различных брекчий, в том числе пирокластических
пород) и брекчиевидные текстуры, образующиеся при дроблении одного-
сульфидного агрегата и цементации его другим сульфидным или иным:
минеральным агрегатом в ходе процесса рудоотложения.
Брекчиевидные руды первого типа, очень широко развитые в рудах
Шамлугского месторождения, чаще всего представляют собой различ-
ные по форме и размерам скопления сульфидов, состоящие из пирита
и халькопирита, заключенные в нерудной массе с вкрапленностью тех
же сульфидов. Один из таких примеров показан на рис. 233, где скоп-
ления пирита и халькопирита как обособленные, так и совместные
имеют неправильную угловатую форму, а вмещающая их кварц-хлори-
товая масса содержит крупные зерна и сростки идиоморфного пирита.
Скопления, сложенные в основном халькопиритом, имеют среднезер-
чистую структуру (рис. 234). Интересно, что нередко наряду с скопле-
ниями, образовавшимися путем замещения обломков породы, имеются
скопления, образованные за счет выполнения пустот. Доказательством
такого их происхождения может служить то, что по краям таких скоп-
лений халькопирита и внутри их наблюдаются крупные призматические
зерна кварца, наросшие как бы на стенках бывшей полости. Халько-
пирит, заполнивший полость, часто более крупнозернистый, чем замес-
тивший обломки породы.
В Николаевском (на Алтае) и Сибайском (Урал) месторождениях
наблюдались брекчиевидные руды различного облика. В одних участ-
ках обломки представлены и вмещающими поводами, и сульфидами,
а цемент кварцево-серицитовой массой с тонкой вкрапленностью суль-
185
Рис. 229. Мелкокристаллический агрегат пирита с зональным строе-
ннсм зерен слагающих стенки пустотки (черное). Месторождение Чира-
гидзор. Полированный шлиф. Протравлено кони. НХОз+СаРг- X 85
Рис. 230. Неравномернозернистая порфировидная структура агрегата
пирита, крупные зерна окружены мелкозернистым агрегатом Учалин-
ское месторождение. Полированный шлиф. Протравлено МН40Н
с электротоком. /, 8S
Рис. 231. Тонкая есть прожилков халь-
копирита в сплошном пиритовом агре-
гате. Учалинское месторождение. По-
лированный шлиф. X 85
Рис. 232. Серия хатькопиритовых жи-
лок выполняет определенную систем)
трещин в пиритовой массе. Учалин-
ское месторождение. Полированный
шлиф. X 85
Рис. 233. Брекчиевидная (реликтовая обломочная) текстура рулы. Скоп-
ления сульфидов (светлое), неправильной, отчасти угловатой формы
заключены в массе нерудных (темное). Шамлугское месторождение (За-
кавказье). Полированный штуф. X 2
Рис. 234. Среднезернистая структура агрегата халькопирита (серое).
Темное — кварц; мелкие белые зернышки—пирит. Шамлугское
месторождение. Полированный шлиф. Протравлено в парах царской
водки '< 52
Рис. 235. Брекчиевидпая текстура колче-
данной руды, унаследованная при заме-
щении обломков вмещающей породы.
Черное — кварц. Месторождение Чирагяд-
зор. Полированный штуф. Нат. вел.
фидов При этом иногда происходит неполное замещение отдельных
обломков породы. В других случаях можно наблюдать последующее
дробление сульфидных обломков с образованием наряду с реликтовой
брекчиевидной еще и брекчиевой текстуры В некоторых случаях об
иомки сульфидов имеют округлую форму и кол томорфное строение
На некоторых месторождениях (Сибайское на Южном Урале,
Золотушинское на Алтае) встречаются брекчиевидные руды, в которых
об ломки округлой формы достигают очень крупных размеров (до
нескольких метров в поперечнике) и сложены различными по составу
агрегатами сульфидов В частности, в Сибайском месторождении
наблюдались на небольшом расстоянии обломковидные скопления
сплошного сфалерита, сплошного пирита и пирита с халькопиритом
Происхождение таких брекчиевидных руд, которые местами по суще
ству характеризуют уже гаже не текстуры руды, а строение рудных
тел, объясняется различными исследователями по-разному И, по ви-
димому, условия их образования были различными В одних случаях
(Петровская, 1961) они образованы сочетанием процессов избиратель-
ного замещения и последующего дробления, в других случаях—обо-
соблением сульфидов в виде гетей в рыхлых породах (Бородаевская,
1962), в третьих — предварительным дроблением пород с последующим
замещением сульфидами
Образование брекчиевидной текстуры путем замещения окварцо-
ванной пирокластической породы с последующим проявлением дробле-
ния показано на рис 235 Подобные руды наблюдались автором в ме-
сторождениях Чирагидзор, Алаверды и Шамлугском в Закавказье
Интересно, что в такой руде можно видеть признаки замещения и явно
более позднего отложения пирита между зерен кварца (рис 236), а
также признаки дробления пирита г цементации его кварцем (рис
237) Очевидно, после избирательного замещения обломочной породы
дисульфидом железа происходило не только дробтение руды, но и
перераспределение, а возможно, и частичный привнос кремнезема
На рис 238 показан участок руды Сибайского месторождения
с колломорфно брекчиевиднои текстурой Крупные и мелкие скопления
пирита имеют и угловатые, и округлые формы, а отдельные округлые
скопления имеют концентрически зональное колломорфное строение
В некоторых скоплениях видны тонкие неправтытые трещинки, запол-
ненные кварцем Основная масса руды состоит из кварца с густой
вкрапленностью пирита и небольшими скоплениями сфалерита (рис
239) с тонкодисперсным халькопиритом При большом увеличении
видно, что срастание кварца с сульфидами очень тесное и возрастные
отношения их уяснить трудно Часть пирита выделяется в виде гонкой
вкрапленности и окаймляет зерна кварца, а часть в виде мелких облом
ков и рассекается кварцем, здесь же в кварце видны мелкие очень
неправильные выделения сфатерита и халькопирита, совершенно обо
собленные от пирита Все сказанное свидетельствует о натожении
возможно весьма близких по времени, процессов - выпадения гетя,
замещения и перераспределения вещества
Следует отметить, что описанный тип брекчиевидных текстур тайбо
ice отчетливо проявлен в тех с гучаях, когда пуды содержат значитель
ное количество нерудных минералов, ботьшей частью представ гяющчх
остатки незамещенной вмещающей породы В сплошных сульфидных
рудах унаследованные ити реликтовые (метасоматические) брекчие
видные текстуры установить очень трудно Однако нельзя пот гостью
исключить возможность сохранения признаков обломочного сложения
замещенных пород при образовании некоторых брекчиевидных текстур
в сплошной сульфидной руде Возможно, что такие текстуры отчасти
маскируются более поздними процессами дробления Так, в частности,
в сплошных рудах можно встретить брекчиевидпые участки, в которых
Рис. 236. Вкрапленность пирита (черное) развита между зернами кварца
'светлое и темное) с частичным замсщеписм его. Месторождение Чирл-
гмдзор Прозрачный шлиф. Снято в скрещенных никочях. X 20
I'm' 237. Зерна пирита (белое) в кварце (темное), крупные черна
пирита частично раздроблены и залечены кварцем (в пиж iefi части
снимка). Месторождение Чирагидзор. Полированный шлиф. У 40
крупные неправильные угловатые скопления пирита (нередко с $аль.
копиритом) находятся в цементе кварца с пиритом. Как в обломкаЛ
так и в цементе проявлено дробление. Сеть тонких трещинок залече^
/ибо кварцем (в цементе), либо халькопиритом (в обломках) В да^_
Рис 238 Коллэморфпо-брскчиевядная текстура колчеданной руды. Свет-
лое пирит (с незначительным количеством халькопирита и сфалерита),
темное — нерудные (оквариоианиая порода). Синайское месторождение.
Полированный штуф, х Ь5
Рис. 239. Густая вкрапленность пирита (белое) в окчарцовапной
породе (темное) с отдельными неправильными скоплениями сфалерита
(серое). Сибайскос месторождение. Полированный шлиф. X 40
Ном случае более позднее дробление мешает решению вопроса о перво.,
начальном образовании брекчиевидной текстуры.
Брекчиевидные текстуры, образовавшиеся другим путем, чем выше
описанные, в основном обязаны наложению динамических воздействий
на сульфидные агрегаты. Такие воздействия могут проявляться либс
б период формирования, т. е. в промежутках между отложением раз-
ных по составу минеральных агрегатов, либо после их сформирова.
кия — при послерудиом метаморфизме.
19,
Рис. 240. Брекчиевая текстура. Об..эмки пирита
(светло-серое), частично замещенного халькопи-
ритом (темно-серое), цементируются баритом
(белое). Николаевское месторождение (Алтай)
Полированным штуф. Нат вел.
Брекчиевидные текстуры, образовавшиеся благодаря разновремен-
ному отложению минеральных агрегатов, обязаны либо тектоническим
подвижкам между разными стадиями минерализации, либо дроблению,
происходящему при усыхании и кристаллизации гелевых масс
с отложением в образовавшихся трещинах минералов из остаточных
растворов. В обоих случаях могут присутствовать признаки замещения
обломков и признаки отложения в виде гелей. Первое зависит от со
става растворов, а второе от степени перекристаллизации геле
вых масс.
К подобному типу можно отнести брекчиевидные текстуры сплош-
ных руд месторождений Николаевского (на Алтае) и Учалинского (на
Южном Урале). На рис.240
показана руда, в которой
обломки пиритового агрега-
та, содержащего халькопи-
рит, цементируются барн-
том. В данном случае, по-
скольку здесь, как и в рудах
месторождения в целом,
очень широко проявлены
колломорфные текстуры и
другие признаки отложения
сульфитов в виде гелей,
трудно решить вопрос: отно-
сятся ли данные минераль-
ные агрегаты к двум раз-
ным стадиям минерализа-
ции, разделенным дробле-
нием, нли же дробление
вызвано разламыванием
усыхающих и кристалли-
зующихся гелевых масс и
барит отложился из оста-
точного раствора. Это справедливо и для участка руды с брекчиевиднои
текстурой иа рис. 241; здесь пирит слагает крупные обломки, которые
заключены в цементе лирнт-сфалеритового состава.
Вместе с тем в сульфидных агрегатах и в обломках и в цементе
очень отчетливо проявлены и колломорфные микротекстуры и дробле-
ние (рис. 242). Если рассматривать подобный участок вне связи с дру-
гими участками и строением рудного тела в целом, можно было бы
думать, что здесь происходило преобразование гелевых масс сложного
состава с разламыванием и растрескиванием, с отложением халько-
пирита из остаточных растворов в трещинах, с обособлением несколь-
ких генераций пирита, в частности, и по трещинам усыхания в сфале-
рите. При детальном картировании рудного тела, вскрытого карьером,
установлены такие взаимоотношения, которые позволили по иному объ-
яснить подобные брекчисвидные текстуры.
Н. В. Петровской (1961) для Учалинского месторождения установ-
лена приуроченность брекчиевидных руд к определенным зонам в пре-
делах рудного тела. Изучение штуфов и шлифов показало, что в неори-
ентированных брекчиевидных рудах наб подается явная раздроблен-
ность пиритовых агрегатов, сильная трещиноватость обломков пирита
и отсутствие признаков деформации или перекристаллизации в цемен-
тирующей обломки сфалеритовой массе. Это позволяет полагать, что
появление брекчий связано с зонами дроб leifiia, проявившимися после
отложения пиритовых руд, ио до отложения сфалерита.
Текстуры, обусловленные дроблением, даже истиранием и разлин-
зованием пиритовых масс, наблюдаются локально в этом месторож де-
Рис. 241. Крупные обломки мелкозернистого, частью коллом-зрфного
пирита (светлое), частично раздроблены и заключены в тонкозернистой
Пассе пнрнт-сфалеритового состава. Темное—сфалерит. Учалинское место-
рождение. Полированный штуф. Нат, вел
Рнс. 242. Участок основной массы, изображенной на рис. 241 Часть
крупного обломка мелкозернистого пирита с реликтами колломорфного
строения и обломки того же пирита, разбитые трещинами, заполненными
халькопиритом, в массе сфалерита (темное) с прожилковидными скопле-
ниями мелких зерен пирита. Учалинское месторождение. Полированный
шлиф. X 16
нни и не только в основном рудном теле, но и в пределах небольших
зон смятия вблизи контактов во вмещающих породах. Наличие таких
текстур в месторождении, где главная масса руд обладает колломорф-
ными текстурами говорит о том, что это месторождение частично несет
следы метаморфизма и уже поэтому может быть отнесено к слабомета
морфизоваиным илн переходным между слабо- и сильнометаморфизо-
ва иными.
Вместе с тем появление в отдельных участках руд Учалинского
месторождения, ориентированных брекчиевидно-полосчатых текст™
(рис. 243), где сфалерит с раздробленным мелким пиритом как бы
Рис. 243. Брекчиевидно-полосчата я сфалернт-пиритовая руда. Удлинен-
ные ориентированные обломки пиритового состава (светлое) в пирит-
сфалсритовой массе (темное) Учалинское месторождение. Полирован-
ный штуф. Нат. вел.
обтекает крупные обломки пирита линзовидной удлиненной формы,
допускает наличие и более позднего воздействия метаморфизма, нало-
жившегося на брекчиевидные руды н вызвавшего ориентировку облом-
ков в сфалеритовой массе. Остается лишь неясным относятся ли два
основных минеральных агрегата (пирит и сфалерит) к двум различным
стадиям единого рудного процесса или же они характеризуют два раз-
новозрастных этапа рудоотложения.
Брекчиевидные руды Учалинского месторождения привлекали вни-
мание многих исследователей (Шадлун, 1950; Вахромеев, 1955; Пет-
ровская, 1961), однако условия образования руд истолковывались по-
разному. И. С. Вахромеев пришел к выводу, что брекчиевидные текс-
туры в учалинских рудах обусловлены наложением двух разных этапов
рудообразования, разделенных дроблением.
Н. В. Петровская считает, что брекчиевидные текстуры руд раз
лнчны по своему происхождению и возникали как в результате избир
тельного замещения обломков пород, так и при дроблении, развившемс»
в период между двумя стадиями минерализации единого рудного пр
цесса.
На основании анализа только текстурных особенностей способ
образования брекчиевидной текстуры не может быть решен однозначн<
Детальное изучение структур и текстур, а также состава минеральны.»
агрегатов, слагающих брекчиевидные руды в нескольких сходных ме-
194
сторождениях, и прослеживание переходов от брекчиевидных текстур
к полосчатым в совокупности с геологическими данными поможет
в дальнейшем установить критерии, по которым различаются брекчие-
видиые текстуры разного происхождения.
Особенно характерными для неметаморфизованных колчеданных
руд являются колломорфные текстуры и микротекстуры. Наиболее
отчетливы эти текстуры в стуча е, когда руды содержат значительное
количество халькопирита и сфалерита. В сплошных пиритовых рудах
лишь изредка можно уловить наличие почковидных образований или
колломорфных извилистополосчатых рисунков, вызванных нараста-
нием различных по зернистости зон пирита или пирита и марказита
в пределах разного размера почковидных скоплений. Такие текстуры
обычно видны после травления даже на полированной поверхности
штуфа.
В халькопирит-пиритовых и сфалерит-пиритовых рудах Сибайского
месторождения колломорфные рисунки выявляются даже в неполиро-
ванных образцах. На рис. 244 видно концентрическое чередование тон-
ких извилистых полосок или зон пирита и халькопирита. Здесь же
(в левой части около черной трещины) можно заметить дробление
колломорфных агрегатов и очень тонкий кружевной рисунок (в сред-
ней части штуфа). Сходна по рисунку пирит-сфалеритовая руда Нико-
лаевского месторождения (рис. 245), где чередуются извилистые по-
лоски сфалерита, проникнутые тонкодисперсным халькопиритом, и по-
юски марказита с пиритом. Отдельные такие полоски разорваны, сме-
щены и вновь обрастают агрегатами того же состава. Скопления
пирит-марказита представляют обломки почковидных колломорфных
образований. В некоторых участках сплошных марказит-пиритовых
руд того же месторождения образуются брекчиевидно-колломорфные
текстуры. На рис. 246 хорошо видно, как зоиально-колломорфный
агрегат пирит-марказита образует обломки; последние обрастают вновь
марказитом, но благодаря неполному зарастанию пространства между
обломками остаются полости. Часть таких полостей бывает заполнена
опалом или гипсом, а иногда баритом.
Пиритовые агрегаты состоят из почковидных образований самых
различных размеров. В рудах Блявинского и Учалинского месторожде-
ний наблюдались отдельные почки размером до 1 см. В полированном
штуфе такие почкн обнаруживаются по наличию округлых очертаний и
радиальных трещинок у агрегатов пирита. Контуры сферических по-
верхностей хорошо видны, когда полости между почками заполнены
нерудным минералом, например баритом (рис. 247). Слабое протрав-
ливание поверхности даже HNO3 (1:1) сразу выявляет тонкий колло-
морфный рисунок (рис. 248). Концентрические зоны агрегатов пирита
обладают радиально-лучистым строением. Зоны, сложенные мельнико-
вит-пиритом, полностью затравливаются. Местами между зонами выде-
ляются халькопирит и кварц, а по секущим их трещинкам — барит.
Ширина отдельных зон (или слоев) колеблется о г сотых долей милли-
метра до 1—3 миллиметров.
Наряду с этим имеются почки размером в сотые доли миллиметра,
слагающие участки почковидно-полосчатых агрегатов мельниковит-
пнрита в серноколчеданных рудах (месторождения Яман-Касы, Нико-
лаевское). После травления в них отчетливо видно скрытокристалличе-
ское и очень тонкое радиально-лучистое строение отдельных зон в
почках. Кроме того, часто вндны мелкие смещения отдельных зон и вы-
деление тонкозернистого пирита в виде тончайших жнлочек по трещин-
кам, образовавшимся в период формирования кристаллических агре-
гатов из гелевой массы. Мелкие ^почковидные агрегаты пирита с халь-
копиритом, кварцем и карбонатом (из месторождений Яман-Касы на
Урале и Шамлуг в Закавказье) обладают иногда очень тонким колло-
195
морфным концентрически-зональным строением. Так, в руде место-
рождения Яман-Касы в мелких почках пирит и халькопирит ритмично
чередуются (рис. 249), частью вместе с кварцем; кварц и халькопирит
заполняют трещины усыхания.
В рудах месторождения Шамлуг несколько иные взаимоотношения
минералов в колломорфиых агрегатах (рис. 250). В очень мелких поч-
Рис. 244. Колломорфная текстура халькопирит-пиритовой руды. По-
лоски халькопирита — более темные, пирита — более светлые. Сибай-
ское месторождение. Полированный штуф. 4/s нат. .вел.
Рнс. 245. Колломорфная и отчасти обломочная текстура пирит-марказит-
сфалериювой руды. Темное •— сфалерит, светлое — пирит н марказит. Нико-
лаевское месторождение. Полированный штуф. X 1*/г
ковидных скоплениях размером в десятые доли миллиметра отчетливо
обособлены зоны пирита, халькопирита и сфалерита; вместе с тем каль-
цит и часть халькопирита располагаются ие только внутри скоплений
пирита (образуя отдельные зоны или слагая как бы ядро почки), но
и выполняют промежутки между скоплениями колломорфиых сульфи-
дов. Можно предположить, что вначале часть сульфидов коагулиро-
вала в виде сложного геля, затем произошла раскристаллизацня с обо-
соблением в зонах почек отдельных сульфидов и, наконец, из остаточ-
ного раствора в виде более крупнозернистых масс (отлагаясь в мелких
пустотах и полостях, а иногда проникая вдоль отдельных зон почко-
196
Рис. 246 Колломорфная текстура пирит-марказитовой руты. Обломочные
почковидные агрегаты пирита обрастают марказитом (более светлый).
Полости выполнены кварцем и отчасти гипсом (темное) Николаевское
месторождение. Полированный штуф. У IVs
Рис 247. Колчеданная руда колломорфной почковидной текстуры.
В правой части штуфа—мелкозернистый пиритовый агрегат, в ле-
вой — относительно крупные почки пирита, полости между ними
заполнены баритом (черное) Серое пятно в центре — протравлен-
ный участок. Учалинское месторождение Полированный штуф ХР/>
Рис. 248. Участок штуфа, изображенного на рис. 247. Часть почковид-
ного агрегата пирита с концентричсски-зоиальным колломорфаым строе-
нием. Отчетливо выделяются зоны мсльниковит-п ирита (темные). В пири-
товых зонах заметно радиально-лучистое строение
Протравлено HNO3 (1:1). X 17
Рис. 249. Почковидный агрегат пирита с исключительно тончим конце»-
трнчески-зональным распределением в нем халькопирита (серое) и кварца
(черное). Месторождение Яман-Касы. Полированный шлиф. Х45
видных выделений) выделялась главная часть кальцита и часть халь-
копирита.
Наиболее тонкие рисунки концентрически-зопальных почковидных
скоплений наблюдаются в агрегатах халькопирит-сфалерита (или вюрт-
цита) в рудах месторождений Николаевского на Алтае, Блявинского
и других на Южном Урале. На рис. 251 хорошо виден кружевной узор,
образуемый этими двумя минералами: они обособляются в отдельных
зонах и находятся в тончайшем прорастании. Чередование, по-види-
мому, обусловлено ритмичным осаждением геля сложного состава, в ко-
тором преобладал то один, то другой компонент. Еще более тонкий
Рис. 25U. Колломорфный агрегат сложного состава. Отдельные мелкие
почки и полости между почковидными агрегатами с зональным чере-
дованием пирита, халькопирита и сфалерита сложены кальцитом (чер-
ное). Шамлугское месторождение. Полированный шлиф. ><76
рисунок подобного рода показан на рис. 252. Здесь кварц-марказит-
пиритовый агрегат окружает и рассекает в виде тонких жилок (в левой
нижней части снимка) почковидное скопление тонкозонального агрегата
сфалерита с халькопиритом. К редким случаям относятся мелкие почко-
видные скопления сфалерита с тонкодисперсными дисульфидами же-
леза, располагающиеся среди кварца с мельниковитом и марказитом
(в месторождениях Николаевском и Ямаи-Касы).
В отдельных почках сфалерита халькопирит располагается не
зонально, а радиально (рис. 253). Травление почек сфалерита выявляет
обычно исключительно тонкозернистую структуру, с отдельными релик-
тами радиально-лучистого строения. Как правило, в таких агрегатах
отсутствует двойниковое строение зерен; оно появляется только в более
крупных зернах (рис. 254). Очень тонкозернистые структуры присущи
также и халькопириту, образующему зоны в почковидных агрегатах.
Сравнительно редки случаи, когда в отдельных зонах (слоях), обнару-
живается радиально-лучистое строение агрегатов халькопирита.
Изучение концентрически-зональных почковидных и колломорфно-
лолосчатых образований показывает, что разное строение отдельных
зон (или слоев) — радиально-лучистое или тонкозернистое — зависит
либо от степени перекристаллизации, либо от первоначального состава.
Возможно, что первоначально чередовались слои мельниковит-пирита
199
и мельниковит-марказита или сфалерит и вюртцит. При раскристалли-
зации марказита или вюртцита возникло радиально-лучистое строение,
а пирита и сфалерита — тонкозернистое. Метастабнльные модификации
Рис. 251- Колломорфное образование с зональным чередованием халь-
копирита (бетое) и сфалерита (серое), содержащего тонко дисперсный
халькопирит. Черное — кварц. Николаевское месторождение Полирован-
ный шлиф. 'у78
Рис. 252. Строение почки сфалерита (серое) с халькопиритом (бе-
лое). Окружающая масса — марказит, пирит и кварц — частично
образует прожилки, рассекающие почку (в нижней части снимка).
Блявинское месторождение. Полированный шлиф. X 590
(марказит и вюртцит) в дальнейшем превращались в стабильные (пи-
рит и сфалерит), но первичное их строение частично сохранялось.
Очень небольшое количественное распространение, но важное гене-
тическое значение имеют реликтовые слоистые или полосчатые текстуры
в колчеданных рудах. Их удается наблюдать сравнительно редко ипре-
200
Рис. 253. Почка сфалерита (вюртцита) с радиально-лучистым рас-
положением выделений халькопирита (белое). Вверху слева — раз-
дробленный пирит. Николаевское месторождение. Полированный
шлиф. X 84
Рис. 254. Неравномернозернисгая структура сфалерита с двойниковым
строением зерен (серое разных оттенков). В более крупных зернах
заметна изогнутость (деформация) двойниковых полосок. По трещинам
мелкие зерна пирита (белое). Учалинское месторождение. Полированный
шлиф. Протравлено в парах царской водки. X 85
имущественно вблизи контактов с вмещающими породами, иногда
в периферических частях колчеданных залежей или в участках густой
вкрапленности сульфидов в породе
В рудах некоторых месторождений (Чирагидзор, Яман-Касы, Си-
байское, Учалинское) участки подобных полосчатых текстур, как пра-
вило, характеризуются чередованием полос почти сплошного пирита
или очень густой его вкрапленности (иногда и других сульфидов)
с полосами окварцованной яшмовидиой или сильно гидротермально
измененной породы (рис. 255).
Для таких полосчатых руд характерно наличие колломорфных
образований в полосах, сложенных сульфидами, и отсутствие обособ-
Рнс. 255. Реликтовая слоистая (полосчатая) текстура,
обусловленная наличием тонких полос (прослоев),
кремнистой вмещающей породы (черное) в массе мел-
козернистого агрегата сульфидов. Месторождение Яман-
Касы. Полированный шлиф, у 2
ленных полосок отдельных сульфидов. Главную роль здесь играет раз-
личная густота вкрапленности сульфидов при обилии в полосах неруд-
ных минералов. Полосчатое распределение сульфидов во вмещающей
(окварцованной) породе показывает, что здесь имело место преимуще-
ственное отложение сульфидов в пределах определенных тонких про-
слоев породы или замещение но слоистости. Скорее всего подобные
текстуры могли развиваться в тонкослоистых туфах, туффитах и яш-
мах, иногда в прослоях туфогенных песчаников, подвергшихся оруде-
нению.
Очень редко в колчеданных рудах некоторых месторождений на-
блюдаются очень тонкие микротекстурные особенности, показывающие,
что при метасоматическом образовании дисульфида железа могут
сохраняться некоторые очень тонкие детали строения вмещающей
породы. Автором в пиритовых и пирит-марказитовых рудах Южного
Урала (Яман-Касы, Блявинское) наблюдались формы скоплений мель-
никовит-пирита в массе кварца, отвечающие каким-то органическим
остаткам. В одном случае это скопление имело большое сходство со
спикулой губки, в другом — овальную кольцевидную форму (рис. 256).
После слабого протравливания при очень большом увеличении в пирите
обнаружилось очень тонкое сетчатое строение. В рудах Сибайского
202
месторождения обнаружены реликтовые формы криноидей и остатков
дауны, которые позволили даже судить о возрасте вмещающих пород.
Иногда удается наблюдать и такие участки в сплошной пиритовой
ie (Блявинское месторождение), в которых агрегат мельниковит-
ъарказит-пирита напоминает микролитовую структуру эффузивном
Кроды (рис. 257).
С. Н. Иванов (1947, 1959) наблюдал в Сибайских рудах подобные
)разования псевдоморфоз вследствие избирательного замещения пири-
>м или мельниковит-пиритом пластинчатых зерен нерудных мннера-
>в в участках густовкрапленных руд с остатками вмещающей породы.
Летальное макро- и микроскопиче-
ое изучение полосчатых дирито-
ix руд Сибайского месторождения
>ивело его также к выводу о их
лтасоматическом образовании. Од-
. .ко другие исследователи месторо-
- дений Южного Урала (И. В. Лен-
ых. 1959), суммируя ряд геологи-
ских фактов и данные об осо-
нностях строения рудовмещаю-
их пирокластических -пород, за-
- печенных в них обломках суль-
| иного состава и прослоях полос-
<.ГГЫХ (или тонкослоистых) густо-
- рапленных пиритовых руд, при-
иди к выводу о сингенетичном об-
разовании пирита. Поскольку эти
-.следования не сопровождались
' гироскопическим изучением, в осо-
г г-иности взаимоотношений сульфи-
>в с минералами вмещающих по-
род, они недостаточно убедительны.
Указанные тонкие детали стру.к-
1 р, так же, как и реликтовые слои-
стые или -полосчатые текстуры пири-
товых руд. свидетельствуют о мета-
соматических процессах при рудо-
Рнс. 256. Реликтовая структура неиз-
вестного органическо.с остатка коль-
цевидной формы, замещенного мельни-
ковит-пиритом. Белое--пирит, черное—
кварц. Месторождение Яман-Касы. По-
лированный .шлиф. X 215
о. южении и указывают на возмож-
ность унаследования рудами строения вмещающих пород, а следова-
тельно, на их эпигенетичное образование.
Весьма широким развитием в колчеданных рудах большинства
месторождений пользуются текстуры, вызванные послерудными текто-
ническими воздействиями. Главное место среди них принадлежит брек-
чиевым текстурам и типичным катакластическим структурам, обуслов-
ленным дроблением рудной массы.
Для брекчиевых текстур характерно наличие многочисленных раз-
ных по величине остроугольных обломков и отсутствие признаков заме-
щения обломков цементирующей массой. Чаще всего цементом более
крупных обломков служит катапластический агрегат тех же минералов.
Особенно резко дробление, связанное с тектоническим воздейст-
вием, выражено в маломощных рудных телах или мелких линзочках
пиритовой руды, сопровождающих основное рудное тело. На рис. 258
показан участок маломощной пиритовой линзы из зоны рассланцева-
ния в висячем боку основной залежи Учалинского месторождения.
Отчетливо видно раздробление с смещением крупных участков и исти-
рание пирита по периферии крупных обломков с ориентированным рас-
положением мелкораздробленного материала вдоль направления рас-
сланневания.
203
Довольно широко распространены брекчиевые микротекстурь
в которых раздробленный агрегат пирита или халькопирита цемент^*
руется карбонатом, отложившимся в последующую стадию минера
зацин. Этот же карбонат в других участках руды образует прожилк
(мощностью до нескольких миллиметров), секущие пи рит-хал ькопир^
Рис. 257. Необычный пластинчатый агрегат мельннковита—марказита—
пирита (светлое) среди кварца (черное), напоминающий микролито-
вую массу эффузивной породы. Блявинское месторождение. Полиро-
ванный шлиф. X 240
Рис 258 Участок раздробленной пиритовой линзочки Учалинское место-
рождение. Полированный штуф. Нат. вел.
товую массу. Брекчиевые микротекстуры возникают и при дробление
ранних колломорфиых агрегатов пирит-марказита, обломки которые
цементируются кварцем.
Брекчирование проявляется иногда очень отчетливо и в богато^
халькопиритовой руде (Шамлугское месторождение). Макроскопиче_
ски заметно, что халькопиритовый агрегат сильно трещиноват и раз
дроблен, с образованием угловатых обломков, смещенных по отноше,
нию друг к другу. В промежутках между участками халькопириту
находится хлоритовая масса с пиритом, по-видимому, представляющая^
204
Рис. 259. Участок дробления и смятия в халькопирпт-пиритовой руде
со значительным количеством нерудных минералов (черное). Шамлуг
ское месторождение. Полированный шлиф. X 46
Рис. 260. Явления перекристаллизации и пластической деформации
в халькопирите, выразившиеся в образовании тонкозернистого агре-
гата и двойниковании в отдельных более крупных зернах. Шамлугское
месторождение. Полированный шлиф. Протравлено в парах царской
водки. X 85
незамещенные халькопиритом участки измененной вмещающей породы-
Одновременно в таких рудах установлено дробление и смятие (рис. 259).
При этом крупные зерна пирита дробятся с образованием катакласти-
ческой структуры, а масса халькопирита с пиритом претерпевает пла-
стическую деформацию с образованием подобия микроскладки или
флексуры с изогнутыми и разорванными полосками пирига (ранее, воз-
можно, имевшего колломорфное строение).
В отдельных случаях в участках, подвергшихся давлению под дей-
ствием послерудных тектонических нарушений, в скоплениях халько-
пирита локально наблюдаются признаки пластических деформаций
с образованием двойников давления и перекристаллизацией крупных
зерен халькопирита в тонкозернистый агрегат (рис. 260). Однако сле-
дует подчеркнуть, что такие структуры перекристаллизации в целом
нетипичны для руд неметаморфизованных колчеданных залежей; они
появляются в непосредственной близости от зон нарушения, где дина-
мометаморфизм проявлен наиболее интенсивно.
По мере усиления интенсивности динамометаморфизма расширя-
ются и становятся более многообразными проявления дробления и
смятия.
Некоторые разности брекчиевых текстур в рудах колчеданных за-
лежей, по~виднмому, имеют сложную историю и не всегда легко рас-
познать их происхождение. Причиной этому является (как и при обра-
зовании брекчиевидных текстур) наложение различных процессов-
Нередко руды, отложенные в виде гелей, при дегидратации и кристал-
лизации претерпевшие дробление, а затем сцементированные огтоже-
ниями из остаточных растворов, вновь подвергаются дроблению в про-
цессе послерудных тектонических воздействий. Точно также руды,при-
обретшие брекчиевидное сложение вследствие унаследования текстуры
вмещающей породы при метасоматозе, могут подвергнуться дроблению
при позднейшем динамическом воздействии с образованием брекчиевой
текстуры.
В верхних горизонтах некоторых месторождений участки руд
с брекчиевыми текстурами могут возникать при сокращении объема
рудного тела в связи с окислением. Такое дробление, связанное с осе-
данием рудных масс, благодаря очень интенсивному выщелачиванию
сульфидов, как предполагает В. М. Крейтер (1935), имело место на
Блявинском месторождении. Образующиеся при этом брекчиевые тек-
стуры, существенно не отличаются от обычных тектонических брекчий
и представлены раздробленными агрегатами сульфидов, чаще всего
пирита (рис. 261). Здесь часто вся рудная масса состоит из обломков
(от крупных в 1—2 см до мельчайших в десятые доли миллиметра),
иногда более крупные обломки пирита заключены как бы в цементе
из очень мелких обломочков пирита и халькопирита (рис. 262).
Вследствие слабой изученности нельзя охарактеризовать подробно
текстуры и структуры пирротиновых руд, которые обнаружены в не-
которых колчеданных месторождениях. Руды, богатые пирротином
в Сибайском месторождении (Южный Урал), обнаружены на значи-
тельной глубине и представляют собой сплошные тонкозернистые халь-
копирит-пирротиновые массы. Эти руды впервые были описаны
С. Н. Ивановым (1947). Интересно, что они имеют резкую границу
с обычными пиритовыми рудами, но в них отсутствуют трещинова-
тость и признаки дробления, которые отчетливы в пиритовом агрегате.
Вместе с тем в них обычно появляются тонкие жилки, крупные мета-
кристаллы, а иногда очень мелкая вкрапленность более позднего пи-
рита, который тесно ассоциирует с магнетитом и карбонатом.
На рис. 263 видны очень сложные и интересные взаимоотношения
пирротнновой руды с агрегатами пирита, халькопирита и карбоната.
В левей части снимка светло-серое поле — очень тонкозернистый пирро-
206
тин с халькопиритом, правая часть сложена мельниковит-марказит_
пиритовым агрегатом, рассеченным тонкими жилками карбоната и
халькопирита. Среди этого агрегата видны отдельные обломки пирро-
тинбвого агрегата; некоторые из них в разной степени замещены халь-
Рис. 261. Брекчиевая текстура пиритовой руды. Крупный
и мелкообломочный материал одного и того же состава.
Блявинское месторождение. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 262. Брекчиевая микротекстура. Более
крупные угловатые обломки пирита (свет-
лое) в цементе нз тонкзраздроблешюго пи-
рита с халькопиритом (темное). Блявинское
месторождение. Полированный шлиф. Х210
копиритом и окруженьу каемкой карбоната, а другие замещены халько-
пиритом, пиритом и карбонатом.
При микроскопическом изучении установлено, что на границе пир-
ротина с пиритом всегда наблюдаются карбонат, мелкий магнетит и
халькопирит (рис. 264). Очень интересно, что максимальное количество
халькопирита образуется в пирротине около прожилков пирита, и
мере удаления от границ пирита в массу пирротина количество халько-
^07
пирита убывает. Пирротин-халькопиритовые агрегаты очень тонкозер-
нисты, обладают гранобластической структурой (рис. 265). Отчожение
карбоната и образование магнетита и халькопирита тесно связаны
с разложением пирротина.
Судя по всем наблюдаемым взаимоотношениям минеральных агре-
гатов, наиболее ранним был пирротин. Затем при определенных усло-
виях благодаря поступлению растворов с повышенным потенциалом
кислорода вдоль образовавшихся трещин происходило замещение пир-
ротина пиритом и мельниковитом, по-видимому, в сопровождении не-
большого количества магнетита и карбоната. Позднее, вследствие
Рис. 263. Участок халькопирнт-пирротщювой руды (светло-серое в левой части
штуфа), частично замещенной (в правой части) мсльниковит-маркззит-пиритовым
агрегатом (белое). Темное—карбонаты с магнетитом, образующим оторочки по гра-
нице пирита с пирротином. Сибайское месторождение. Полированный штуф. X 2
интенсивного растрескивания пирита (и мельниковита), по густой сети
трещин проникли растворы, богатые карбонатом и медью. При взаимо-
действии их с пирротином происходило насыщение железом и замеще-
ние пирротина халькопиритом, отчасти кальцитом и железистым
карбонатом; избыток железа выделялся в виде магнетита, что свиде-
тельствует о высоком парциальном давлении кислорода. Пирит не под-
вергся интенсивному преобразованию, ио все трещинки в ием заполни-
лись кальцитом и халькопиритом и частично образовывался железис-
тый карбонат, возможно за счет мельниковита. Часть карбоната среди
пирита представлена сидеритом (отчасти возможно анкеритом).
Тот факт, что наиболее интенсивное замещение пирротина проис-
ходило по границе его с пиритом, показывает, что растворы проникали,
помимо трещин, и по другим ослабленным направлениям. Здесь же
происходила к максимальная переработка пирротина вплоть до пол-
ного замещения его карбонатом. Небольшие изолированные участки
сплошного карбоната с халькопиритом и с магнетитом, окруженные
пиритовой массой, образовывались либо за счет пирротиновых облом-
ков (или остатков от замещения более ранним пиритом), либо за
счет выделений мельниковита, частично еще сохранившегося среди
пирита.
Все указанные взаимоотношения минералов свидетельствуют о на-
личии определенного изменения режима серы и кислорода благодаря
поступлению новых порций растворов. Наиболее вероятно, что между
208
Рис. 264. Участок штуфа, изображенного на рис. 263.
Оторочка кальцита (темное) с магнетитом (серое). Белое
рельефное в правой части — пирит, белое в левой части—
пирротин, почти нацело замешенный халькопиритом с мел-
кими включениями карбоната (темное). X 90
Рис. 265. Участок пирротинового агрегата, показан-
ного на рис. 263. Мелкозернистая гранобластцчс-
ская структура ппрротнпа. Черное — карбонат и
мелкие пустотки. Николи скрещены. Х90
отложением пирротина и образованием пирита, а затем карбонат^ и
халькопирита, имелся некоторый перерыв, сопровождавшийся трещи110'
образованием. Исходя из этого, можно предполагать определенную ста-
дийность в рудоотложении. При этом к наиболее ранней стадии отн°-
сится пирротин. Что касается дисульфидов железа, магнетита, карбо-
натов и халькопирита, то хотя онн, несомненно, представляют две раз-
личные парагенетические ассоциации, из которых дисульфиды железа,
часть карбонатов и магиетит относятся к более ранней, а другая часть
карбонатов и халькопирит—к более поздней, отсутствуют доказатеДь-
ства наличия двух стадий минерализации. Смена этих двух парагене3и-
сов, возможно, происходит без резкого изменения физико-химических
условий. без проявления тектонических воздействий.
Локализация трещиноватости только в пределах пиритовых аг'Ре'
гатов и отсутствие ее в пирротине позволяет предполагать, что л^бо
она связана с усыханием гелей дисульфидов, либо динамические напРя'
жения, вызвавшие растрескивание пирита, обусловили грануляции? и
перекристаллизацию пирротина в тонкозернистый агрегат. Если трегДи-
иоватость считать связанной с тектоническими воздействиями, то отло“
/Кение дисульфидов железа и карбонатов с халькопиритом следУет
относить к двум стадиям, разделенным подвижками.
Несколько иначе эти взаимоотношения объясняли А.. Г. Бетехт'нн,
еще раньше С. Н. Иванов и Д. П. Григорьев. Подробно разбирай
парагенетические соотношения и последовательность выделения мине-
ралов в аналогичном участке пирротин-халькопирит-пиритовой руды
Сибайского месторождения, А. Г. Бетехтин (1958) полагает, что пирР0'
тин-халькопиритовые агрегаты существовали до отложения минераль-
ной ассоциации, представленной пиритом, сидеритом, магнетитом» и
что в период образования этой ассоциации халькопирит подвергался
переотложению вследствие перехода меди в раствор при ра§ложейии
пирротина. Этим объясняется нахождение халькопирита в виде мета-
соматических жилок и каемок вдоль тонких прожилков пирита в пир-
ротине. А. Г. Бетехтин допускает также возможность привноса части
меди метаморфизующими растворами.
С. Н. Иванов (1947) одним из первых изучавший эти интересные
руды, пришел к выводу о последовательном отложении всех минера-
лов в одну стадию минерализации, причем на предложенной им схеме
выделение пирротина и халькопирита предшествует выделению пирата,
а отложение следующего за пиритом магнетита предшествует отложе-
нию кальцита и сидерита. Указанная схема не вполне соответствует
той последовательности, которая намечена была А. Г. БетехтиныМ и
автором.
Д. П. Григорьев (1948) считает, что в этих рудах халькопирит
образуется в более позднюю стадию, после пирротина и пирита, за
счет привноса меди и взаимодействия ее с сульфидами железа. Пове-
дение магнетита и карбонатов он не разбирает. Наблюдения автора
допускают двоякое истолкование времени появления халькопирита, н°
несомненно, что имело место взаимодействие ионов меди с пирротином,
а не с пиритом.
Н. В. Петровская (1961) наблюдала взаимоотношения минералов
описанной выше ассоциации как в указанных пнрротиновь’х рудах, так
и в участках прилегающих к ним пиритовых руд. Она выяснила, что
порфировидные зерна позднего пирита с каймами и скоплениями сиде-
рита с магнетитом развиваются не только среди пирротина, но н в ме-
козернистой пиритовой руде. Структурно-текстурные особенности и воз-
растные отношения халькопирит-пиритовых новообразований с основ-
ной массой руд привели этого автора к выводу о том, что первона-
чально отложенные руды в данном участке претерпели метаморфизм И
210
глубокие преобразования под воздействием более поздиих, чем оруде-
нение, магматических проявлений.
Таким образом, все описанные структурно-текстурные особенности
р\д неметаморфизованных и слабометаморфизованиых колчеданных
залежей, позволили исследователям, изучавшим эту группу месторож-
дений, сделать ряд важных выводов об условиях их формирования.
Наличие унаследованных брекчиевидных и реликтовых полосчатых
или слоистых текстур, а также реликтовых форм органических остат-
ков, замещенных пиритом, и участков с вкрапленностью сульфидов
юворит о развитии процессов метасоматоза.
Присутствие колломорфных текстур и микротекстур в агрегатах
сульфидов свидетельствует о выпадении вещества в виде сложных
гелей, а также о рудоотложении путем выполнения полостей и пустот.
Наличие различных стадий перехода скрытокристаллических и тонко-
дисперсных образований в явнокристаллические зернистые агрегаты
в сочетании с явлениями растрескивания, разламывания или бренди-
рования колломорфных агрегатов показывает, что имели место про-
цессы дегидратации и перекристаллизации гелей.
Достаточно широко развитые в рудах описываемой группы колче-
данных залежей колломорфные образования в большинстве случаев
находятся в виде отдельных участков среди агрегатов, не обладающих
явными признаками кристаллизации из гелей. Это, очевидно, обуслов-
лено тем, что часть минеральных агрегатов сплошных колчеданных руд
представляет собой продукт перекристаллизации гелей, а часть — про-
дукт кристаллизации из истинных растворов и остаточных (разбавлен-
ных коллоидных) растворов, выполнявших различные полости.
Такое сочетание кристаллизации и из гелей и из истинных раство-
ров, очевидно, отражено в исключительном многообразии различных
структурных особенностей, которым и характеризуются руды в общем
со столь простым минеральным составом.
Все сказанное служит одним из доводов в пользу близповерхност-
ного образования руд колчедаллых зллежей далной группы
Отсутствие резко выраженных секущих отношений между различ-
ными по составу сульфидными агрегатами и отсутствие признаков
выпадения вещества в виде геля вследствие перекристаллизации сильно
осложняют использование текстурных признаков при решении вопроса
о стадийности рудоотложения.
Главной структурно-текстурной особенностью колчеданных руд вто-
рой группы залегающих в метаморфизованных породах, является пре-
обладание массивных и разнообразных полосчатых текстур и отсутствие
макроскопически отчетливо проявленных колломорфных и брекчиевид-
ных текстур, развитых широко в рудах месторождений первой группы.
Именно эти черты строения руд резко отличают выделенные автором
1ве группы среди колчеданного типа месторождений. Различие текстур-
ных особенностей и существование промежуточных типов (между край-
ними представителями каждой из i рупп месторождений) по степени
метаморфизованности вмещающих пород и проявлению соответствую-
щих особенностей строения руд позволило предположить, что различия
в текстурах вызваны разной степенью метаморфического преобразова-
ния руд.
Характерно, что чем интенсивнее рассланцевание во вмещающих
породах, тем шире проявлены полосчатые и гнейсовидные текстуры руд.
Если в рудном поле зоны смятия и разлинзования имеют локальное
развитие, то и рассланцевание и разлинзование и полосчатость в рудах
проявлены в узких зонах. Вместе с тем в районах, где зеленые сланцы
сменяются сланцами более высокой ступени метаморфизма, руды обла-
дают в основном массивными текстурами и более крупнозернистыми
211
и
структурами, а полосчатость и сланцеватость в них отсутствует почт
полностью.
Наиболее существенные различия в текстурах н структурах ру,
отдельных месторождений заключаются в преобладании в одних мас_
сивных текстур и более крупнозернистого сложения руд, а в других -
полосчатых руд н более мелкозернистых структур минеральных агрега
Рис. 266. Сплошная неясиогюлосчатая колчеданная руда. Основ-
ная масса — крупнозернистый пирит с небольшим количеством
халькопирита и сфалерита. Темная полоса (в правой части)
обогащена сфалеритом. Черное — кварц-серицитовый сланец
с пиритом. Месторождение Южное, Карабашской группы (Ура-ч.
Полированный штуф Пат. вел.
тов. Так, в частности, в рудах Дегтярского и Карабашского месторож
деиий (Средний Урал) значительно преобладают руды с массивной ич!?
кеясновыраженной полосчатой текстурой, а в рудах месторождений
Рис. 267. Неясиополосчатая борнитсодержащая колчеданная
руда (черное — трещина). Гайское месторождение. Полиро-
ванный штуф. Нат. веч
им. III Интернационала, Левихннского, Карпушииского (Средний Ура?'
и Белоусовского (Алтай) преобладают полосчатые текстуры.
Наблюдения показывают, что чем больше в рудах таких сульфиде^’
как сфалерит и халькопирит, тем резче выражена полосчатое^'
В некоторых месторождениях одновременно присутствуют отдельне1е
рудные тела, сложенные пиритовыми рудами массивной текстуры (сеК
ноколчеданные или очень бедные медью и цинком) и рудные телг ’
в которых отношение пирита и других сульфидов близко 1:1 и ру?^1
обладают полосчатостью. Содержание нерудных в обоих случаях мож^1
быть незначительным.
Руды, сложенные в основном пиритом с относительно пебольши
количеством других минералов, обладающие массивными однородны^11
212
текстурами, весьма характерны, в частности, для многих месторожде-
ний Среднего'Урала. Пиритовые агрегаты в таких рудах обладают как
равномерной, так и неравномерной зернистостью. Большей частью
Рис. 268. Пиритовая руда с небольшим количеством нерудных (черное),
сильно раздробленная, частично с образованием брекчиевой текстуры.
Учалинское месторождение. Нат. вел.
Рис. 269. Сильнотрстдиноватый пиритовый агрегат с реликтами зональ-
ности в крупном зерне, разбитом серией параллельных трещин (в левой
части снимка). Дсгтярскос месторождение. Протравчеио NH<OH с элек-
тротоком. Полированный шлиф. X 40
минеральный состав нх настолько однообразен, что даже на полирован-
ной поверхности штуфов нс заметно какого-либо рисунка и лишь ино-
гда едва заметны порфировидные выделения пирита или слабовыраже?н-
иая трещиноватость.
В ряде месторождений халькопирит-, сфалерит- или борпитсодер-
жащие руды обладают наряду с массивной очень нсясновыраженной
213
полосчатой текстурой. Руда сложена при этом относительно равномер-
ным крупнозернистым пиритом, между зернами которого располагаются
в одних случаях халькопирит и сфалерит (рнс. 266), а в других борнит
и халькопирит (рис. 267). Слабовыраженная полосчатость проявляется
благодаря частичной концентрации одного из указанных сульфидов
в пределах отдельных полос разной ширины на фоне однородной пири-
товой массы, В массивной пиритовой руде неясновыраженные полосу,
обогащенные сфалеритом или халькопиритом, появляются часто лиЩь
вблизи контакта со сланцами (см. рис. 266).
Нередко полосчатость может быть проявлена в виде очень широ-
ких полос. На большей площади, например, в стенке забоя горной
выработки, она заметна, а в штуфе нет, и поэтому в отдельных образцах
будет наблюдаться массивная текстура, как, например, в некоторых
борнитсодержащих рудах (см. рис. 267).
Некоторые массивные пиритовые руды в отдельных участках сильно
раздроблены или трещиноваты. Довольно часто такие руды наблюда-
ются в Дегтярском и Гайском месторождениях. В тех случаях, когда
дробление выражено очень резко, эти руды приобретают брекчиевые
текстуры (рис. 268). Однако такие текстуры нетипичны для большей
части руд, залегающих в сильнометаморфизованных породах, превра-
щенных в сланцы.
Характерно, что в рудах пиритового состава с малым количеством
других сульфидов и нерудных, неполосчатых или с неясной полосча-
тостью, залегающих в сильнометаморфизованных породах (месторож
дения Дегтярское, Карабашские), в пиритовых агрегатах зональное
строение зерен выявляется лишь при очень сильном протравливании
электролитическим способом с концентрированной кислотой или
щелочью, в то время как в других рудах оно выявляется значительно
легче с такими реактивами, как НС1 (1:5) +Zn или НБЮз (конц.) +CaF2.
В сплошном пиритовом агрегате иногда трудно установить истинные
границы зерен, так как часто они затушеваны накладывающейся трещи-
новатостью, а зональное строение утрачивается'1 (рис. 269). Иногда
в сплошной пиритовой массе травлением выявляются границы зерен,
имеющих наряду с более или менее изометрическими очень неправиль-
ные или удлиненные формы (рис. 270). Более редко выявляются идио-
морфные очертания (рис. 271), но при этом обычно между зернами
пирита располагаются кссноморфные выделения других сульфидов и
кварца.
В гриконтактовых участках сплошных пиритовых руд со сланцами
или в узких зонах рассланцсвания среди пиритовых руд массивной
текстуры проявляются признаки сланцеватости. Таковы некоторые 5 чи-
стки в рудах Майкаинского и Гайского месторождений. Следует под-
черкнуть, что сланцеватость в указанных сплошных пиритовых рудах
обычно обусловлена нс наличием тонких прослоев серицита, а лннз<>
видными удлиненными формами зерен в агрегатах пирита (рис. 272) t
в которых в небольшом количестве могут присутствовать чешуйки
серицита или скопления кварца. Такие сланцеватые руды с ориентиру,
ванными структурами агрегатов пирита, хотя имеют сравнительно
небольшое распространение, обнаруживаются во всех почти месторож-
дениях (Гайское, Дегтярское, Карабашские на Урале: Белоусовское,
Березовскос на Алтае; Майкаин в Казахстане).
Интересны особенности структуры агрегатов пнрнта в отмеченных
сланцеватых рудах. Зерна пирита, обладающие удлиненной и линзр.
видиой формой, в центральных частях сохраняют зональное строение
(рис. 273), в периферических его теряют. По-видимому, во многих слу-
чаях такая форма зерен образуется благодаря проявлению системы
трещин скалывания без существенного переотложения пирита. Как
полагает В. П. Логинов (1950), исчезновение зонального строения
214
Рис. 270. Неравиомериозернистая структура пиритового агрегата.
В отдельных зернах заметны реликты зонального строения; харак-
терны очень неправильные очертания зерен. Месторождение Юж-
ное. Карабашская группа. Полированный шлиф. Протрав-
лено конц. HNOg+CaFg. X НО
Рис. 271. Агрегат идиоморфных зерен пирита, сохранивших реликты
зонального строения в центральной части зерен. Темно-серое — сфалерит.
Месторождение Южное, карабашская группа. Полированный шлиф.
Протравлено. X 40
Рис. 272. Сланцеватая микротекстура пиритовой руды. Ориентиро-
ванные и удлиненные зерна пирита образованы в процессе расслан-
цевания. Кабанское месторождение (Урал). По А. А. Филимоновой.
Полированный шлиф. Протравлено конц. HNOs I CaF2. Х40
Рис. 273. Реликты зонального строения в центральных частях удли-
ненных линзовидных зерен пирита в сланцеватой руде. Май каннское
месторождение. Протравлено конц. НКзО+СаР2. X 165
I хериферических частях удлиненных зерен пирита могло быть вызвано
_ ркуляцией вдоль трещин более поздиих растворов.
Вполне вероятно, что причины, вызывавшие образование удлинен-
ных линзовидных форм зерен пирита в сланцеватых рудах, были раз-
чными. В одних случаях — переотложение по принципу Рикке, о кото-
м неоднократно упоминалось различными авторами (Иванов, 1950),
других — система трещин и внутренняя перегруппировка под деист-
ам давления и метаморфических или более поздних гидротермальных
говоров.
В некоторых случаях, например в Гайском месторождении, когда
шритовой руде значительно повышается содержание нерудных миие-
юв, сланцеватость бывает выражена особенно отчетливо (рис, 274).
Рис. 274 Пиритовая руда с отчетливо выраженной сланцеватой тексту-
рой. Темное —• серицит и кварц. Слабо выраженная полосчатость обус-
ловлена распределением пирита и нерудных. Гайское месторождение.
Полированный штуф. Нат. вел.
В ряде участков Белоусовского месторождения, где присутствует много
серицита, разлинзование скоплений пирита также сопровождается появ-
лением иезональных «хвостов» у изометричных зональных зерен, лучше
заметных при больших увеличениях (рис. 275, 276).
Очень сходные формы скоплений пирита наблюдались в зонах
вкрапленного оруденения Карабашских месторождений. Различные по
рорме — удлиненные, причудливо изогнутые, линзовидные — скопления
сульфидов в сланце (рис. 277) сложены здесь зернистым агрегатом
пирита с халькопиритом или сфалеритом. При этом хорошо видно, что
пиритовые линзочки деформированы, разорваны; в трещинки иногда
как бы вдавлен серицитовый материал, а халькопирит располагается
либо в концах линз, либо в участках разрыва. Возможно, что иногда
линзовидные скопления сульфидов образуются путем выполнения
отслоений, т. е. каких-то полостей в сланце, за счет миграции и пере-
отложения вещества при метаморфизме. Таковы, быть может, некото-
рые линзовидные скопления сфалерита в сланцах.
Ряд исследователей считает, по мнению автора, без достаточных
оснований, все указанные детали строения обусловленными избиратель-
ным замещением ра'ссланцованных пород лишь на основании того, что
аналогичные по форме агрегаты нерудных минералов встречаются
в метаморфических сланцах (Безсмертная, 19576). Однако очень
детальное изучение большого количества штуфов и шлифов из сланце-
ватых участков вкрапленных и сплошных руд из различных месторож-
дений позволило убедиться в том, что различные линзовидные иногда
правильные, в других случаях очень неправильные формы выделений
пирита образовались благодаря рассланцеванию, наложенному на пири-
товые агрегаты.
Приводимые ниже фотографии бесспорно доказывают, что такие
резкоудлиненные и линзовидные формы пирита образуются при дробле-
нии и смещении отдельных частей зерен трещинами сланцеватости
217
Рис. 275. Пирит-ссрицитовый сланец ц3
контакта с линзочкой сплошных суль-
фидов. Пиритовые скопления несут сле-
ды развальцевання. Бепоусовсьое ме-
сторождение (Алтай). Полированный
шлиф. X 42
Рис. 276. Участок шлифа, изображен-
ного на рис. 275. В линзовидпом де-
лении пирита, расположенном с^едц
серицита (темное), видны следы зо»1адь_
него строения и признаки дробл^ия
Полированный шлиф. Протравило
Рис. 277 Линзовидные, удлиненные и причудливо изогнутые скоп-
ления пирита с халькопириту (светлое) среди смятого серицито-
вого сланца. Месторождение Южное, Карабашская груш па.
Полированный шлиф. X 33
«скалывания). На рис. 278 видно, как лиизовидные удлиненные формы
получились благодаря тому, что от большого зерна, заключенного
в одном случае в сфалерите, а в другом — в сланце, были отколоты и
g .ъединены очень тонкие осколки. Аналогичные, но более крупные и
• личающиеся более вытянутой или более правильной линзовидиой
. ормой выделения пирита с более ровными краями, вероятно» вслед-
ствие истирания встречаются среди сланцев в ряде месторождений.
Помимо отмеченных линзовидиых форм зерен и скоплений пирита,
имеются случаи, в частности в Березовском месторождении, когда
.-.•егка удлиненные зерна пирита в сланцеватой породе располагаются
Рис. 278. Отколовшиеся при рассланцсвании от крупных зерен осколки пирита
имеют резко удлиненные и линзовидные формы. Левый — зерна пирита среди
сфалерита, правый — зерна пирита среди серицита. Белоусозское месторо-
ждение. Полированный шлиф. X 165
строго ориентированно согласно со сланцеватостью. Они как бы разъе-
динены трещинами скалывания, а на их гранях, перпендикулярных
сланцеватости в тенях давления, нарастают «хвосты» кварца или халь-
копирита, последний выполняет иногда также трещины разрыва. При
большем увеличении после травления (рис. 279) благодаря реликтам
зональности отчетливо видно, что некоторые зерна разделены и сме-
щены, другие приобрели удлиненную форму благодаря истиранию или
растворению граней параллельно сланцеватости и частичному нараста-
нию «хвостов» за счет переотложения.
Во вкрапленных рудах Урупского месторождения зерна пирита
с наросшим в тенях давления халькопиритом, сохраняя первоначаль-
ные внешние контуры, оказываются раздавленными и полностью утра-
чивают зональное строение (рис. 280). Разнообразие форм зерен пирита
в сланцеватых рудах и породах очень велико, некоторые из них уже
были описаны ранее (Шадлуи, 1952).
Исключительно многообразны в колчеданных рудах описываемой
группы месторождений полосчатые текстуры. Их многообразие созда-
ется и различием морфологии полосок и различиями минерального
состава. Можно выделить реликтовые полосчатые текстуры, унаследо-
ванные от вмещающих пород. В этом случае, как правило, происходит
219
Рис. 279. Удлиненные ориентированные по сланцеватости идиоморф-
ные зерна пирита с реликтами зональности и частично разъеден-
ными гранями. Оторочки кварца, халькопирита и пирита на-
растают на противоположных гранях зерен пирита. Черное —•
серицит. Березовское месторождение. Полированный шлиф.
Протравлено конц. НМОз+СаР2. > 46
Рис. 280 Крупное раздавленное сильно трещиноватое зерно
пирита. Выделения халькопирита (белое) располагаются в те-
нях давления зерна и по сланцеватости. Темное — нерудные.
Урупское месторождение. Полированный шлиф. Протравлено
конц. HNO3+CaF2. у 30
чередование полос сульфидов с различным содержанием и разн^
составом нерудных минералов Чаще всего из сульфидов преоблада^
либо халькопирит и пирит, либо сфалерит и пирит, а из иерудиых ква^
Рис. 281. Полосчатая текстура сфалерит-халько-
пирит-пиритовой руды. В преобладающей массе
пирита (более светлое) с халькопиритом и не-
рудными минералами, резко обособлены прямо-
линейные узкие полоски, богатые сфалеритом
(более темное). • Белоусовское месторождение.
Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 282. Участок полосы халькопирит-пнритового состава
из штуфа, показанного па рис. 281. Агрегат пирита (свет-
лое) со следами зонального строения зерен, сильно раз-
дроблен, как бы раздавлен и залечен халькопиритовым
агрегатом (черное). Белоусовское месторождение. Поли-
рованный шлиф. Протравлено копи. UNOg+CaFg. '' 42
и серинит, иногда альбит, барит, карбонат. Полоски при этом оче1
выдержаны по мощности и прямолинейны (рис. 281).
Характерно, что в полосчатых рудах Белоусовского месторождещ
очень отчетлива раздробленность пирита. Как видно на рис. 282, веЙЯ
пирит среди халькопирита как бы раздавлен и отдельные части зер-
растащены. Травлением выявляются реликты зональности и очень си.*гн
?21
иая трещиноватость в отдельных обломках (рис. 283). В сфалерит-пири-
товых полосах обломки пирита сильно корродированы и как бы заме-
щаются сфалеритом (рис. 284). В полосах с меныпим количеством
Рис. 283. Участок того же шлифа, что и на рис. 282.
Обломки зерен пирита (светлое) со следами зонального
строения и трещинами среди халькопирита (черное). Про-
травлено кони. HNO3+CaF2. X 80
Рис. 284. Участок полосы сфалерит-пиритового состава из штуфа, изобра-
женного на рис. 281. Зерна пирита (белое) разнообразны по форме и
величине, имеют облик обломков, отчетливо их разъедание сфалеритом
(темное). Месторождение Белоусовское. Полированный шлиф. X 80
пирита отчетлива мелкозернистая структура агрегата сфалерита, с двой-
никовым строением зереи (рис. 285). Здесь же расположены идиоморф-
ные зерна альбита. Судя по тому, что зерна альбита ие корродированы
и ие затронуты изменениями, их следует относить к новообразованиям-
222
>зникшнм в период отложения сульфидов. В других полосах, где пре-
обладает халькопирит, альбит обычно отсутствует, уступая место
,аарцу или карбонату. Различный состав нерудных минералов в отдель-
Рис. 285. Участок полосы пирит-сфалеритового состава из штуфа, изо-
браженного на рис. 281. Зерна сфалерита сдвойникованы (потравлено,
серое разных оттенков). Темное — полевой шпат, белое — пирит. Х85
ных полосах свидетельствует о первичной слоистости породы, подверг-
шейся замещению.
В других разностях полосчатых руд полосы меиее правильны,
•отношения минералов в полосах иные. Так, в руде, где преобладает
ралерит, чередуются в
иовном полосы с раз-
- IM количеством пирита
а сфалерите (рис. 286).
I о тоски, лишенные пири-
~з, состоят из исключи-
7 льно тонкозернистого
'?астаиия сфалерита с
тьтько-пиритом (темная
.ирокая полоса в правой
,асти). Зерна -пирита в
полосах сфалерита овла-
деют сложным внутрен-
нем строением, то с очень
- давильной зональностью,
"О лишенные ее и очень
сильно разъеденные сфа-
леритом (рис. 287).
Рис. 286. Полосчатая пирит-халькопприт-сфалсри-
товая руда с чередованием полос с разными соот-
ношениями пирита и сфалерита. Белоусовское ме-
сторождение. Полированный штуф. Нат. вел.
В периферической части зерен пирита выявляется «кайма», резко
отличающаяся по своему строению. Сфалерит образует «втеки»,
разъедает «кайму» и проникает в зональную часть. В некоторых зернах
сохраняется зональное ядро, окруженное незональиой каймой. Все эти
особенности указывают на очень интенсивное преобразование пирита
в этом типе полосчатой руды. В некоторых полосках появляется немного
халькопирита и затем идет полоса тонкого срастания сфалерита и халь-
копирита (рис. 288), почти совсем лишенная пирита. В этой же руде
встречаются полоски с преобладанием халькопирита (рис. 289) и ориен-
223
Рис. 287. Участок пирит-сфалеритовой полосы в руде, изображенной
на рис. 286. Зерна пирита (белое), заключенные в сфалерите (серое),
обнаруживают реликты зонального строения и включения сфале-
рита с галенитом, У 106
Рис. 288. Участок полосы сфалериту
в правой части рис. 286. Тонкое
срастание сфалерита (серое) с халь-
копиритом (белое), характерное для
полос, лишенных пирита Черное —
кварц и пустоты. X
Рис. 289. Участок сфалгрнт-халькопирито-
вой полосы, рис. 286. В тонкозернистой
массе халькопирита (белое) выделения
сфалерита (светло-серое) и удлиненные
линзовидные скопления карбоната (чер-
ное') ориентированы вод углом к направ-
лению полосчатости. Вверху слева — скоп-
ление мелких зернышек пирита Полиро-
ванный шлиф. X 42
энным (параллельно полосчатости) расположением сфалерита и
видных выделений барита и
•пг 290. Полосчатая руда с чередованием
- ос, обогащенных халькопиритом, сфале-
t или кварцем. В центре — черная
лоска чистого халькопирита. Месторо-
ние им. III Интернационала. Урал. По-
лированный штуф. Нат. вел.
Такие текстуры очень характерны и широко распространены во всех
колчеданных месторождениях с
Такие же руды неоднократно
описывались в зарубежной ли-
тературе (Ramdohr, 1953;
Grondijsa. Shouten, 1937) для
кспчеданио - полиметалличес-
ких месторождений Раммель-
сберг (ФРГ) и Мауит-Айза
(Австралия), залегающих в
метаморфизованных осадоч-
ных толщах.
О деталях строения полос-
чатых колчеданных руд Урала
и Алтая неоднократно упоми-
налось ТТри рассмотрении при
знаков послерудного динамо-
метаморфизма и метаморфиче-
ского происхождения полосча-
тых текстур (Шадлун, 1947,
1951; Наумов, 1959).
Наряду с прямотинецнспо-
лосчатыми часто в рудах на-
блюдаются гнейсовидно-поло-
счатые текстуры. В указанных
рудах полосы, сложенные пи-
ритом, имеют раздувы и оги-
баются более тонкими поло-
сками, обогащенными сфале-
ритом или халькопиритом. Раз-
дувы в пиритовых полосах мо-
гут быть обусловлены реликтовым желвакоподобпым или почковидным
карбоната, очевидно, вызванным
локальной пластической дефор-
мацией.
В полосчатых рудах место-
рождения им. Ш Интернационала
количественные соотношения пи-
рита с другими сульфидами в
отдельных полосках также ко-
леблются в широких пределах
(рис. 290). Наряду с полосами
халькопирит- или сфалерит-пи-
ритового состава с резким пре-
обладанием пирита выделяются
тонкие полосы почти чистого
сфалерита или халькопирита. В
этой руде в полосах пирита с не-
большим количеством халькопи-
рита часто находятся скопления
колломорфного пирита. В поло-
сах почти чистого сфалерита
рассеяны очень мелкие зерна
идиоморфного пирита, корроди-
рованного сфалеритом, и тонкие
чешуйки серицита (рис. 291).
богатыми медно-цинковыхми рудами.
Рис. 291. Участок пирит-сфалеритовой полосы,
показанной на рис. 290. Меткие идиоморфные
зерна пирита (белое) замещаются сфалери-
том. Вверху — зерно пирита разорвано на две
части, раздвинутые и залеченные сфалери-
том. Чешуйки серицита (черное) ориентиро-
ваны параллельно полпечтгостн. X 106
колтоморфным строением пиритовых агрегатов (в руде месторождения
им. Ill Интернационала) либо присутствием в полосах пирита скопле-
ний Кварца (рис. 292).
подобная показанной на рис. 293. В этом типе гнейсовидной руды
наблюдается очень сильно выраженная раздробленность пирита.
Рис. 292. Гнейсовидно-полосчатая, частью очковая тек-
стура колчеданной руды. «Очки» образованы скопле-
ниями нерудных (черное). Характерны линзовидные
раздувы и пережимы и мелкая плойчатость. Темные
полосы — обогащенные сфалеритом и халькопиритом,
светлые—пиритом. Белоусовское месторождение. Поли-
рованный штуф, ’/г пат. в^л.
а агрегаты сфалерита и халькопирита обособлены в виде удлиненных
скоплений и обладают исключительно тонкозернистыми гранобласти-
ческйми структурами. В этой же руде обнаруживаются ие только ката-
Рис. 293. Очково-гнейсовидная текстура с обособленными в виде
«очков» выделениями блеклой руды и карбоната среди массы
с преобладающим пиритом. Месторождение им. III Интернацио-
нала (Средний Урал). Полированный штуф. Нат. вел.
клаз пирита, но и следы пластической деформации халькопиритовых
п сфалернтовых агрегатов, выражающейся в удлинении зерен в агре-
гате, огибающем раздавленные зерна пирита (рис. 294). Здесь же очень
интересно проявлен катаклаз в выделениях блеклой руды, образующей
«очкй», причем выявляется это только с помощью травления раство-
ром HCI (конц.)-ьСгОз (см. «Текстуры и структуры руд», т. 1, рис. 259).
Указанные детали строения гнейсовидно-полосчатых руд говорят
об интенсивных деформациях, имевших место после их образования.
Что касается возникновения полосчатости, то природа ее может быть
226
различной. В одних случаях полосчатость реликтовая, метасоматиче-
ская, в других метаморфическая, связанная с перегруппировкой веще-
ства, а в третьих обусловлена наложением новой стадии или бодее
позднего'этапа минерализации после возникновения серии трещин ска-
лывания и разлинзования более раннего минерального агрегата
Рис. 294. Полоска халькопирита (серое разных оттенков) с при-
знаками пластической деформации и удлинения зерен огибает скоп-
ление раздробленного пирита и включает три удлиненных линзо-
видных зерна сфалерита (темное)- Месторождение им. III Интер-
национала. Полированный шлиф. Протравлено в парах царской
водки. X 130
в которых зоны рассланцевания развиты
Рис. 295. Колчеданная руда, подвергшаяся раз-
линзованию и дроблению. Раздавленный пирит
месторождение. Полированный штуф. Нат. вел.
Интересные данные были получены при изучении полосчатых руд
Гайского месторождения, залегающих в относительно менее интенсивно
метаморфизованных породах,
локально. В этих рудах на-
ряду с полосчатостью отчет-
ливо проявлено рассланце-
вание и разлинзование пи-
ритовых агрегатов. На се-
рии различных образцов
удалось проследить, как по-
степенно формируются лии-
зовидпые и затем полосча-
тые руды. Так на рис. 295
видно дробление и разлин-
зование пирита. На рис. 296
можно заметить элементы
разлинзования пиритовой
массы (с халькопиритом) и
образование прожилковид-
ных, местами как будто раз-
ветвляющихся полосок чистого сфалерита. Резко вытянутые лиизы н
полоски пирита представлены ий рис. 297. В отдельных линзовидных
полосах пирита видны параллельные трещинки, заполненные сфале-
ритом, и вместе с тем здесь сфалерит слагает уже тонкие сплошные
полосы. Создается впечатление, что сфалерит отлагался после раз-
линзования пирита, может быть замещая растертый пирит. В массе
227
сфалерита многочисленны мелкие обломки и тонкие скопления пирита.
Эта текстура отражает дальнейшее развитие процесса расслаицевация.
Рис 296. Неяснополосчатая сфалерит-халькопирит-ппрпгэвая
руда. Агрегаты сфалерита (тсмно-Ссрое) образуют удлинен-
ные скопления и разветвляющиеся тонкие прожилкозядные
полоски. Гайское месторождение. Полированный штуф. Нат.
вел.
разлинзования и замещения сфалеритом, начальные стадии которого
видны па рис. 295, 296. Микроскопически устанавливается, что едми
Рис. 297. Л назови дпо-по.юсчатая колче-
данная руда. Резко вытянутые лпнзо-
видные агрегаты пирата (светлое) за-
ключены в сфалеритезом цементе (тем-
ное). Сфалерит выполняет серию парал-
лельных трещин. Гайское месторожде-
ние. Полированный штуф. Нат. вел
пиритовые линзы как бы раздав-
лены, но сцементированы халько-
пиритом и потому сохраняют с^ою
целое ность.
В других участках рудного
тела появляются широкие полосы
сфалерита, с ориентированными
скоплениями пирита наряду с се-
рией параллельных тонких прожил-
ков сфалерита в халькопирит-пири-
товой массе. На рис. 298 видна не
полосчатая, а пятнистая текстура
богатой сфалеритовой руды. Эта
текстура является следствием раз-
вития того же процесса — разлин-
зования и истирания пирита с по-
следующим замещением его сфа-
леритом.
Наиболее существенной особен-
ностью всех полосчатых руд в са-
мых различных колчеданных ме-
сторождениях является исключи-
тельно закономерная ассоциация
пирита с халькопиритом и обособле-
ние сфалерита, что в какой-то мере наводит на мысль о разновремен-
ном выделении главной массы пирита и преобладающей массы сфале-
рита. В очень редких случаях обособления сфалерита непосредственно
секут ха чькопирит-пнритовый агрегат.
228
Интересный случай наблюдался в руде колчеданного месторожде-
я Акбастау в Казахстане. Здесь развиты обычные полосчатые тек-
Рис. 298. Пятнистая текстура пирпт-сфалеритовой руды.
Скопления пирита (светлое) в разной степени замещены
сфалеритом (темное). Гайское месторождение. Полирован-
ный штуф. Нат. вел.
уры руд (сходные с характерными для руд Урала и Алтая),в которых
лосы халькопирит-пиритового состава перемежаются с полосами прс-
лСЬ а дающего сфалерита (рнс. 299). Однако здесь же удалось наблю-
дать (правда, только микроскопически), как узкая полоска сфалерита
Рис. 299. Полосчатая сфалерит-халькопирит-пи-
ритовая руда. В центре — полоса сфалерита
(темпо-серое), вверху — нерудная масса с пири-
том. Месторождение Акбастау (Казахстан). По-
лированный шлиф. X 4
пресекает агрегат халько-
•рнт-пиритового состава
• рис. 300). При этом агре-
глт пирита,, явно раздроб-
енный и сцементирован-
ый халькопиритом, как бы
। . зорван и в трещину
- ;авлен сфалерит. Кон-
акты у сфалеритовой жил-
1-я очень резкие и признаки
мешения отсутствуют.
Очевидно, сфалерит выпол-
ни 1 трещину, образовав-
пюся в процессе деформа-
ии руды (вероятно, позже
бразования полосчатой
текстуры). Так как это
•ютречается редко и наблю-
залось только в микроско-
пическом масштабе в пределах одного шлифа, окончательно выяснить
его природу не удалось. Характерно, что сфалерит в этой руде в пре-
делах отдельных полос очень тонкозернистый, сдвойникованный с гра-
иобластической структурой (рис. 301), очень похожей на структуру
металлической .меди, подвергшейся холодной обработке, которая
обусловила грануляцию или рекристаллизацию ее.
Среди полосчатых руд месторождения Акбастау имеются участки
с большим количеством барита (рис. 302), который также обнаружи-
вает структуры грануляции (рис. 303). По-видимому, полосы сфалерита
и полосы барита вследствие сильного направленного давления испытали
229
пластическое течение, сопровождавшееся грануляцией или перекристал-
лизацией, а пирит, слагающий отдельные полосы, — милонитизироваи.
Рис. 300. Пирит (белое) с жилками халькопирита
(светло-серое) рассекается полосой сфалерита (тем-
но-серое) . Среди сфалерита отдельные выделения
барита (черное). Месторождение Акбастау Поли-
рованный шлиф. X 40
Детальное исследование полосчатых и плойчатых текстур в рУдах
с большим количеством барита было проведено Н. Е. Галдиным (1957,
1962). Его данные, основанные на микроскопическом, микроструктурном
Рис. 301. Тонкозернистая структура сфалерита с отчет-
ливым двойниковым строением зерен. Белое — пилит.
Месторождение Акбастау. Полированный шлиф. Про-
травлено в конц. HNO3+CaF2.X 165
и рентгеновском изучении барита из руд Белоусовского месторождения,
показали, что барит подвергается пластическому течению в процессе
деформации. При этом агрегаты барита, образующие складчатые
230
полоски, представляют собой милонит, не обнаруживают оптической
ориентировки и, как считает автор, не подверглись перекристаллизации
О наличии пластических деформаций сульфидных масс могут сви-
детельствовать обнаруживаемые в рудах некоторых месторождений
Рис. 302. Богатая баритом полосчатая руда. Светлые линзо-
видно-вытянутые полосы — пирит, темные полосы — барит.
Месторождение Акбастау. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 303. Агрегат барита, в котором видны от-
дельные крупные удлиненные зерна и мелкозер-
нистая масса, развивающаяся за счет крупных
зерен в результате перекристаллизации. Черное—
пирит. Месторождение Акбастау. Прозрачный
шлиф. Николи скрещены. X 70
плойчато-полосчатые текстуры. Такие текстуры встречаются не во всех
колчеданных рудах, заключенных в сланцах, и были установлены
только в единичных штуфах из месторождения им. III Интернационала
и в ряде участков рудных залежей Белоусовского месторождения.
231
Характерно, что плойчатость в руде наблюдается только в участках со
значительным количеством халькопирита и сфалерита или барита. При
Рис. 304. Плойчатая текстура х алько-
пирит-пприт-сфалеритовой руды. Пяой-
чатые полоски халькопирита (светлое)
в пирит-сфалеритовой массе (темное).
Белоусовское месторождение. Полиро-
ванный штуф. */5 нат. вед.
зтом в мелкие складки сложены полоски, обогащенные халькопиритом
(рис. 304) н заключенные в сфале-
рит-пиритовой массе, или же поло-
ски, сложенные баритом (рис. 305).
В случае нахождения в этом же
участке скоплений кварца, послед-
ние обладают линзовидной формой
н огибаются «полосками барита и
сульфидов. Структуры агрегатов
сульфидов в -плойчатых участках
руд аналогичны тем, которые разви-
ты в других разностях полосча-
тых руд.
Морфологические особенности
плойчатых текстур руд Белоусов-
ского месторождения были деталь-
но показаны иа зарисовках
В. П Наумовым (1959). Он отме-
чает, что «плойчатость в руде не яв-
ляется унаследованной при замеще-
нии смятых сланцев, так как тип и
размер складок во вмещающих
сланцах резко отличен от складок
в руде. Нередко плойчатость появ-
ляется только около обломков вмещающих пород (рис. 306). В ряде
случаев она явно подчиняется контурам обломков, а не сланцеватости,
что отмечалось также и Т. II. Шадлун (1951).
В некоторых участках руд Березовского месторождения иногда
обособляется халькопирит вдоль контакта обломков плойчатого сланца,
Рис. 305. Плойчатая текстура колчеданной руды. Полоски барита (темпо-
и светло-серые) образуют флексуры (в правой верхней части штуфа). Лин-
зовидное скопление кварца (белое вверху) огибается полосами пирита
с баритом. Белоусовское месторождение. Полированный штуф. По Н. Е. Гал-
дину. Нат. вел.
заключенных в руде (рис. 307). Под микроскопом удается установить,
что окружающая пирит-халькопнрнт-сфалеритовая масса обладает тон-
козернистой структурой и явно обеднена халькопиритом вблизи ново-
образованной полоскй халькопирита. Таким образом, в данном случае
232
Ом 1м
Рис. 306. Сложный рисунок полосчатости сульфидного агрегата около включе-
ний сланца. Белоусовское месторождение. Зарисовка забоя. По В. О. Наумову.
Уменьшено в 10 раз
/ — сланец; 2 — кварц; 3 — полосчатая сфалерит-халькопиритовая рудя, 4 — неполосчатая
руда с большим количеством мелких включений сланца
Рис. 307. Неяснополосчатая пирит-халькопирит-сфалсритовая руда. На границе
с обломком сланца (черное слева)—полоса, обогащенная халькопиритом (белое).
Березовское месторождение. Полированный штуф. X ' Va
образование полосчатой текстуры,
позднейшего обособления одного из
всего могло быть ориентированное
несомненно, происходит за счет
сульфидов. Причиной этого скорее
давление, вызвавшее миграцию
халькопирита.
Вполне вероятно, что неяснополосчатые текстуры руд, наблюдае-
мые в некоторых участках рудных залежей Белоусовского н других
месторождений, образовались благодаря указанному выше обособлению
подвижных сульфидов под действием интенсивного сжатия. В этом слу-
чае можно видеть неправильные, очень нечеткие контуры полос, обога-
щенных халькопиритом, на фоне халькопирит-пирит-сфалеритовой
Рис. 308. Смятый серицито-хпэритовый сланец
(черное) с линзочкой сплошной полосчатой
халькопирит-сфалерит-пиритовой руды (светлое);
заключенной в ядре складки. В нижней части
штуфа полоска сланца богатого сфалеритом (се-
рое). Белоусовское месторождение. Полирован-
ный штуф. Нат. вел.
массы. При детальном изу-
чении структур агрегатов,
слагающих такие руды, и
особенностей строения зе-
рен, устанавливается, что
сфалерит и халькопирит об-
разуют частью относительно
равномернозернистые сра-
стания, частью почти моно-
минеральные мелкозерни-
стые агрегаты, а .пирит срав-
нительно равномерно рас-
сеян в виде мелких и круп-
ных значительно корродиро-
ванных зерен. В некоторых
зернах пирита выявляются
реликты зонального строе-
ния, но очень многие зерна
незональны или имеют кор-
родированные незональные
каймы. В таких рудах ме-
стами содержится большое
количество нерудных минералов, главным образом серицита и кварца,
находящихся между выделениями сфалерита и представляющих
остатки от замещения вмещающих пород.
Образование нс резко выраженной полосчатости в сульфидных
агрегатах в связи с рассланцеванием и смятием подтверждается наблю-
дениями в участке основного рудного тела в Белоусове ком месторожде-
нии, где в смятых сланцах заключена несогласная со сланцеватостью
маленькая сульфидная линзочка (рис. 308). В сульфидном агрегате
этой линзочки наблюдается полосчатость в распределении халькопирита
и сфалерита параллельно ее контактам, секущим сланцеватость. При
этом весь пирит раздроблен, а отдельные более крупные зерна не только
раздавлены, но и залечены тем же пиритом (рис. 309), что выявляется
только после глубокого протравливания. В прилегающем участке
сланца с вкрапленниками пирита и большим количеством сфалерита
(в нижней части рис. 308) также отчетливо видны признаки деформа-
ции зерен пирита н течение сфалеритовых агрегатов, вместе со слюди-
стым агрегатом, огибающим зерна раздавленного пирита (рис. 310).
Некоторые зерна пирита имеют овальные формы вследствие истирания
граней. Видимо, окружающие их минералы сами испытывали интен-
сивное давление и, возможно, пластическое течение.
Явления раздробления пиритовых скоплений и «течения»
сфалерита наблюдаются н в полосчатых рудах месторождения
им. Ш Интернационала. В этом случае лннзовидно-полосчатые скопле-
ния раздавленного пирита, залеченного халькопиритом, заключены
в полосах сфалерита, представляющего, по-видимому, тонкорастертый
агрегат и потому почти не обнаруживающего зернистой структуры при
234
Рис 309. Участок сульфидной линзы, изображенной на рис. 308. Раз-
дробленное порфировидное зерно пирита, в котором только после
травления выявилась трещиноватость. Черное — халькопирит. Про-
травлено кони. HNO3+CaF2. X 78
Рис. 310. Участок штуфа, изображенного на рис. 308. Полоски сфалерита
(серое) с очень тонкозернистой гранобластической структурой чередуются
с полосами карбонатно-слюдистого агрегата (черное) н огибают раздав-
ленные овальные зерна пирита. Протравлено в парах царской водки. X 8С
травлении. Очень резкие границы полосок сфалерита в этом случае
аналогичны тем, которые были показаны на рис 299 и 300 в руде место-
рождения Акбастау и, возможно, обусловлены теми же причинами. Онн
мо1ут быть вызваны наиболее поздними динамическими воздействиями
на полосчатые руды-
Несомненно, что процесс формирования полосчатых, линзовидных
и плойчатых текстур очень длительный и сложный. Деформации ска-
лывания под действием направленного давления, проявившиеся на
пиритовых агрегатах, возможно, не только предшествуют отложению
сфалерита, но и сопутствуют ему В агрегате сфалерита в процессе его
отложения и кристаллизации, вероятно, происходит также обособление
и новообразование пирита. Последний нередко рассеян в массе такого
сфалерита в виде мелких зерен и наряду с халькопиритом образует
цепочки параллельно общей полосчатости
В тех месторождениях, где после процессов отложения сфалерита
происходит интенсивная перекристаллизация, а затем вновь наклады-
ваются еще более поздние деформации, текстурные рисунки расшифро-
вать однозначно невозможно. По-видимому, протекающие процессы тем
сложнее и многообразнее, чем подвижнее та юна, в которой формиру-
ются рудные залежи. Так, изучение строении руд месторождений
Прийртышскоц зоны смятия н, в частности, Белоусовского месторожде-
ния показывает, что отложение сульфидов происходило всле i за рас-
сланцеваннем пород, поскольку в руде часто заключены разноориенти-
рованные обломки сланцев, но до окончания формирования зоны
смятия. Здесь проявлены в рудах и катаклаз, и пластическое течение,
н перекристаллизация сульфидных агрегатов
Руды среднеуральских месторождений, залшающих в складчатой
области, испытавшей несколько Э1апов метаморфизма, также могли
подвергаться интенсивным деформациям неоднократно.
Остановимся на некоторых особенностях срастаний рудообразую-
щих минералов, характерных для метаморфизованных колчеданных руд.
В массивных и неяснополосчатых рудах обычны очень тесные сраста-
ния основных рудообразующнх сульфидов и нерудных минералов, если
они присутствуют в существенных количествах. Если руды пиритовые,
то халькопирит, сфалерит, кварц, а иногда галенит и блеклая руда
располагаются между сравнительно однообразными по величине изо-
метрическими зернами пирита (рис. 311), в различной степени корро-
дированными цементирующими их минералами.
В борннтсодержащих рудах некоторых месторождений зерна
Пирита среди окружающего их борнита оказываются часто значительно
крупнее, чем в халькопирит-пиритовых участках. Они обладают иногда
более резким идиоморфизмом, но чаще округленными н очень неров-
ными контурами (рнс. 312) вследствие коррозии.
В рудах, богатых сфалеритом и халькопиритом, при отсутствии
резко выраженного обособления этих минералов в полосах нередко
наблюдается очень тонкое срастание сфалерита с халькопиритом
(рис. 313) и более крупные округленные зерна пирита н обломки
сланца. Иногда наряду с отдельными зернами присутствуют овальные,
неправильные или удлиненные скопления пирита, возможно, представ-
ляющие обломки, как бы обтертые в массе окружающих минералов
при интенсивных деформациях (рис. 314). В некоторых участках, бога-
тых сфалеритом, наблюдаются относительно более крупнозернистые
структуры и срастание сфалерита с галенитом (рис. 315) Последний,
как правило, образует ксеноморфные или прожилковндные выделения
между сдвойннкованными зернами сфалерита.
В полосчатых рудах, где отдельные минералы в значительной мере
обособлены, встречаются самые различные сочетания двух или трех
236
Рис. 311. Зернистая структура халькопмрит-сфалерит-пиритовон руды.
Характерны изометрические очертания зерен пирита (белое) и весьма
неправильные — халькопирита, сфалерита и барита (темные). Место-
рождение Южное, Карабашская группа. Полированный шлиф
X 40
Рис. 312. Крупные зерна пирита (белое) среди борнита (темпо-серое)
заметно корродированы. Черное — пустоты. Гайское месторождение. X 40
Рис. 313. Топкое срастание халькопи-
рита (светло-серое) со сфалеритом (тем-
ное). Слева—овальное зерно пирита
с сильно округленными контурами
Черное—обломки сланца. Белоусовское
месторождение. Полированный шлиф.
Протравлено в парах аарской водки.
X 42
Рис. 314. Овальное скопление мелкозер-
нистого пирита (белое) в массе очень
тонкозернистого агрегата сфалерита
с халькопиритом (светло- и темно-се-
рое) с зернами барита (черное) и пи-
рита Белоусовское месторождение.
Полированный шлиф. X 42
Рис. 315. Среднезериистый агрегат сдвойниковаиных зерен сфалерита
с ксеноморфными выделениями галенита (белое) между зерен. Еди-
ничные белые мелкие рельефные зерна —пирит. Месторождение
им. III Интернационала. Полированный шлиф. X 130
сульфидов с нерудными. В некоторых полосчатых рудах отдельные
полосы различаются по величине зерен слагающих их сульфидов, нахо-
дящихся в тесном сраста-
нии. Причины появления
подобных структур не ясны,
) не исключено, что они
обусловлены и первичной
метасоматической полосча-
тостью, и метаморфической
дифференциации ей-
Характерно, что в по-
лосах сфалеритового соста-
ва с мелкозернистым агре-
гатом сдвой ников а иных зе-
р?н халькопирит обычно
располагается между зер-
нами сфалерита, при этом,
как правило, полностью от-
" тствует эмульсия халько-
пирита в сфалерите. Иногда
в полосах сфалерита халь-
I ширит обособляется либо
{почками, либо в виде тон-
•-чх прожилковидных выде-
лений (рнс. 316). Сравни-
, •льно редки в полосчатых
дах участки относительно
более крупнозернистого сфа-
теритового агрегата с эмуль-
иевидным халькопиритом.
Возможно, что это реликты
первичных обособлений сф а-
еритал не подвергшиеся пе-
-*кристаллизации. Не ис-
r тючено, что эмульсиевид-
ые частицы халькопирита—
( лее поздние продукты
•'эспада, обособившиеся в
вязи с метаморфизмом. Не
вполне ясно, каким образом
в таком сфалерите появля-
ются несомненные новооб-
разования мельчайших
идиоморфных зерен пирита
виде цепочек вдоль двой-
иковых швов (рис. 317).
Для многих полосчатых
д. в особенности место-
ождения им* III Пптерна-
ионала, характерно появ-
ление в полосах сфалерита
очень мелких идиоморфных
ерен пирита (см. «Текстуры
и структуры руд», т. 1, рис.
291). Такой пылевидный пи-
рит может быть также яв-
Рис. 316. Прожилковидные выделения халькопи*
рита (белое) среди мелкозернистого сфалерита
(темное) расположены вдоль тонких трещш10К
параллельно полосчатости. Месторождение
им. П1 Интернационала. Протравлено в па[>зх
царской водки. Полированный шлиф. X 90
РиС. 317. Новообразование мелких идиоморфных
зернышек пирита вдоль трещины и двойниковог°
шва в крупном зерне сфалерита с густой эму.Ль'
сией халькопирита. Сфалерит протравлен в па-
рах царской водки. Месторождение им. III Ин-
тернационала. Полированный шлиф. Х365
ляется более поздним и относится к метаморфическим новообразова-
ниям. Располагается он обычно полосками или цепочками.
239
В гнейсовидно-полосчатых сфалерит-пиритовых рудах (рис. 318)
в полосах сфалерита с очень тонкозернистыми гранобластическими
Рис. 318. Гн ейсовн дно-полосчатая сфалерит-пи-
ритовая руда. Полосы почти чистого сфалерита
(темное) чередуются с полосами пирита (свет-
лое) с подчиненным сфалеритом. В правой ча-
сти — широкая полоса пирита с неясными ре-
ликтами брекчиевидного и колломорфного строе-
ния. Месторождение им. II1 Интернационала.
Полированный штуф. Нат. вел.
разрозненных зерен, а халь-
копирит в виде мелкозернистого агрегата), а в других, в особенности
если в полосах преобладает пирит, они характеризуются наличием раз-
дробленного или мелкозер-
нистого агрегата пирита,
сцементированного халько-
пиритом (см. рис. 308). При
этом халькопирит то запол-
няет тонкие трещинки без
замещения, то цементация
пирита сопровождается
весьма существенной кор-
розией и замещением.
Для полосчатых руд
обычно характерны более
крупные раздробленные зер-
на пирита и очень тонкозер-
нистые структуры агрегатов
сфалерита и халькопирита.
Нередко обращает на себя
внимание значительная кор-
роднрованность и сглажен-
ность контуров раздроблен-
ных зерен пирита среди
халькопирита и угловатые
или идиоморфные очерта-
ния обломков зерен пирита
в сфалеритовой массе
В очень богатых халькопиритом рудах можно встретить полосы
почти чистого халькопирита, в которых развиты мелкозернистые гра-
нобластические структуры, иногда с несколько удлиненными зернами
240
структурами агрегата иног-
да появляются своеобразные
порфиробласты сфалерита;
они как бы «обтекаются» и
замещаются тонкозерни-
стым агрегатом. Форма их
то правильная овальная, то
чечевицеобразная (рис. 319)
как будто скрученная;
иногда это крупные срост-
ки сдвойиикованных зерен,
представляющие, возможно,
реликты первичных более
крупнозернистых агрегатов,
подвергшихся перекристал-
лизации или грануляции.
В полосах, сложенных
пиритом н халькопиритом,
срастания этих сульфидов
также разнообразны. В од-
них случаях зти срастания
аналогичны тем, которые
типичны для сфалерит-пири-
товых полос (пирит в виде
Рис. 319. Участок сфалеритовой полосы шт уф
изображенного па рис. 318. Крупное вытянутее
в направлении полосчатости немчого скручеипвв
линзовидное зерно сфалерита (светлое) окру
жено тонкозернистым гр апобл логическим агре-
гатом. Месторождение им. 1П Интернацпонала.
Полировэнный шлпф. Протравлено в парах цар-
ской водки. X 46
i рис. 320). Эти структуры очень напоминают кристаллобластические
структуры в гнейсах и мраморах.
В рудах, содержащих значительное количество борнита и халько-
пирита, выделения этих сульфидов имеют обычно настолько неправиль-
ном; очертания, что по форме срастаний трудно установить их возрасТ-
ые отношения. Весьма характерно, что в участках борнит-халькопириТ-
иритовсго состава обычно не обнаруживается резко выраженной
ьолосчатости и не встречаются руды, в которых борнит и халькопирит
1 ыли бы резко обособлены в полосах.
В некоторых месторождениях устанавливаются борнитсодержащие
< иритовые руды со структурами распада халькопирита—борнита. Как
Рис. 320. Граиобзастическая структура агрегата халькопирита в гней-
сови.чно-полосчатой рх'де. Месторождение Бслоусовское. Полированный
шлиф. Протравлено. v 50
показали работы В. П. Лшинова (1950) и А. А. Филимоновой (1949),
в медноколчеданном месторождении Кабан на Среднем Урале уча-
стки этих руд обладают гнейсовидными и сланцеватыми текстурами.
Появление структур’ распада обусловлено, по-видимому, местным повы-
шением температуры при динамическом метаморфизме. Отличитель-
ной особенностью этил структур является чрезвычайное многообразие
и непостоянство количественных соотношений халькопирита и бор-
нита.
Петельчатые, пластинчатые, а иногда решетчатые структуры рас-
пада с преобладанием борнита имеют более широкое развитие и часто
приурочены к участкам дробления пирита (рис. 321). Структуры рас-
пада с преобладанием халькопирита обнаруживаются сравнительно
редко в виде очень мелких участков с очень своеобразным срастанием
разноориентированных групп параллельных пластинок халькопирита
с борнитом (см «Текстуры и структуры руд», т. 1, рис. 252).
При изучении особенностей структур агрегатов и морфологии и
внутреннего строения зерен пирита в рудах различных колчеданные
месторождений установлено, что общей чертой большинства колчедан-
ных руд является наличие агрегатов относительно правильных изомет-
рнчных зерен с зональным строением или рассеянных в массе других
241
сульфидов отдельных зерен с идиоморфными или округленными очерт
ниями и с разной степенью сохранности зонального строении
(см. рис. 271, 279, 282). Характерна раздробленность или сильная тре-
щиноватость агрегатов и зерен пирита. В одних случаях эта раздроблен-
ность отчетлива и подчеркивается цементацией и залечиванием третий
кварцем и сульфидами, в других — трещины остаются незаполненными
(см рис. 294, 310), в третьих -трещины выявляются только при глубо-
ком протравливании (см. рис. 309).
Большое разнообразие форм зерен пирита, различная степень идио
морфизма и корродированности зерен и разная степень сохранности
зонального строения указывают на существование в рудах большинства
Рис. 321. Борнит (серое) с петельчатой структурой распада халько-
пирита располагается между раздробленными зернами пирита (белое
рельефное) п по трешникам в них. Месторождение Кабан (Урал)
Полированный шлиф По А. А. Филимоновой. 150
месторождений нескольких генераций пирита. Вероятно, различные мор-
фологические разновидности пирита относятся в ряде случаев ие только к
разным стадиям, но и к разным этапам минерализации. Однако ио одним
внешним признакам особенностям морфологии и внутреннего строе-
ния— не всегда можно отличить разновозрастные генерации. Необхо-
димы дополнительные признаки, которые могут быть получены, в част-
ности, при исследовании химического состава, при выявлении характер-
ных элементов-примесей и при изучении изотопного состава серы
в сульфидах различных генераций.
По-разному проявляется дробление пирита в сплошных пиритовых,
полосчатых, богатых сфалеритом и халькопиритом, и вкрапленных
рудах. Уже отмечалось, что в сплошных пиритовых рудах иногда встре-
чаются брекчиевые текстуры и очень часто проявлена сильная трещино-
ватость или локальная раздробленность. При этом зональное строение
сохраняется и нередко очень отчетливо выражено (см рис. 283).
В некоторых случаях в таких рудах выявляются реликты колломорфной
зональности или почковидного строения агрегатов пирита (месторожде-
ние им. 111 Интернационала), в других — такие реликты либо отсутст-
вуют (месторождение Бслрусовское), либо очень редки (месторождения
Дегтярское, Карабашские).
242
В рудах некоторых месторождений описываемой группы реликты
колломорфных микротекстур нередки. Однако в отличие от руд неме-
1аморфи юванных, где колломорфные текстуры проявлены макроскопи-
чески, а тонкие метаколлоидные срастания и скрытокристаллические
структуры развиты повсеместно, здесь колломорфные образования
обнаруживаются только микроскопически очень локально и только
в пиритовых агрегатах. Такие реликты могут встречаться как среди
массивных пиритовых руд, так и в пиритовых скоплениях среди полос-
чатых руд. Неравномерность перекристаллизации разнородных сульфид-
ных агрегатов и дробления и истирания пирита обусловливают локаль-
ное проявление реликтовых первичных' структур и микротекстур.
Очевидно, не случайно наибольшее развитие колломорфных образова-
ний в наименее метаморфизованных рудах, и наоборот. Некоторые
исследователи полагают, что в полосчатых рудах метаморфического
происхождения не должны сохраняться реликты колломорфных образо-
ваний. Это не совсем верно. Поскольку в полосчатых рудах имеются
отдельные полосы и крупные обломки нераздробленного и неперекрн-
сталлизованного зернистого пирита, то в полосах мягких сульфидов
вполне могут сохраниться колломорфные скопления пирита. Харак-
терна, однако, друтая закономерность — среди полосчатых руд метамор-
физованных месторождений никогда ие обнаруживаются почковидные
концентрически-зональные образования и дисперсные смеси мягких
сульфидов (сфалерита, халькопирита).
Некоторые исследователи утверждают (Вахромеев, 1959), что
наличие или отсутствие колломорфных текстур является лишь следст-
вием глубины формирования месторождения. Не исключено, что этот
фактор мог иметь некоторое значение, так как действительно не все
месторождения должны были формироваться первоначально в одинако-
вых условиях. Однако это не исключает зависимости распространения
реликтов колломорфных образований от интенсивности позднейших
метаморфических преобразований.
Данные автора по изучению текстур и структур руд позволили
предположить, что в большинстве колчеданных месторождений Урала
и, возможно, Алтая существовало два основных этапа гидротермального
метасоматического рудообразоваиия. В первый этап отлагалась боль-
шая часть пирита, а во второй — большая часть сфалерита и, возможно,
значительная часть халькопирита и других сульфидов. Интенсивный
метаморфизм, прообразовавший строение пиритовых масс, испытали
руды после первого этапа Однако и после второго этапа деформации
руд были весьма существенными и приводили к изменению строения.
Высказанное положение не является совершенно новым для колче-
данных месторождений. В различных вариантах вопрос этот обсуж-
дался многократно и многими авторами (в особенности для отдельных
месторождений Урала). На основании наличия полосчатости в рудах
и обособления в отдельных телах различных по составу руд выделя-
лось несколько «фаз» (Захаров, 1927; Юшко, 1938 и др.), а позже —
стадий и даже этапов (Лазаренко, 1953; Ракчеев, 1956) рудообразова-
ния или минерализации.
Вышеизложенные особенности строения руд колчеданных место-
рождений, залегающих среди интенсивно метаморфизованных пород,
превращенных в сланцы, не исчерпывают всего многообразия их струк-
тур и текстур.
Большая часть приведенных примеров текстур и структур относится
к рудам уральских и алтайских месторождений, но очень многие осо-
бенности при детальных исследованиях устанавливаются (безусловно
с некоторыми вариациями) и в других месторождениях данного типа,
в частности, колчеданных рудах Центрального Казахстана (Майкаии),
Северного Кавказа (Урупское, Худесское) и многих других
243
Изучение полосчатых, плоичатых и сланцеватых руд в штуфах и
шлифах с протравливанием агрегатов и зерен основных сульфидов
достаточно убедительно показывает, что эти руды обладают многими
специфическими чертами, совершенно нехарактерными для руд неме-
таморфизованных. Не только раздробление пиритовых масс, но и их
разлинзование, рассланцевание, перегруппировка и частичное переотло-
жение пирига (каймы и новообразования в виде мелких идиоморфных
зерен), образование гранобластических и ориентированных структур
сфалерита и халькопирита, частичная перегруппировка их с обособле-
нием в полосах и разделением тонких смесей этих минералов на само-
стоятельные выделения при перекристаллизации, отложение в теня
давления около раздавленных или частично утративших первичное
внутреннее строение зерен пирита и многие другие детали строения
свидетельствуют без сомнения о дннамометаморфических воздействиях
в форме интенсивного сжатия, которое могло возникнуть в результат
регионального или локального динамометаморфизма в процессе форми-
рования зон смятия под воздействием направленного давления
(стресса).
Таким образом, текстуры и структуры показывают, что колчедан-
ные руды описанной группы так же, как и вмещающие их породы, под-
вергались преобразованиям, характерным для эпизоды, или зоны фор-
мирования зеленых сланцев (кварц-альбнт-мусковит-хлоритовой фа-
ции), когда направленное давление преобладало над всесторонним
сжатием и в породах развивались ориентированные текстуры и струк-
туры.
К сожалению, автор не располагает достаточным материалом для
характеристики строения руд, подвергшихся более глубокому метамор-
физму В этом случае, по-видимому, первичные текстуры и структуры
руд подвергаются еще более сильным преобразованиям и перекристал-
лизация сульфидных агрегатов может произойти настолько полно, что
все переходные (промежуточные) стадии исчезнут и нельзя отличить
первичные структуры и текстуры от вновь образованных Появление
массивных однородных текстур и сравнительно крупнозернистых струк-
тур агрегатов сульфидов и отсутствие при этом отчетливой полосчатости
.и сланцеватости в рудах, как, например, в рудах Карелии (Глебова,
'1947; Бо1 данов, 1957) могут быть вызваны более полной нерекри-
-сталлизацией в условиях более глубоких зон регионального метамор-
физма.
Если рассматривать отдельные детали строения обособленно, то не
-всегда можно найти критерии для отличия некоторых метаморфических
•структур и текстур от унаследованных при метасоматозе. Руды многих
месторождений испытали воздействие факторов регионального мета-
морфизма. Однако история формирования руд часто была настолько
сложной и длительной, что во многих случаях невозможно указать
определенно: какие именно признаки следует относить за счет первич-
ных метасоматических процессов, какие за счет проявления региональ-
ного метаморфизма, разделявшего различные этапы рудоотложения,
и какие за счет динамометаморфизма, проявившегося после сформиро-
вания руд.
Структурно-текстурные особенности руд различных колчеданных
месторождений Урала послужили одним из основных критериев при
выявлении степени метаморфизованности руд других месторождений.
Именно на Урале исключительно четко проявилось постепенное изме-
нение текстур и структур руд наряду с постепенным усилением степени
метаморфизма вмещающих пород, в особенности степени рассланцева-
ния и смятия.
Данные, полученные при изучении руд Урала, помогли обнаружить
и в других районах развития колчеданного оруденения те различия
244
б рудах, которые обусловлены разной интенсивностью проявления мета-
морфизма. Выше было отмечено, что в ряде случаев отчетливо просле-
живается закономерная связь степени рассланцевания, разлинзования
и раздробления или перекристаллизованиости сульфидных агрегатов со
степенью рассланцованности вмещающих пород и той температурной
ступенью метаморфизма, которая определяется по минеральным ассо-
циациям во вмещающих руду измененных породах.
Правда, до сих пор не удается выработать структурно-текстурные
критерии для распознавания динамометаморфических воздействий,
вызванных региональным метаморфизмом или локальным, поскольку
в обоих случаях направленное давление является основным фактором.
Не всегда с полной уверенностью можно различать метаморфические
текстуры, образовавшиеся при наложении интенсивного динамомета-
морфизма в промежутках между отложением разновозрастных мине-
ральных агрегатов, т. е. между стадиями или этапами рудообразования
и после полного сформирования руд
В заключение отметим, что описанные автором структурно-текстур-
ные особенности метаморфизованных колчеданных руд некоторыми
исследователями объясняются по-иному. В частности, С. А. Вахромеев
(1948, 1959) для руд Урала, М. С. Безсмертная (1957) и другие для
руд Алтая находят возможным доказывать, что почти все основные
текстурные особенности или унаследованы при метасоматозе от вме-
щающих пород, или же являются следствием кристаллизации руд
на различных глубинах, или связаны с воздействием растворов поздних
стадий минерализации на более ранние.
Большинство исследователей Рудного Алтая и, в частности, При-
нртышской зоны смятия, склонны считать процесс формирования кол-
чеданно-полиметаллических залежей многостадийным, но связанным
с одним этапом послом а гм этической гидротермальной деятельности.
Во всех случаях указывается на более молодой возраст оруденения, чем
регионального метаморфизма и зон смятия. В соответствии с этим и
ьсе структурно-текстурные особенности руд объясняются лишь процес-
сами метасоматоза и очень небольшая роль в их формировании
отводится динамическим воздействиям, зафиксированным в строе-
нии руд.
Исследованиями, проводившимися в некоторых районах Среднего
Урала, установлено проявление нескольких этапов оруденения и мета-
морфизма (Ракчеев, 1956). Более ранний этап метаморфизма предше-
ствует или сопутствует собственно колчеданному оруденению, а более
поздний накладывается на него. С третьим этапом связывается мета-
морфизм, вызванный деятельностью гранитной магмы и к этому
периоду относится барит-медно-цинковое оруденение, накладывающееся
на собственно колчеданное. Указанные соотношения оруденения и
метаморфизма, выявленные на Среднем Урале, вполне согласуются
с данными автора о специфических структурно-текстурных особенно-
с1ях метаморфизованных колчеданных руд
Два этапа оруденения установлены и Л. II. Яковлевым (1956) для
колчеданных месторождений Центрального Казахстана. Е. К Лаза-
ренко (1953) были высказаны соображения по поводу возможности
осадочного генезиса более раннего серноколчеданною оруденения и
гидротермальною юпезиса более поздних медно-цинковых руд в неко-
торых месторождениях Среднего Урала.
Необходимо также указать, что, помимо приведенных выше проти-
воречий в вопросе о роли метаморфизма в формировании облика кол-
чеданных руд, существуют различные гипотезы в ci ношении первичного
происхождения руд колчеданных залежей. Наряду с гипотезой первич-
ною гидротермального происхождения, которой придерживается подав-
ляющее большинство исследователей, высказаны были предположения
245
об эффузивно-осадочном генезисе колчеданных руд (Белькова и др.,
1954; Смирнов и Гончарова, 1960; Скрипчепко, I960).
Для руд MHoiHx зарубежных колчеданных месторождений (Норве-
гии, ГДР, ФРГ, Австралии, Испании), по своему геологическому поло-
жению несколько отличающихся от руд Алтая и Урала, а по составу
и строению руд очень близких к ним, существует также гипотеза об
эксгаляционно-осадочном генезисе (Oftcdahl, 1958; Ramdohr, 1953а.
Williams, 1962).
Имеются некоторые основания и для высказанного В. И. Смирно-
вым (i960) предположения о том, что, несмотря на принад нежность
колчеданных месторождений к единой колчеданной формации, среди
г.их имеются три генетические группы: эксгаляциоино-осадочная, суб
вулканическая эксгаляционно-гидротермальная и плутоническая гидро-
термальная Подобное деление на группы ранее было предложено
Г. Ф. Червяковским (1959) для месторождений Урала. Очень близки
к указанной группировке типы колчеданных месторождений, выделен-
ные Г А. Твалчрелидзе (1962) на основании обобщения материалов
по месторождениям Кавказа. Вопрос этот дискуссионный. Можно лишь
отметить, что ие все геологические факты, так же как и ряд особенно-
стей текстур и структур, могут быть истолкованы однозначно и поэтому
проблема генезиса колчеданных месторождений в целом продолжает
оставаться нерешенной. Ясность в этот сложный вопрос помогут вне-
сти дальнейшие исследования.
Приведенная выше характеристика структурно-текстурных особен-
ностей колчеданных руд с несомненностью свидетельствует лишь о пре-
обладающей роли в рудах одних месторождений первичных текстур
и структур, а в других — метаморфических.
Борн ит-хал ькозиновые руды в песчаниках (медиегые песчаники)
Месторождения медных руд типа медистых песчаников представ-
ляют собой одну из весьма интересных в генетическом отношении групп
медных месторождений, имеющих значительное распространение на тер-
ритории Советского Союза и ряда других стран. Месторождения этого
чипа в СССР представляют Джезказганское (Казахстан) и Удекан-
ское (Забайкалье), а за рубежом — месторождения Северной Родезии
и Катанги в Конго.
Генезис месторождений этого тина продолжает оставаться спор-
ным, несмотря на очень детальные исследования, проводившиеся на
отдельных месторождениях, и многократное обсуждение этого вопроса
в советской и зарубежной литературе.
Следует, однако, отметить, что одна часть довольно многочислен-
ных проявлений медного оруденения в песчаниках различными исследо-
вателями относится к осадочным образованиям, а другая к образова-
ниям спорного генезиса. К последним принадлежат все наиболее круп-
ные месторождения, являющиеся промышленными объектами. Учитывая
противоречивость многих геологических фактов и спорность многих
положений как гидротермальной, так и осадочной гипотезы, мы поме
щаем описание руд данного типа совместно с эндогенными гидротер-
мальными условно.
Остановимся на главнейших чертах геологической обстановки
месторождений.
Для всех месторождений, как считают В. С. Домарев (1956в),
В. М Попов (1956) и другие, характерны: приуроченность орудеиения
к песчано-сланцевым толщам красноцветных (пестроцветных конгинен-
чальных) формаций (различного геологического возраста в разных
регионах), линзо- или пластообразная форма рудных тел и отсутствие
246
ясной генетической связи оруденения с какими-либо интрузивными
породами-
11о минеральному составу руды медистых песчаников также одно-
типны. Основными рудными минералами во всех месторождениях явля-
ются борнит, халькозин, в меньшей мере халькопирит; в очень незна-
чительных количествах присутствуют другие сульфиды. Весьма харак-
терно, что во всех месторождениях преобладают полосчатые
вкрапленные руды, полосчатость обусловлена слоне гой текстурой
вмещающих пород и весьма различной густотой вкрапленности. Суль-
фиды во вмещающем их песчанике вне зависимости от степени его
эпигенетического или метаморфического изменения всегда располага
ются в цементе обломочных кварцевых и полевошпатовых зерен.
В незначительной степени обычно проявляется некоторая коррозия л
замещение отдельных обломочных зерен породообразующих минералов
сульфидами меди
Джезказганское месторождение, по данным К- И. Сатпаева
1935, 1962), Р. Ш. Сейфуллина (1957) и Л. Ф. Наркелюна (1962), при-
урочено к комплексу' осадочных пород, объединенных под названием
джезказганской свиты. Возраст этой свиты определяется условно как
средний и верхний карбон. В составе свиты принимают участие красно-
яветные породы (алевролиты, аргиллиты и мелкозернистые песчаники)
и сероцветные породы (песчаники и конгломераты).
В структурном отношении Джезказганское рудное поле представ-
ляет собой крупную мульду, в осевых частях которой возникли анти-
клинальные складки (купола) и депрессии второго порядка. Установ-
лены небольшие надвиговые нарушения и флексурообразные перегибы.
Некоторые исследователи считают, что структура рудного поля
-.формировалась до рудоотложения, и усматривают наличие структур-
ного контроля в локализации оруденения (Сатпаев, 1962; Сейфуллин,
1957 и др.). Другие утверждают (Попов, 1956), что варисские депрес-
сии 'являлись в среднем и верхнем палеозое областями накоптения
красноцветных меденосных толщ и месторождения, как правило, рас-
полагаются в периферической части этих депрессий и так называемых
наложенных мульд, а заложение и формирование основных складчатых
структур имело место до накопления осадков джезказганской свиты и
продолжалось в процессе ее формирования. Рудные залежи участво-
вали во всех сложных дислокациях и вся пликативная и дизъюнктивная
тектоника имеет пострудиый характер.
Разрез пород джезказганской свиты — типичный пример ритмич-
ного осадконакопления Литологическое изучение джезказганской
свиты показало, что она формировалась в условиях постепенного пере
хода прибрежно-морских отложений в лагунно-континентальные. Рудо-
кмещаклцими обычно являются серые песчаники, частично конгломе-
раты В состав песчаников входят обломки кремнистых пород, кварца,
полевого шпата. Цемент в них карбонатный, глинистый, реже серицит-
хлоритовый. Иногда в цементе присутствует барит. В пластах серых
рудоносных песчаников встречаются растительные остатки и установ-
лено повышенное содержание органического углерода. Как отмечает
Л. Ф. Наркелюн (1962), в серых песчаниках широко проявлена косая
слоистость, которая нередко хорошо выделяется, несмотря на густую
вкрапленность сульфидов, в ряде случаев подчеркивающих эту слои-
стость. Обычна также горизонтальная слоистость, она обусловлена
в основном сменой гранулометрического состава пород и усиливается
вкрапленностью сульфидов.
Морфология рудных тел в основном определяется формой пластов
серых песчаников. Однако, как указывает Л. Ф. Наркелюн, имеются
Рудные залежи нескольких морфологических типов: близкие к изомет-
ричным (в плане пластообразные), резко вытянутые в одном направле-
247
иии — ленточные и линзовидные; отмечаются также крутопадающие
рудные тела, приуроченные к тектоническим нарушениям, — типа
флексур.
Всеми исследователями (Чухров, 1940; Сатпаева, 1958; Попов,
1956 и др), изучавшими руды Джезказганского месторождения, выде-
ляются два типа руд по особенностям распределения рудных минера-
лов— вкрапленные и жильные. Первые имеют промышленное значение
и являются основными, а вторые представляют минералогический
интерес.
Минеральный состав главной массы вкрапленных руд (Сатпаева,
1957, 1958; Наркелюн, 1962) определяется в нерудной части составом
породообразующих минералов песчаников (кварц, полевой шпат,
в небольшом количестве серицит и Др-), а в рудной- -сульфидами
(халькозин, борнит, халькопирит и в значительной мере 1алсниг).
Резко подчиненное развитие имеют пирит, бетехтинит, арсенопирит, блек-
лая руда и ряд более редких минералов (домейкит, альгодонит, дискра-
зит, серебро). Весьма характерно отсутствие сопровождающих суль-
фиды нерудных (жильных) минералов.
В составе жильных образований, выполняющих внутриплас говые
трещины, обычно преобладают нерудные (жильные) минералы — кварц,
кальцит, реже барит, целестин, гипс. Из рудных минералов чаще всего
присутствуют те же сульфиды, что и во вкрапленных рудах, ио
в хорошо образованных кристаллах в виде щеток, друз или корок
на стенках трещин. Особенно интересно наличие агрегатов тонких приз-
матических кристаллов бетехтииита. Это вторая находка бетехтинита
после открытия его впервые в сходных жильных образованиях в рудах
медистых сланцев Мансфельда.
Следует отметить, что сторонники гидротермального генезиса руд
считают жильные образования проявлением более поздней (второй)
стадии минерализации, а сторонники осадочного генезиса относят
их к секрециоппым или диагенетическим или метаморфическим обра-
зованиям.
Особенности минерального состава руд Джезказганского месторож-
дения детально описаны Т. А. Сатпаевой (1958, 1961). Подробно харак-
теризуя все рудные минералы и их срастания, она очень коротко отме-
чает основные текстурные особенности главной массы вкрапленных руд,
выделяя вкрапленные и полосчатые текстуры.
Среди полосчатых текстур Т. А. Сатпаева выделяет две основные
разновидности. Одна обусловлена чередованием оруденелых и безруд-
ных прослоев породы, а другая — чередованием полос, обогащенных
тем или иным рудным минералом (в основном халькопиритом, борнитом
или галенитом).
Более подробно текстурные особенности джезказганских руд оха-
рактеризованы В. М. Поповым (1955, 1959) и Л. Ф. Наркелюном (1962).
Эти исследователи выделяют многочисленные разновидности слоистых
и полосчатых текстур, однако в противоположность Т. А. Сатпаевой
относят эти текстуры не к метасоматическим гидротермальным, а к ре-
ликтовым слоистым текстурам, образование которых сингенетичио
с вмещающими породами. При этом Л. Ф. Наркелюн указывает, что
полосчатые текстуры развиты в основном в среднезернистых серых пес-
чаниках, а слоистые — в более тонкозернистых слоистых песчаниках и
алевролитах.
Судя по имеющимся данным, для главной массы руд Джезказ-
ганского месторождения характерны вкрапленные руды, в которых
полосчатая текстура проявлена не очень резко и обусловлена преиму-
щественно чередованием неправильных полос, обогащенных одним или
двумя сульфидами. Чаще всего, по-видимому, имеет место чередование
полос борнитового и халькозин-борнитового или халькозинового состава,
248
реже борнитового и халькопирит-борнитового или халькопиритового,
состава.
Вкрапленность сульфидов, в основном борнита, распределена срав.
нительно равномерно в массе песчаника (рис. 322). Макроскопически
полосчатость видна очень слабо. Под микроскопом наблюдаются
полосы, где борнит уступает место халькозину. В описываемом штуфе
виден также обломок зеленовато-серой породы (аргиллита), который
почти не содержит оруденения. Лишь микроскопически в нем обнару-
живаются единичные очень мелкие зерна халькозина.
Достаточно широкое распространение в месторождении имеют
руды с относительно тоикополосчатой текстурой, обусловленной чере-
дованием прослоев песчаника разного гранулометрического состава с
Рис. 322. Нсяснополосчатая руда. Правая часть штуфа — песчаник
с равномерной густой вкрапленностью сульфидов (светлое). Левая
часть -обломок аргиллита с тонкой слоистостью. Джезказганское
месторождение. Полированный штуф. Нат. вел.
отдельными слоями с различной густотой вкрапленности сульфидов.
В таких рудах нередки отдельные прослои, почти нацело состоящие Из
На рис. 323 полосчатая почти сплошная руда представляет собой
очень густую вкрапленность борнита и халькопирита в песчанику.
Очертания полос очень неправильные и носят характер струйчатости,
отдельные полосы с преобладанием борнита переходят как бы в линзц.
видиые участки, которые сопровождаются полосами с преобладанием
халькопирита. Иногда руды с полосчатыми текстурами представлен^
серией чередующихся более прямолинейных и выдержанных по мощно-
сти полос борнитовой и халькопиритовой вкрапленности (рис. 324).
Весьма характерно наличие участков почти сплошных руд с очень
густой вкрапленностью борнита и халькопирита, в которых хорошо
заметна тонкая косая слоистость, образующая несколько ритмов. Инте-
ресно, что слоистость обусловлена не столько распределением суль-
фидов, сколько различием гранулометрического состава отдельных
тонких слойков песчаника. Распределение борнита и халькопирита
в целом пятнистое. В полированном Штуфе хорошо заметны более тем-
ные участки, отвечающие густой вкрапленности борнита, и более све'г-
лые, в которых преобладает густая вкрапленность халькопирита. Вместе
с тем в отдельных участках различается обогащение борнитом ил и
халькопиритом отдельных тонких слойков, что обусловливает чередо-
вание темных и светлых полос. Создается впечатление, что на основной
борнитовый фон накладывается халькопирит, как бы замещающий
борнит.
Наряду с полосчатыми выделяются прожилково-полосчатые тек-
стуры (по Л. Ф. Наркелюну слоисто-прожилковые). На фоне густой
вкрапленности халькозина в песчанике с едва заметной тонкой слоч-
249
Рис. 323. Полосчатая текстура богатой вкрапленной, почта сплошной
халькопирит-бор нитовой руды в песчанике. Халькопирит (светлое)
образует неправильные, струйчатые обособления на фоне борнитовой
массы (темное). Джезказганское месторождение. Полированный штуф.
Нат. вел.
Рис. 324. Прямолинейнополосчатая текстура богатой борнит-халькодиритовоп руды
в песчанике. Светлое — полосы, обогащенные халькопиритом, темное полосы,
обогащенные борнитом. Джезказганское месторождение По Л. Ф. Наркетюну. По-
лированный штуф. Нат вел.
стостью, резко выступают тонкие прожилковидные (местами секущие)
полоски почти чистого халькозина (рис. 325). Аналогичные текстуры
встречаются в участках залежей, обогащенных галенитом. В этом слу-
чае тонкие волнистые
жилки почти чистого га-
ленита, повторяющие тон-
кую слоистость породы,
резко обособлены иа фо-
не густой вкрапленности
борнита.
В участках место-
рождения, где развиты
алевролиты и аргиллиты,
имеются оруденелые по-
роды с тонкололосчатой
(или тонкослоистой) тек-
стурой. Как указывает
К II. Сатпаев (1962), та-
кие участки, как правило,
в целом относятся к не-
промышленным. Однако,
по мнению В. М. Попова
(1959), отдельные про-
слои серых или красно-
вато-серых алевролитов
содержат весьма сущест-
венное количество суть-
фидов. в основном халь-
козина и борнита. В этом
Рис. 325. Прожилково-полссчатая текстура. Про-
жилки халькозина (белое) средч песчаника (тем-
ное) с равномерной вкрапленностью халькозина.
Полированный штуф. По Л Ф Наркелюну. Нат. вел
случае густая вкраплен-
ность сульфидов приурочивается к отдельным тонким прослойкам
(рис 326). Характерно, что такая горизонтальная и прямолинейная
Рис. 326. Тонкополосчатая или реликтовая тонкослоистая тек-
стура вкрапленной руды в алевролитах. Темные тонкие прослои
содержат вкрапленность борнита и халькозина. Джезказганское
месторождение. По В. М. Попову. Полированный штуф. Снято
в косом свете. Нат. вел.
слоистость с оруденением прослеживается на весьма значительном
протяжении. Как правило, тончайшие и более мощные слойки, бога-
тые халькозином или борнитом, сопровождаются обесцвечиванием
251
красновато-серых алевролитов, которые становятся зеленовато серыми.
Мощность -отдельных полосок (слойков) колеблется от 0,1 до 1,0 мм.
Горизонтальнослоистые текстуры нередко сменяются косослоистыми
и линзовнднослоистыми, когда на светлом фоне породы выделяются
отдельные темные полоски и линзочки — песчаника или алевролита
с очень густой вкрапленностью борнита и халькозина
Очень интересны описанные В. М Поповым (1959) брекчии в ору-
денелых участках алевролитов с прослоями аргиллитов. Такие участки
прослеживаются на небольшом расстоянии среди обычных тонкослои-
стых оруденелых пород и представляют собой прослой алевролита
с очень густой вкрапленностью борнита и халькопирита, в котором
заключены разноориентироваипые обломки аргиллита, содержащего
рудную вкрапленность Характерно, что эти обломки остроугольные и
не подвергаются каким-либо изменениям, а густота вкрапленности в них
не зависит от границ обломка н строго приурочена к тонкой слоисто-
сти В М Попов относит эти брекчии к диагенетическим межпласто-
вым, содержащим сингенетическое оруденение
Так как на месторождении оруденение содержится также и в меж-
формационных конгломератах, наблюдаются текстуры, обусловленные
развитием сульфидов в цементе окатанных обломков различных пород
При этом борнит и халькозин не только замещают цемент, но прони-
кают по трещинкам в обломки, практически не замещая их
Текстуры руд, характерные для жнл, которые образовались в ре-
зультате выполнения полостей, трещин отслоения и межпластовых или
секущих нарушений, детально не изучались Отметим лишь, что боль-
шей частью выполнение пустот и трещин сопровождается образованием
друзовых текстур. Во многих случаях эти образования имеют форму
маломощных послойных прожилков, но часты и линзовидные формы,
сопровождающиеся появлением крустнфикациопиых текст}р Крупные
кристаллы сульфидов отла1аются на стенках трещин или в пустотах,
часто совместно с жильными минералами или образуют включения
в массе жильного минерала. По минеральному составу жильные обра
°ования существенно не отличаются от включающих нх вкрапленных
руд в песчаниках, лишь некоторые минералы жил, такие, как самород
ное серебро, блеклая руда, гипс, целестин, пока не были обнаружены
во вкрапленных рудах.
На рис. 327 показан согласный со слоистостью прожилок кварца
с борнитом. В левой части снимка видна граница прожилка с песчани-
ком, содержащим густую мелкую вкрапленность борнита В крупных
виде юниях борнита среди жильного кварца наблюдаются тонкие ото-
рочки I аленита, замещающего борнит В небольшом количестве средн
кварца присутствует кальцит В прилегающем участке вкрапленной
руды также присутствуют все названные минералы. Характерно, что-
галенит наблюдается в песчанике только у самой его границы с про-
жилком В некоторых участках граница прожилка очень нерезкая,
создается впечатление постепенного перехода от тонкозернистой массы
песчаника к крупнозернистому агрегату прожилка.
Структуры минеральных агрегатов, слагающих основную массу
вкрапленных руд в песчаниках обусловлены, с одной стороны, постоян-
ным наличием обломочных зерен породообразующих минералов и суль-
фидного цемента, а с другой стороны — формой срастаний отдетьных
зерен сульфидов в пределах их совместных или обособленных выде-
лений
Наиболее обычной является форма выделений сульфидов в песча-
нике, показанная на рис. 328 Здесь борннт располагается между обло-
мочными зернами кварца и полевого шпата. Остатков цемента нс видно,
но неровные границы обломочных зерен указывают на частичное заме-
щение их сульфидом. Аналогичные формы выделений наблюдаются
252
Рис. 327. Прожилок кварца (серое) с крупными выделениями бор-
нита (светлое) резко граничит с песчаником (слева), содержащим
мелкую вкрапленность борнита. Джезказганское месторождение.
Полированный шлиф. X 17
Рис. 328. Участок штуфа, изображенного на рис. 322. Неправильные
выделения борнита (светлое) цементируют обломочные зерна кварца и
полевого шпата (темное), частично замещая их. Джезказганское место-
рождение. Полированный шлиф. X 40
и в случае развития в цементе халькозина. Лишь при большем увели
чении отчетливо видно замещение халькозином отдельных обломочных
зерен (рис. 329). При рассмотрении взаимоотношений минералов в про-
зрачных шлифах из той же богатой вкрапленной халькозиновой руды
выявляются те же особенности — халькозин полностью слагает цемент
зерен кварца и частично замещает сериннтизировапиыи полевой шпат
(рис. 330). В прозрачном шлифе видно, что выделения плагиоклаза,
не подвергшиеся замещению серицитом, представлены альбитом и
относятся, вероятно, к новообразованиям.
Как указывает Т. А. Сатпаева (1958), в удалении от рудных зале-
жей цементом серых песчаников является либо карбонат, либо халце-
Рис. 329. Халькозин (белое) цементирует обломочные терна кварца
(темное гладкое! и замешает обломочные зерна серицитизирован-
пого полевого шпата (темное) Джезказганское месторождение.
Полированным шлиф. X 90
дон-хлоритовын si регат; значительно реже развит глинистый и серици-
товый или кварцевый цемент. Учитывая региональные изменения, кото-
рым подверглись песчаники в процессе диагенеза, эпигенеза или сла-
бого метаморфизма, очень трудно разграничить этн изменения и изме-
нения гидротермальные, сопутствовавшие, согласно Т. А. Сатпаевой,
отложению сульфидов. Однако, если относить серицитизацию, карбо-
натизацию и другие изменения в пределах оруденелых песчаников за
счет воздействия рудоносных гидротерм, остается непонятным почему
в богатых рудах выделения сульфидов в цементе песчаников не сопро-
вождаются какими-либо нерудными (жильными) минералами.
В образце богатой вкрапленной халькозин-борнитовой руды с неяс-
ной полосчатостью (см. рис. 322) выделения борнита в пределах основ-
ной части штуфа мономинеральны, но по мере приближения к полосе
с преобладающим халькозином, появляются все в большем количестве
срастания борнита с халькозином. На рис. 331 можно заметить заме-
щение борнита халькозином и проследить все переходы от тонких кае-
мок по периферии выделений борнита до остатков борнита в выделе-
ниях халькозина. Здесь же видны и тесные срастания, подобные гра-
фическим; наиболее вероятно в Данном случае, что они обусловлены
замещением. Интересно, что в этом же образце среди неправильных
251
Рис. 330. Халькозин (черное) в цементе и в серицитизированных
зернах полевого шпата (светлое) Прозрачный шлиф. Снято при
одном николе. X 70
Рис. 331. Правая часть штуфа, изображенного на рис. 322. Различ-
ные стадии замещения борнита (серое) халькозином (белое)- начи-
ная от тонких каемок до срастаний, подобных графическим. Джез-
казганское месторождение. Полированный шлиф. > 90
Рис. 332. Участок полосчатой руды, изображенной на рис. 323. Халько-
пирит с ничтожным количеством борнита (светлое) слагает цемент в пес-
чанике. Классические зерна кварца и полевого шпата (темное) частично
разъедены. Полированный шлиф. X 40
Рис. 333. Участок руды, изображенной на рис. 323. Тесное срастание
борнита (серое) и халькопирита (белое) в цементе пластических зерен
кварца (темное) Заметны признаки замещения борнита халькопири-
том. Полированный шлиф. X 90
Рис. 334. Срастание бетехтинитз (светло-серое)
с галенитом (белое) среди кварца (темное). Джез
казганское месторождение. По Л. Ф. Наркелюнх
Полированный шлиф. '<84
ПОЗДНИМ.
^делений чистого бориита обнаруживаются очень мелкие идиоморф-
*ые включения гематита размером в сотые доли миллиметра. Очевидно,
jk появление предшествовало или сопутствовало образованию бориита
связано с перекристаллизацией дисперсных гидроокислов железа,
аходившихся ранее в песчанике.
В полосчатой халькопирит-борнитовой руде (см. рис. 323) халько-
ирит и борнит образуют точно такие же неправильные выде пения, как
халькозин и борнит в других типах руд, слагая цемент обломочных
рен (рис. 332). Здесь также видны все переходы от почти чисто халь-
• ^пиритовых н чисто бор-
-1-товых выделений, с
- типичными включениями
диого сульфида в дру-
м, до очень тесных
'растаний обоих сульфи-
~ в (рис. 333). Решить
1 -прос о том, кто кого
мещает в данном слу-
е, по-видимому, невоз-
можно, хотя некоторые
взаимоотношения как
будто говорят о замеще-
гии борнита халькопири-
том. Тот факт, что струй-
<..1гые полосы обогаще-
ния халькопиритом как
г. 4 окаймляют линзовид-
ные участки, обогащен-
ные борнитом (см. рис.
323), а в тонких сраста-
ниях обоих минералов
халькопирит наблюдается
в виде каемок по пери-
ферии и петельчатых
форм внутри борнитовых
скоплений. позволяет
считать халькопирит более
Срастания борнита с галенитом в рудах совершенно аналогичны
срастаниям борнита и халькопирита.
Весьма сходны с ними также срастания борнита и галенита с халь-
козином и бетехтинитом (рис. 334 и 335). Л. Ф Наркелюн (1962) счи-
тает, что имеет место замещение галенита бетехтинитом. Он также
отмечает наличие таких срастаний, которые свидетельствуют о замеще-
нии борнита бетехтинитом. Указанные взаимоотношения минералов не
могут быть расшифрованы вполне однозначно. Тем более, что отдель-
ные игольчатые зерна бетехтинитз, образующего кристаллические сро-
стки среди кварц-карбонатных масс в полостях отслоения в полирован-
ных шлифах под микроскопом часто оказываются замещенными агре-
гатом галенита и халькозина с небольшим количеством бориита.
В отдельных игольчатых зернах, обнаруживающих разложение, наблю-
даются пластинчатые срастания бетехтинитз с галенитом и халькози-
ном (рис. 336). Прямолинейные границы между отдельными минера-
лами определяются плоскостями срастания индивидов или двойнико-
вания, в основном параллельными удлинению кристаллов.
Форма выделений и суммарный химический состав замещающих
бетехтинит минералов (галенит 4-халькозин+борнит), очень близкий
составу самого бетехтинитз, говорят о наличии явлений разложения
бетехтинитз и отсутствии привноса компонентов.
257
Рис. 335. Срастание бетехтинита (светлое) с халькозином (чуть светлее)
и с борнитом (темное). Черное — нерудные. Джезказганское месторожде-
ние. Полированный шлиф. X 165
Рис. 336 Обломок игольчатого зерна бетехтинита. Полоски
бетехтинита (/) между участками гаценита (2) и халько-
зина (3). Джезказганское месторождение. Полированный
шлиф. X 90
Недавние эксперименты А. И. Славской (1963) показали, что
искусственное нагревание бетехтинита вызывает разложение его при
150° С на халькозин и галенит с образованием эмульсиевидных
структур.
Не исключена возможность, что разложение природного бетехти-
нита, подобное описанному выше, вызывается локальным изменением
температуры растворов в процессе формирования жильных образова-
ний. Оно могло происходить и без привноса металлов, вследствие изме-
нения условий окружающей среды. Наблюдаемые во вкрапленных
рудах срастания бетехтинита с другими сульфидами требуют более
детального изучения для суждения об условиях их формирования
Кроме указанных выше обычных зернистых срастаний борнита я
халькопирита, Т А. Сатпаева (1958) и другие исследователи наблю-
дали, как исключительно редкое явление, структуры распада халько-
пирита в борните. Однако очень тонкие пластинчатые и решетчатые
срастания этих двух минералов, весьма редкие в джезказганских
рудах, наблюдаются лишь при больших увеличениях в очень ограничен-
ных участках и возможно, что в ряде случаев они обусловлены заме-
щением борнита халькопиритом. Если и имеются явления распада, то,
очевидно, они могли быть вызваны весьма локальным повышением тем-
пературы.
Все описанные структурно-текстурные особенности руд Джезказ-
ганского месторождения не могут быть использованы в качестве кри-
терия для объяснения происхождения руд этого типа месторождений.
Наблюдаемые срастания показывают, что несомненно имеются при-
знаки эпигенетического отложения сульфидов по отношению к минера-
лам вмещающих оруденение пород, в особенности песчаников. Так,
в частности, имеет место замещение обломочных зерен песчаника, заме-
щение одного сульфида другим и отложение сульфидов в трещинах н
пустотах. Все это как будто говорит в пользу гидротермального отло-
жения руд путем замещения.
Т. А Сатпаева указывает, что полосчатые текстуры образуются
метасоматически благодаря замещению цемента песчаников рудными
минералами. Объясняя образование полосчатых текстур проникновением
рудных растворов по слоистости песчаников, она отмечает, что основной
причиной избирательного замещения отдельных тонких прослоев явля-
лось, вероятно, их ослабление послойными субмикроскопическими тре-
щинками -в плоскости слоистости. К сожалению, конкретных фактоз,
подтверждающих подобное объяснение, Т. А. Сатпаеза детально не
разбирает. Наличие полосчатых текстур, которые могут быть объяснены
как слоистые текстуры, ритмичное чередование тонких прослоев, бога-
тых сульфидами и лишенных их, приуроченность сульфидов меди только
к определенным по крупности зерен прослоям песчаников, исключи-
тельно закономерное отсутствие сопровождающих сульфиды жильных
(нерудных) минералов, отложение сульфидов в качестве цемента обло-
мочных зерен песчаника (как правило, только сами сульфиды являются
цементом, никаких остатков незамещенного цемента не наблюдается)
говорят в польз) первичноосадочного отложения руд. При этом эпиге-
иетичность сульфидов по отношению к минералам песчаников .может
быть объяснена как следствие диагенетических и эпигенетических пре-
образований рудного вещества.
Не случайно, очевидно, в течение нескольких десятилетий обсуж-
даются проблемы генезиса медистых песчаников учеными различных
стран и по-прежнему продолжают существовать две гипотезы — гидро-
термального и осадочного генезиса руд.
По условиям залегания, составу и структурно-текстурным особен-
ностям с джезказганскими рудами сходны руды Удоканского
месторождения в Забайкалье. По данным различных исследователей
259
(Бакун и др, 1958; Домарев и Богданов, 1959), эти руды (в отличие
от джезказганских) залегают в древией протерозойской осадочной
толще, которая в районе месторождения пересечена дайками габбро-
Рис. 337. Реликтовая прямолинейнослоистая текстура
медистого песчаника. Вверху по слоистости — мелкие
стяжения, обогащенные сульфидами. Наиболее темные
полоски обогащены магнетитом и халькозином. Удокаи-
ское месторождение. Полированный штуф. Снято в ко-
сом свете. Нат. вел.
диабазов и порфиров и прорвана массивом гранитов. По составу руд°*
вмещающая сакуканская свита Удоканского месторождения вполне
Рис. 338. Косослоистая текстура меди-
стого песчаника. Темные полоски сло-
жены борнитом или борнитом и халь-
козином. Удоканское месторождение.
По Р. Н. Володину. Полированный
гштуф. Снято в косом свете. Нат. вел.
аналогична джезказганской свите
и сложена мелко- и средиезерйи-
стыми неслоистыми и грубослоисты-
ми песчаниками, аргиллитами и
алевролитами, смятыми в крупную
Оруденение приурочено к -0Т-
дельным слоям песчаников. Весьма
характерно, что так же, как и в руд-
ной толще Джезказгана, здесь rb11'
роко развита косая слоистость и
рудные минералы обычно подчерки-
вают ее. Как установлено детально™
литолого-фациальным анализам,
рудовмещающие свиты относятся
к подводной части дельты (Бакун
и др., 1958). Рудовмещающие пес-
чаники и алевролиты представлены
кварцитовидными и известковисты-
ми разностями со следами метамор-
физма. Последние вызваны контак-
товым воздействием на рудовмеп*3-
ющие породы даек и массивов ин-
трузивных пород.
Для песчаников характерно
наличие значительного количества
пластического магнетита. В зоне
контактового воздействия и, возможно, под влиянием регионально1,0
метаморфизма кластическнй материал песчаников подвергся сущест-
венной перекристаллизации и в породах широко проявлены новообра-
зования кварца, карбоната, хлорита, серицита, эпидота, магнетита.
260
По составу первичные руды Удоканского месторождения (не под-
ргшиеся процессам окисления) совершенно аналогичны джезказган-
им и главными минералами в них также являются борнит, халькозин
халькопирит.
Наиболее типичны тонкополосчатые текстуры руд с реликтовой
прямолинейной (рис. 337) или косой слоистостью (рис. 338). В одних
случаях тонкие полоски обогащены магнетитом и халькопиритом или
магнетитом и халькозином, а в других — борнитом и халькозином.
В пределах отдельных полосок сульфиды располагаются либо
• виде почти сплошных тонких Неправильных прожилковидных образо-
Рис. 339. Участок штуфа, изображенного на рис. 338. Тонкие прожил-
ковидные голоски, обогащенные борнитом (белое), среди кластиче
ского материала (темное). Полированный шлиф. X 40
ваннй (рис. 339), либо в виде густой вкрапленности мелких неправиль
ных, ксеноморфиых по отношению к зернам песчаника выделений
(рис. 340).
В сильнометаморфизованных, перекристаллизованных и окварцо-
ванных слоистых песчаниках, содержащих магнетит и халькопирит,
последний нередко располагается не только по слоистости, но обра-
зует секущие жилки (рис. 341). В этом случае темные и светлые полосы
в породе обусловлены_ различным составом прослоев, а не распределе-
нием сульфидов. Скопления халькопирита обособляются в виде непра-
вильных полосок, контуры которых не совпадают с границами отдель-
ных прослоев. Выделения халькопирита очень неправильные по форме
(рис. 342) отлагаются не только между зернами кварца, но и замещают
нерудные минералы вмещающих измененных песчаников.
В тонкоиолосчзтых (слоистых) рудах, богатых борнитом и халь-
козином, сульфиды образуют полосы с различной густотой вкраплен-
ности. При этом борнит и халькозин находятся в тесном срастании.
В более крупных скоплениях отчетливо видно замещение халькозином
борнита.
Минералы вмещающей породы обычно в рудах подверглись интен-
сивной перекристаллизации и находятся в тесном срастании с сульфи-
дами (рис. 343). Трудно установить, замещают ли сульфиды цемент
или обломочные зерна или кристаллизуются с ними совместно.
261
Рис. 340. Участок штуфа, изображенного на рис. 337. Густая вкрап-
ленность халькозина и борнита (светлое) в массе окварцовэнного
песчаника (темное). В нижней части снимка видно крупное зерно
магнетита. Полированный шлиф. X 40

Рис. 341. Сильноокварцовэнный слоистый песчаник (черные и белые полосы)
с полосками н секущими прожилками халькопирита (серое). Удоканское месте'
рождение. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 342. Участок штуфа, изображенного на рис. 341. Выде-
ления халькопирита (белое) в окварцованном слоистом пес-
чанике (темное). Удокаиское месторождение. X 40
Рис. 343. Сульфиды (черное) в цементе кварц-полевошпаю-
вого серицитизированного песчаника (светлое). Удоканское
месторождение. Прозрачный шлиф. X 46
Детально изучавший удоканские руды Р. Н. Володин считает
основную массу халькозина в рудах первичной, однако он указывае1,
что образуется халькозин в разные этапы формирования месторож д6,’
ния и представлен несколькими разновидностями. Наиболее ранней
Рис. 344. Выделения халькозина (белое) с бор-
нитом (серое), представляющим остатки от за-
мещения. Темное — кварц. Участок руды с косо-
слоистой текстурой. Удоканское месторождение.
По Р. И. Володину. Полированный шлиф. X 200
халькозин (кубической модификации) интенсивно замещает борниТ
(рис. 344), который сохраняется лишь в виде мелких неправильна1*4
Рис. 345. Срастание борнита (серое) с халько-
зином (белое) с отчетливыми трещинами от-
дельности. Черное — нерудные минералы. Удо,-
канское месторождение. По Р. Н. Володину.
Полированный шлиф. X 100
включений в нем. Крупные выделения халькозина ромбической моди-
фикации с отчетливыми трещинами отдельности также замещают б^Р"
нит (рис. 345), но относятся к наиболее позднему этапу гидротерма/113'
него воздействия.
В рудах и породах с полосчатым распределением кластическ0гв
магнетита последний довольно резко обособлен от полосок (сло£в)
264
Рис. 346. Полоска и отдельные идио-
морфные зерна магнетита (черное)
среди классических зерен кварца (бе-
лое) в слоистом песчанике, аналогичном
показанному па рис. 337. Удоканское
месторождение. По Р, Н Володину
Прозрачный шлиф. X 30
Рис. 347. Крупное корродированное
зерно магнетита (светлое) с тонкой
каемкой и включениями гематита ср^ди
халькозина (с трещинами отдельности)
и борнита (темно-серое). Чернов —
кварц. Удоканское месторождение. По-
лированный шлиф. s<90
Рис 348. Решетчатая структура распа-
да халькопирита (белое) в борните (се-
рое). Черное — кварц. Участок руды,
аналогичной показаиой на рис. 337. Удо-
канское месторождение. По Р. Н. Воло-
дину. Полированный шлиф. X 250
с преобладанием пластических зерен кварца с серицито-кварцевым
цементом (рис. 346). В ряде случаев, когда магнетитовые зерна идио-
морфны и распределены в песчанике илн в руде незакономерно, они
очень похожи на метакристаллы. Более позднее образование такого
магнетита (чем пластического кварца) и приуроченность к зонам, наи-
Рис. 349. Структура распада халькопирита (белое)
в борните (серое) Отдельные частицы халькопирита
состоят ит сдвоенных пластинок. Удоканское место-
рождение. По Р Н. Володину. Полированный шлиф.
Х250
более интенсивно подвергшимся контактовому метаморфизму, позво-
ляют относить его к новообразованиям. Присутствующие в рудах зерна
раннего магнетита в разной степени сохраняют следы идиоморфных
Рис. 350. Петлеобразные выделения халько-
пирита (белое) в борните (темное). Удокан-
ское месторождение. По Р. Н. Володину По-
лированный шлиф. X 250
очертаний, но всегда значительно корродированы независимо от того
находятся ли они среди нерудной массы или среди сульфидов
(рис. 347). В том и другом случае наблюдается замещение магнетита
гематитом.
Значительно распространены в удоканских рудах (в отлнчне от
джезказганских) структуры распада халькопирита в борннте. Деталь-
ное изучение пространственного распределения руд с такими структу-
рами показало, что они приурочены в основном к зонам, наиболее
близко расположенным к дайкам или к массиву гранитов. Срастания
266
борнита с халькопиритом, относящиеся к структурам распада, очень
многообразны. В одних случаях, это единичные тонкие пластинчатые
вростки халькопирита, располагающиеся в периферических частях
зерен борнита, в других — очень тонкая и густая решетка, состоящая из
пластинок халькопирита, ориентированных в трех направлениях
(рис. 348). Наконец, к редким случаям относятся своеобразные струк-
туры, в которых очень мелкие короткие сдвоенные пластинки халькопи-
рита образуют густую вкрапленность в боринте (рис. 349). В отдель-
ных участках среди такой вкрапленности образуются тонкие сплошные
петлеобразные выделения (рис. 350), непосредственно около которых
поле борнита лишено мелкой вкрапленности.
Иной характер имеют участки срастания в случае замещения бор-
нитом халькопирита. Здесь также возникают структуры, похожие на
распад твердого раствора, но вместе с тем совершенно отчетливо про-
явлены и признаки замещения. Борнит приобретает несколько иной
оттенок и при больших увеличениях обнаруживает неоднородность,
по-видимому, обусловленную тончайшим субмикроскопическим сраста-
нием с халькопиртом.
Таковы основные особенности строения руд медистых песчаников.
Из приведенной характеристики текстур и структур руд Удокан-
ского и Джезказганского месторождений можно видеть, что несмотря
на ряд отличий в геологическом положении обоих месторождений,
в особенности разную степень метаморфизма вмещающих оруденение
песчаников, основные структурно-текстурные особенности их весьма
близки.
В удоканских рудах не наблюдаются богатые полосчатые руды и,
по-вндимому, резко преобладают реликтовые слоистые текстуры.
Однако в обоих месторождениях проявлена эпигенетичность сульфидов
по отношению к породообразующим минералам. Если в джезказганских
рудах причиной этого является либо гидротермальный метасоматоз,
либо явления диагенеза и эпигенеза, то в удоканских рудах это может
быть региональный и контактовый метаморфизм.
Несомненно, что изучение текстур и структур руд не может решить
однозначно вопрос об условиях их образования. Дальнейшие детальные
исследования и главным образом изучение фациальных особенностей
и условий образования рудовмещающих толщ и положения в них ору-
денения, в сочетании с данными изучения изотопного состава отдель-
ных рудообразующих элементов (серы, свиииа), входящих в состав
главных первичных минералов, и данными о возможных истопниках
металлов, должны в ближайшем будущем помочь разрешить эту слож-
ную проблему.
ГЛАВА XI
СВИНЦОВО-ЦИНКОВЫЕ РУДЫ
Свинцово-цинковые месторождения составляют обширную группу
гидротермальных месторождений. В существующих классификациях
гидротермальных и в том числе свинцово-цинковых месторождений
последние попадают в самые различные генетические группы и тй'пь1-
В классификациях гидротермальных свинцово-цииковых месторожде-
ний, предложенных различными исследователями (Князев в КуРек»
1954; Крейтер, I960; Амираслаиов, 1957) при выделении тйпоВ
в основу были положены главнейшие ассоциации минералов в руда*,
состав вмещающих их пород, морфология рудных тел в отношение
к массивам интрузивных пород. Эти данные можно получить в самом
начале исследования каждого месторождения и такая классификация
не требует знания глубины и температуры образования руд.
При систематике гидротермальных месторождений, связанных
с гранитоидами, Ф. И. Вольфсон (1962) выделяет три основные группы
месторождений в зависимости от их отношения к интрузивным образо-
ваниям. В пределах этих групп свинцово-цинковые месторождения попа-
дают в пять из семи основных генетических типов, различающихся по
составу гидротермально измененных рудовмещающих пород и по глав-
ным рудообразующим минеральным ассоциациям. В классификации
Ф. И. Вольфсона отражены почти все главнейшие генетические типы
свинцово-цинковых месторождений
Учитывая упомянутые классификации и систематику различны/ ге-
нетических групп (принятую в большинстве учебников по РУД-
ным месторождениям), авторы данной главы выделяют две основные
группы свинцово-цинковых руд — среднетемпературных и низкотемпе-
ратурных месторождений, включающие почти все главнейшие геиегп-
ческие типы. Руды высокотемпературных месторождений не описаны
(за исключением связанных со скарнами—см. глава IX раздел «Струк-
турно-текстурные особенности руд контактово-метасоматических место-
рождений»), так как авторы не располагали материалом по этим рудам
а литературные данные по текстурам и структурам этих руд отсутст-
вуют.
Следует отметить известную условность отнесения месторождений
к отдельным температурным группам, связанную с отсутствием наДеж-
ных геологических термометров.
В пределах каждой группы месторождения разделены на подгруппы
по минеральному составу руд (по основным рудообразующим мине-
ралам) и по составу вмещающих пород. Последовательность расп0-"10-
жения подгрупп определяется общей значимостью свинцово-цинковых
месторождений различных генетических типов. Так, например, в группе
среднетемпературных месторождений первыми описываются иаиболее
интересные чшрит-галеиит-сфалеритовые метасоматические рУДЫ
268
в эффузивно-осадочных и осадочных породах, а в группе низкотемпе-
ратурных месторождений — сфалерит-галенитовые метасоматические
руды в известняках и доломитах.
В данной главе описано с разной степенью детальности строение
руд1 следующих основных типов:
I. Руды среднетемпературных месторождений
1. Пирит-галенит-сфалеритовые руды3 в эффузивных и осадочных
породах (Ленииогорская группа месторождений и Зыряновское место-
рождение на Рудном Алтае, Салаирские в Салаирском Кряже, Теке-
лийское в Джунгарском Алатау).
2. Карбонат-галепит-сфалеритовые руды в карбонатных породах
(Кадаипское в Забайкалье).
3. Кварц-карбонат-галенит-сфалеритовые руды в изверженных
породах (Гудасское в Курамииском хребте, Садонское на Северном
Кавказе).
II. Руды низкотемпературных месторождений
4. Сфалерит-галенитовые руды с доломитом или баритом в карбо-
натных породах (.ОДиргалимсайское в хр. Каратау, Сумсарское в Чат-
кальском хребте, Джергалан в хр. Терскей Алатау).
5. Галенит-сфалеритовые и барит-галенитовые руды в карбонатных
породах (Верхне-Силезские в Польше, Иокуньж в Дарвазском хребте,
Акшийряк в Нарынском хребте, Трускавецкое в Прикарпатье).
6. Карбонат-галенит-сфалеритовые руды в изверженных породах
'Кудерское (Квайса) в Закавказье, Банска-Штьявница в Словацком
Средогорье (Чехословакия)].
1. РУДЫ СРЕДНЕТЕМПЕРАТУРНЫХ СВИНЦОВО-ЦИНКОВЫХ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Пирит-галенит-сфалеритовые руды в эффузивных и осадочных породах
В настоящем разделе дается характеристика руд свинцово-ципко-
вых месторождений, имеющих сходный минеральный состав и близких
по геологической обстановке. Руды данной группы месторождений
залегают в эффузивно-осадочных и осадочных толщах главным обра-
зом палеозойского возраста. Главными рудными минералами являются
сфалерит, галенит, пирит. Нерудные минералы в большинстве случаев
имеют подчиненное значение, в одних месторождениях это кварц и
карбонаты, в других - кварц и барит. По минеральному составу и
структурно-текстурным особенностям руды месторождений, включен-
ных в данную группу, имеют много общего с некоторыми колчедан-
ными. Одной из характерных черт состава руд является подчиненное,
а в некоторых даже ничтожное значение халькопирита. Широкое
развитие имеют сплошные руды, но в некоторых месторождениях пре-
обладают вкрапленные. Текстуры руд месторождений данной группы
преимущественно массивные, отчасти вкрапленные, пятнистые, в неко-
торых месторождениях имеются наряду с указанными полосчатые.
Сравнительно редки прожилковые и брекчиевидные текстуры. Руды
большей частью мелкозернистые с тесными срастаниями всех сульфи-
1 Т Н Шадлун описаны руды Лениногорского, Зыряновского, Текелийского,
Гудасскою, Миргалимсайского. Сумсарского, Джер га лакского, Акшийрякского место-
рождений. А. Д. Генкиным рассмотрены руды следующих месторождений- Каданн-
ского, Амтхеллскою, Садонского. Верхней Силезии, Иокуньжского, Трускавецкого,
Кудерского, Банска-Штьявница.
2 Минералы расположены в порядке возрастания их количественного значения
а данном типе руд.
269
дов. Особенности строения руд в значительной мере обусловлены
процессами метасоматоза.
Типичными представителями месторождений Алтая, принадлежа-
щими к описываемой группе, являются месторождения Леииногорского
и Зыряновского рудных полей. Геология этих месторождений детально
изучалась и многократно описана в литературе, в частности, в послед-
ние годы в работах Г. Н. Щербы (1957), А. К- Каюпова и др. (1957),
М. Г. Хисамутдинова (1956), Б. И. Вейц (1957, 1959), отчасти
Г. Ф. Яковлева (-1959) и П. Ф. Иванкина и др. (1961).
.Месторождения Ленипогорской группы—Риддерское и Со-
кольное сходны по своему геологическому положению, составу и
строению руд. Рудовмещающая толща Ленипогорского рудного поля
сложена вулканогенно-осадочными породами среднего девона. Для
строения рудного поля характерно наличие пологой антиклинальной
структуры, осложненной куполовидными поднятиями, и широкое
развитие дизъюнктивных нарушений.
Рудные залежи залегают согласно среди доломит-серицитовых,
серицит-кварцевых, существенно кварцевых или барит-кварцевых
пород, образовавшихся в результате гидротермального изменения на
месте кислых туфов, основных эффузивов, туффитов и алевролитов.
Наиболее широко развит процесс окварцевания, приведший к образо-
ванию микрокварцитов в основном за счет агломератовых туфов кис-
лого состава. Интенсивно проявлены также серицитизация, карбопати-
зация и баритизация. Изменения вмещающих пород связаны как
с более ранними, чем оруденение, вулканическими процессами, так и
с непосредственно предшествующими и сопровождающими рудообразо-
вание гидротермальными процессами. Форма рудных тел довольно
сложная, но в общем близка к линзообразной.
В пределах рудного поля широко развиты вкрапленные или про-
жилково-вкрапленные руды. Сплошные руды имеют подчиненное зна-
чение.
Руды Риддерского и Сокольпого месторождений (Вейц, 1959)
богаты галенитом и сфалеритом. Халькопирит и пирит имеют
подчиненное значение. На Риддерском месторождении, по сравнению
с Сокольным, соотношение главных рудообразующих минералов изме-
няется в сплошных рудах в сторону увеличения галенита и уменьшения
пирита, а во вкрапленных — в сторону увеличения халькопирита.
Сплошные руды обычно содержат очень мало нерудных минера-
лов (кварц, барит, карбонаты, серицит) и довольно резко обособля-
ются в массе микрокварцитов с вкрапленностью сульфидов. В главной
массе руды Леииногорского рудного поля крупнозернистые. Текстур-
ные особенности руд отдельных месторождений существенно не отли-
чаются друг от друга, детали строения имеют некоторые характерные
черты. Наиболее распространены вкрапленные, пятнистые и массивные
текстуры руд. Однако в рудах месторождения Сокольного часто
встречаются участки с брекчиевыми и брекчиевидными текстурами и
очень редко с полосчатыми.
Для вкрапленных руд месторождения Сокольное характерно
наличие прожилковых текстур (рис. 351), образованных сетью жилок
разной мощности (от долей миллиметра до нескольких сантиметров),
сложенных главными рудообразующими сульфидами и жильными
минералами. Наряду с прожилками широко развита равномерная,
часто очень густая, вкрапленность сульфидов в нерудной массе
(рис. 352).
Пятнистые текстуры связаны с обособлением гнездообразных
скоплений отдельных сульфидов, а иногда и жильных минералов среди
вмещающих пород (рис. 353). Последние обычно содержат вкраплен-
ность тех же сульфидов. В сплошных рудах пятнистые обособления
270

Рис. 351. Жилообразные скопления кварца (белое) с крупнозер-
нистыми сульфидами (серое — сфалерит, светлое — галенит, халь-
копирит) среди микрокварцита (темные участки в правой части).
Месторождение Сокольное. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 352. Вкрапленная галенит-сфалеритовая руда в кварците. Серое —
сфалерит, белое — галенит, черное — кварц. Месторождение Сокольное.
Полированный штуф. Нат. вел
одного из сульфидов, чаще сфалерита или галенита, а иногда халько-
пирита, заключены в массе относительно равномернозернистого агре-
гата тех же сульфидов.
Брекчиевидиые и брекчиевые текстуры иногда трудно разграни-
чить с пятнистыми. Однако чаще скопления сульфидов имеют вид
обломков (размером в несколько миллиметров) в массе сульфидного
или кварц-серицитового состава. Иногда образование этих текстур
связано с дроблением и катаклазом отдельных скоплений сульфидов,
а иногда и с унаследованием текстуры вмещающих пород. Чаще всего
встречаются обломковидные скопления сфалерита в массе кварц-гале-
нитового состава (рис. 354).
Полосчатые текстуры обусловлены обособлением отдельных суль-
фидов в виде вытянутых участков. Эти участки представляют собой
в некоторых случаях крустифнкационную полосчатость или симметрич-
ное нарастание сульфидов в более мощных прожилках, подобных изо-
браженным на рис. 351. Количественное значение их ничтожно.
Срастания минералов в сплошных и вкрапленных рудах месторож-
дения Соколиного характеризуются весьма разнообразными сочета-
ниями мелкозернистых выделений различных рудообразующих мине-
ралов. Больше всего развиты средне- и мелкозернистые агрегаты
сфалерита с галенитом. Иногда встречаются тонкозернистые колло-
морфные и почковидные образования дисульфида железа среди нерав-
номернозернистых выделений других минералов. Местами отмечается
своеобразное сочетание тонко- и крупнозернистых структур среди
агрегатов сфалерита или халькопирита, возможно, обусловленное рас-
кристаллизацией гелей. При этом скопления галенита-*пирита-халько-
пирита резко обособлены от сфалерита (рис. 355, 356).
Довольно характерны тонкие эмульсиевидные включения халько-
пирита в сфалерите. Иногда наблюдаются своеобразные, подобные
графическим, срастания галенита и халькопирита или галенита и
сфалерита, обусловленные замещением одного сульфида другим, чаще
всего сфалерита галенитом (рис. 357). На рис. 357 и 358 очень
отчетливо видно, как галенит, проникая в агрегаты сфалерита по гра-
ницам зерен или кристаллографическим направлениям, а иногда по
трещинам, пересекающим сдвойникованные зерна, постепенно заме-
шает сфалерит почти полностью.
Сравнительно редки проявления деформаций в отдельных агрега-
тах галенита или сфалерита. Наблюдаемое двойниковое строение
зерен халькопирита и сфалерита связано с обычным явлением двойни-
кования при росте зерен; оно широко распространено как в рудах
месторождений Лениногорскон группы, так и Зыряновского месторож-
дения и ни в коем случае не может считаться признаком динамических
воздействий, как ошибочно считают некоторые исследователи.
Крупнокристаллические скопления сульфидов часто гнездо- или
жилообразной формы, имеют небольшое количественное значение по
сравнению с массой вкрапленных руд. По составу и структурам агре-
гатов они сходны с таковыми в рудах Зыряновского месторождения.
В некоторых участках микрокварцитов месторождения Сокольчое
встречаются гнездо- и жнлообразные скопления (мощностью от 2—3 до
5—10 см), сложенные у зальбандов кварцем (см. рис. 351), а в цент-
ральной части сфалеритом с подчиненными, ксеноморфными по отно-
шению к нему выделениями галенита и халькопирита.
Во вкрапленных рудах с прожилковидными выделениями мелкозер-
нистых сульфидов последние состоят из сфалерита и галенита и иногда
группируются в полоски среди окварцованнон породы. Такие текстуры,
возможно, являются унаследованными, возникшими при замещении
туфовых пород. О замещении микрокварцитов сульфидами свидетель-
ствуют многие текстурно-структурные особенности руд н, в частности,
272
Рис. 353. Богатая галепит-сфалеритовая руда пятнистой текстуры со
значительным количеством крупных выделений кварца (белое), цемен-
тирующего и секущего сфалерит (темное) с мелкими выделениями гале-
нита (светлое). Месторождение Сокольное Полированный штуф. X 2
Рис 354. Сплошная сфалерит-галенитовая руда брек-
чиевидно-пятнистой текстуры, обусловленной обломкэ-
видными скоплениями сфалерита (темное) среди массы
галенита (белое), находящегося в топком срастании
с кварцем и сфалеритом. Месторождение Сокольное.
Полированный штуф. 11ат. вел.
Рис 355. Выделения крупнозернистого сфалерита (темно-серое) и мел-
козернистого агрегата халькопирита, галенита и пирита (белое), его
окаймляющих. Черное — кварц и пустоты. Месторождение Сокольное.
Полированный шлиф. X 85
Рис. 356. Тот же шлиф, что на рис. 355. Выделения крупно- и мелко-
зернистого сфалерита протравлены (серое разных оттенков). Белое —
мелкозернистый агрегат галенита, пприта, халькопирита. '< 85
норма и распределение вид .еннй сульфидов в мгikoзернистого
кварца. Как это видно на рис. 359, кварц очень интенсивно замещается
сфалеритом с образованием извилистых, зазубренных контуров.
Рис. 357 Своеобразное, подобное графическому, срастание галенита
(белое) и сфалерита (серое), обусловленное замещением. Месторо-
ждение Сокольное Полированный шлиф. X 40
Рис. 358. Сдвой ни кованный сфалерит (серый, протравлен) пересекается
и замещается галенитом (белое). Месторождение Сокольное. Полиро-
ванный шлиф. X 85
Очень часто среди вкрапленных и среди сплошных руд месторожде-
ния Сокольного наблюдаются обломки сфалерита, иногда как бы
разъединенные, рассеченные и сцементированные прожилковидными
выделениями кварца или кварца с галенитом (рис. 360).
275
Мелкозернистые галенит-халькопирит-пиритовые агрегаты слагают
самостоятельную ассоциацию и постоянно располагаются между круп-
Рис. 359. Неправильные скопления и мелкая
вкрапленность сфалерита (светло-серое) в мИК-
рокварцптс (темное). Мелкие белые зерна —
пирит и галенит Месторождение Сокольное. По-
лированный шлиф > 40
в рудах месторождения Соколиного имеется несколько разновремен-
ных марагенетических ассоциации. В более раиией главным минералом
является сфалерит, н другой
участвуют галенит, пирит и
халькопирит, в третьей
кварц и галенит.
Привеченные особенно-
сти строения руд не дают
исчерпывающей характери-
стики всего многообразия
их текстур и структур, но
позволяют судить о взаимо-
отношениях минеральных
агрегатов в данном типе
месторождений. Структуры
минеральных агрегатов, в
частности наличие участков,
резко отличающихся по ве-
личине зерен, неравномер-
ное, пятнистое распределе-
ние отдельных минералов,
как и следы колломорфиых
микротекстур, говорят о
возможности участия кол-
лоидных растворов и лока-
льном возникновении гелей
ными скоплениями или зер-
нами сфалерита (см. рис.
355 и 361).
Наблюдения в полиро-
ванных штуфах показы-
вают, что сфалерит, как
правило, является более
ранним, чем остальные суль-
фиды. Такие взаимоотноше-
ния могут быть обусловле-
ны как более ранним выде-
лением сфалерита в одной
стадии минерализации, так
и принадлежностью его к
другой более ранней стадии
минерализации. В ряде слу-
чаев подобные взаимоотно-
шения сфалерита с другими
сульфидами могут быть об-
услоилены динамическими
воздействиями, имевшими
место в период рудоотложе-
ния.
Текстуры рул и сраста-
ния минералов, несомненно,
свидетельствуют о том, что
Рис. 360. Прожилки более позднего кварца
(черное) с галенитом (белое) секут скопления
крупнозернистого сфалерита (серое). Месторо-
ждение Сокольное. Полированный шлиф. '< 40
при рудоотложении. Наблю-
даемые особенности строения руд не позволяют говорить о суще-
ственной роли послерудных динамических воздействий.
276
Руды Зыряновского месторождения, аналогичные по мине-
ральному составу рудам месторождений Лениногорскон группы, отли-
чаются по текстурным особенностям.
Комплекс вмещающих пород и геологические структуры Зырянов-
ского рудного поля более сложны, чем в Лениногорском рудном
поле,- здесь более интенсивно проявлена складчатость и метамор-
фические процессы и более многообразны процессы метасоматоза.
Главнейшие месторождения рудного поля залегают в толще пор-
фироидов, микрокварцитов и кварц-серицит-хлоритовых и карбонат-
хлоритовых с танцев. Все эти породы представляют собой метаморфн-
Piic. 361. Скопления мелкозернистого агрегата галенита, пирита
и халькопирита (белое и светло-серое), по границе крупных
сдвой ников энных зерен сфалерита (темный, протравлен). Ме-
сторождение Сокольное. Полированный шлиф. >' 25
зовапные смятые в антиклинальную складку эффузивные и осадочные
образования среднего девона.
Весь комплекс рудовмещающих пород в разной степени расслан-
цован и претерпел как регионально-метаморфические, гак и гидротер-
мальные изменения. Рудные тела Зыряновского месторождения зале-
гают в ядре антиклинальной складки второго порядка и заключены
в ссрицит-хлоритовых сланцах и микрокварпитах.
Морфология рудной зоны сложная и определяется наличием ряда
согласных с вмещающими породами рудных залежей с пережимами»
раздувами и разветвлениями; вкрапленные и сплошные руды переме-
жаются с безрудными микрокварцитами. Тела сплошных сульфидных
руд имеют подчиненное значение, преобладают вкрапленные руды.
Характерно, что сплошные руды развиты в крыльях и замковых частях
складки.
Соотношения основных рудных минералов — сфалерита, галенита,
пирита, халькопирита— близки во вкрапленных и сплошных рудах и
лишь во вкрапленных рудах резко возрастает количество нерудных
минералов, в основном кварца и в меньшей мере карбонатов, барита,
хлорита.
По данным Б. И. Вейн (1957. 1959) и частично наблюдениям
автора, наиболее широким распространением в сплошных рудах поль-
277
зуются массивные и пятнистые текстуры и подчиненное значение имеют
участки с полосчатыми текстурами.
Во вкрапленных рудах развиты как равномерно, так и пятнисто-
вкрапленные текстуры и в значительно меньшей мере — прожилково-
вкрапленные. Переходы между сплошными и вкрапленными рудами
Рис. 362. Сплошная мелкозернистая галсннт-сфалеритовая
руда массивной текстуры. 6 правой части обособления более
крупнозернистого халькопирита (белое) п нерудных (чер-
ное). Месторождение Зыряповское. Полированный штуф. V 2
часто постепенные. 1втор не располагает достаточным фактическим
материалом по вкрапленным рудам, поэтому ниже приводится харак-
теристика текстурных особенностей в основном сплошных руд.
Рис. 363. Пятнистая, густовкраплениая, почти сплоти гя
мелкозернистая пирит-халькопирит-галенит-сфалери то-
пая руда с большим количеством нерудных (черное).
.Месторождение Зыря невское. Полированный штуф.
Нат. всл.
Главная масса сплошных руд средне- н мелкозернистая и лишь
изредка встречаются крупнокристаллические агрегаты сульфидов,
выполняющие трещины или образующие гнездообразные скопления.
Сплошные руды с массивной текстурой сложены равномерно-мел-
козернистым агрегатом главных рудообразующих минералов, преиму-
щественно галенита и сфалерита (рис. 362); подчиненное значение
имеют нерудные минералы и участки вмещающей породы.
278
Наиболее распространены как среди сплошных, так и вкраплен-
ных руд пятнистые текстуры, обусловленные неравномерным распре-
делением различных рудообразующих минералов. Нередко пятнистый
облик руд определяется наличием обособленных крупных выделений
одного или двух сульфидов среди мелкозернистых их агрегатов.
В других участках пятнистое строение создастся благодаря неравно-
мерному расположению участков незамещенной породы в массе густ о-
вкрапленной сульфидной руды (рис. 363).
Полосчатые текстуры руд относительно редки. Они развиты глав-
ным образом среди вкрапленных руд в сланцеватых породах. Полос-
Рис. 364. Сплошная сульфидная руда полосчатой текстуры с преобладанием в поло-
сах сфалерита и халькопирита (серое) Отдельные топкие светлые полосы богаты
галенитом (белое). Черное — ккарц. Месторождение Зыряновское. Полированный
штуф. Нат. вел.
чатость связана с наличием полос, богатых и бедных сульфидами.
В том случае, когда полосчатость заметна в участках сплошных рут.
она проявлена в чередовании полосок, сложенных несколькими суль-
фидами или одним из сульфидов (рис. 364). Иногда в сплошной
халькопирит-сфалеритовой массе обособляются единичные довольно
широкие (до 1 см} полосы галенит-сфалеритового состава. Встреча-
ются руды с более тонким чередованием полос с различными количе-
ственными соотношениями галенита, сфалерита и халькопирита с более
резко обособленными полосами, обогащенными халькопиритом.
В ряде случаев остатки породы, ориентированные в направлении
сланцеватости, а также чешуйки слюдистых минералов (хлорита, сери-
цита) или скопления кварца с альбитом, заключенные в сульфидных
полосках, обусловливают нерезко выраженную сланцеватую текстуру.
Довольно редко можно наблюдать небольшие участки с плойчатой
микротекстурой, обусловленной изогнутостью агрегатов, состоящих нз
чешуек слюдистых минералов и галенита, около скоплений пирита,
кварца, сфалерита. Подобные детали строения наряду с приурочен-
ностью их к иеяснополосчатым и сланцеватым рудам позволяют
предполагать воздействие направленного давления на сульфидные
агрегаты после их отложения.
279
Рис. 365. Сплошная нсясносланцеватая пирит-галепит-халькоиирит-сфалс-
ритовая руда. Вытянутые линзовидные выделения сфалерита (серое внизу
снимка), ориентированы в одном направлении и заключены в мелкозер-
нистой массе сфалерита, галенита и пирита (белое) с нерудными (черное).
Вверху — скопления крупнозернистого сфалерита и кварца. Месторожде-
ние Зыряновское Полированный штуф. X 2
Рис. 366. Основная масса, состоящая из тесного срастания, с признаками
замещения халькопиритом (светлое) сфалерита (серое), включает еди-
ничные крупные и мелкие зерна пирита (белый, рельефный). Месторо-
ждение Зыряновское. Полированный шлиф. X 40
Многообразие форм скоплений отдельных минеральных агрегатов
создает значительную неоднородность текстурных рисунков. Однако
весьма характерно, что отчетливых пересечений одних минеральных
агрегатов другими, за исключением тончайших (заметных лишь микро-
скопически) жилок галенита в сфалерите, не наблюдается.
В мелкозернистой массе руды с массивной и неясной сланцеватой
текстурой интересны обособленные скопления сфалерита размером от
нескольких миллиметров до 1 см. Они имеют неправильную или удли-
ненно-чинзовидную форму и располагаются незакономерно или
Рис. 367. Мель озер л истый агрегат сфалерита с двойниковым строением
зерен (темно-серое, протравлено) с ксеноморфными выделенными га зенита
и халькопирита (белое) Месторождение Зыряновское По тированный
шлиф. X 40
согласно со сланцеватостью (рис. 365). Под микроскопом эти скопле-
ния сфалерита обладают несколько более крупнозернистой структурой,
чем сфалерит основной массы, и обычно содержат эмульсиевидный
халькопирит, в то время как в сфалерите основной массы, как правило,
эмульсия халькопирита отсутствует.
Срастания главных рудообразующих минералов характеризуются
наличием агрегатов мелких неправильных зерен сфалерита с галенитом
и халькопиритом, среди которых расположены разной величины и
формы зерна пирита (рис. 366). Обычно в этом агрегате многочис-
ленны также выделения кварца или карбоната или остатки вмещающей
породы. Характерны ксеноморфпые отношения выделений халькопирита
и галенита к сфалериту (рис. 367). Пиритовые зерна в одних случаях
обладают округленными н неправильными очертаниями с «втеками»,.
обусловленными разъеданием, и включениями преимущественно сфа-
лерита (рис. 368), реже других сульфидов; в других участках зерна
пирита похожи на обломки и наряду с аналогичными по размерам
выделениями сфалерита заключены в агрегате, состоящем из тесного
срастания галенита и халькопирита (рис. 369). Иногда более мелкие
идиоморфные, не (корродированные зерна пирита располагаются обо-
собленно подобно галениту или совместно с галенитом по границам
зерен сфалерита, при этом пирит образует цепочки, а галенит прожил-
281
Рис 368. Снлыюкорродированные зерна пирита (белые), среди агре-
гата сдвойвикованных зерен сфалерита (темно-серое, протравлено)
Мелкие (светлые) неправильные ксеноморфные выделения — галенит
и халькопирит. Месторождение Зыряновское. Полированный шлиф. 165
Рис. 369. Обломковидные выделения сфалерита (серое), пирита
(белые рельефные) и кварца (черное) среди мелкозернистого
агрегата галенита и халькопирита (светлая основная масса).
Месторождение Зыряновское. Полированный шлиф. X 40
ковидные выделения с признаками замещения сфалерита (рис. 370).
В массе мелкозернистых руд агрегаты сфалерита и халькопирита, как
правило, обладают мелкозернистой структурой с двойниковым строе-
нием зерен. Иногда имеют место очень тонкие их взаимные прораста-
ния с признаками замещения сфалерита халькопиритом и галенитом
(см. рис. 366). Для некоторых участков сплошных руд характерцы
крупнозернистые агрегаты сульфидов в основной массе мелкозернистых
руд, однако имеющиеся данные не позволяют автору вполне однозначно
определить их возрастные отношения. Обычно они образуют скопления
Рис. 370. Мелкие идиоморфные зерна пирита (белые, рельефные)
и ьсело.мо,офные выделения — галеннтз я халькопирита/светлое)
располагаются в виде цепочек и прожил ко видных выде-
лении по границам зерен сфалерита (темное). Месторождение
Зыряновское. Полированный шлиф. • 40
размером в несколько сантиметров и имеют очень резкий контакт
с тонко- или мелкозернистым агрегатом сульфидов. В обоих агрегатах
содержатся отни и те же минералы, но если в тонкозернистом развит
пирит, то в крупнозернистом он отсутствует; если в тонкозерниснуи
имеет место очень тонкое срастание галенита-халькопирита-сфалерита,
то в крупнозернистом каждый минерал дает крупные обособленные
участки. В то же время секущее или -ксепоморфное отношение галенита
и халькопирита к сфалериту в крупнозернистом агрегате иногда выра-
жено более отчетливо. Остатки вмещающей породы обычно в этих
скоплениях отсутствуют, но содержится крупнозернистый кварц:
нередко развита сильная трещиноватость всех минералов, не заметная
в основной мелкозернистой сульфидной массе.
Эти данные лишь частично характеризуют сложные взаимоотно-
шения минеральных агрегатов и отдельных рудообразующих минера-
лов, которые свидетельствуют, что в рудах имеются разновозрастные
минеральные ассоциации. Не исключена возможность наличия несколь-
ких генераций отдельных сульфидов. Сложные срастания минералов
с признаками замещения и разъедания могут рассматриваться и как
признаки наложения разных стадий минерализации. Вместе с тем Эти
взаимоотношения могли возникнуть и благодаря позднейшей перекри-
сталлизации и перегруппировке. В этом руды Зыряновского месторож-
283
дения сходны с колчеданными рудами типа месторождений Прииртыш-
ской зоны смятия. Основное их отличие — отсутствие широкоразвитого
в последних резкого полосчатого обособления различных сульфидов.
Б. II. Вейц (1959), детально изучавшая руды Зыряновского место-
рождения, основываясь на структурных и частично текстурных особен-
ностях руд, выделяет две основные стадии в гидротермальном рудо-
образующем процессе. Преобладающую часть кварца и пирита она
относит к минеральным агрегатам первой стадии; сфалерит, галенит,
пирит, халькопирит, барит, карбонаты и кварц — к минералам второй
стадии. Указывая на почти одновременное выделение этих минералов
в пределах стадии, Б. И. Венц намечает определенную последователь-
ность в их отложении и считает явления замещения основным призна-
ком разновременного отложения этих минералов. Она выделяет мета-
морфический этап минералообразования и значительное место отводит
перекристаллизации рудообразующих минеральных агрегатов, связан-
ной с воздействием процессов метаморфизма. К перекристаллизации
Б. И. Вейц Относит также и образование гнезд и жил крупнокристал-
лических агрегатов сульфидов.
xVl. Г. Хисамутдинов (1956, 1959) и А. К- Каюпов (Каюпов и др.,
1957) среди главной массы мелкозернистых сплошных и прожилково-
вкрапленпых руд выделяют кварц-сфалерит-халькопиритовую и барит-
пирит-халькоиирит-сфалерит-галенитовую парагепетические ассоциа-
ции, которые слагают главную рудообразующую стадию рудного этапа.
Что касается крупнокристаллических скоплений сульфидов с кварцем,
то М. Г. Хисамутдинов эту ассоциацию, как и кварц-кальцитоьую,
относит к более поздним Стадиям рудного этапа, а А. К- Каюпов счи-
тает одновременной мелкозернистым сульфидам.
Н. И. Шумская (I960, 1961) выделяет па месторождении четыре
стадии минерализации. Первая — колчеданная (в основном пиритовая,
с кварцем и халькопиритом), вторая — полиметаллическая (сфалерит,
халькопирит, пирит, кварц, карбонаты, хлорит, галенит и др.), третья —
сфалерит-галенитовая (сфалерит, галенит, барит, мусковит), четвер-
тая— кварц-карбонат-полиметаллическая (кварц, халькопирит, сфале-
рит, галенит, карбонаты). Выделение этих стадий опа основывает на
пространственной разобщенности минеральных ассоциаций, дроблении
и трещиноватости в агрегатах первых стадий и наличии полосчатого
чередовании минеральных ассоциаций первой и второй стадий. Пере-
сечение первых двух ассоциаций прожилками четвертой ассоциации,
присутствие наряду с раздробленными трещиноватыми зернами пре-
красно образованных кристаллических зерен пирита и развитие позд-
него светлого сфалерита вокруг более раннего темного доказывают
наличие нескольких генераций одних и тех же минералов.
Н. И. Шумская и М. Г. Хисамутдинов, изучавшие в последние годы
Зыряновское месторождение, отрицают существенное воздействие тек-
тонических движений на руды и считают, что наблюдаемые структурно-
текстурные особенности отражают первичные условия рудоотложения.
По-видимому, в настоящее время состояние изученности как гео-
логической обстановки, так и строения руд не только Зыряновского,
ио и других сходных с ним колчеданно-полиметаллических месторож-
дений Рудного Алтая не позволяют считать окончательно и однозначно
решенным вопрос о 'последовательности формирования различных
парагенетических минеральных ассоциаций и о стадийности рудоот-
ложения.
Сопоставляя данные автора и других исследователей по изучению
текстур и структур руд Лен иногорского и Зыряновского месторождений,
можно высказать предположения об условиях формирования руд.
Основное отличие геологической обстановки Зыряновского месторож-
дения от Лепиногорского заключается в более резко проявленной
284
складчатости и наличии рассланцевания пород (рудовмещающич1и
породами в основном являются сланцы) Отличие текстур и структур
руд состоит в наличии признаков сланцеватости и полосчатости суль-
фидных агрегатов, в резком преобладании среди сплошных руд мелко-
зернистых тесных срастаний всех сульфидов, в особенности сфалерит3’
халькопирита, галенита, и подчиненном значении крупнозернисты*
скоплений сульфидов. Характерно отсутствие в основной массе ру'Д
Зыряновского месторождения четких возрастных различий межХУ
главными рудообразующими минералами.
Не исключено, что мелкозернистые руды обоих месторождений
образовались путем замещения измененных пород, в то время к£к
участки крупнозернистых сульфидов образовались путем отложе*и{Я
в полостях. В рудах месторождений «Лениногорской группы отсут-
ствуют какие-либо признаки ориентировки тех или иных рудообр3"
зующих минералов или их скоплений. В рудах Зыряновского место-
рождения такая ориентировка отмечается в полосчатых и сланцеватв1Х
участках и сопровождается «обтеканием» сульфидами остатков вмещаю-
щих пород и образованием удлиненных линзовидных форм скоплении
сфалерита. Есть основания предполагать, что проявления локальней
пластической деформации сульфидных масс и незначительной пере-
группировки их в твердом состоянии вызваны послерудиыми тектони-
ческими воздействиями.
В лениногорских рудах наблюдаются реликты колломорфтфх
микротекстур и признаки раскристаллизации гелевых образований,
•обнаруживающиеся в некоторых тонкозернистых агрегатах пирит3»
халькопирита, сфалерита. Видимо, они полностью отсутствуют в рудЗ*
Зыряновского месторождения. Значительно резче в рудах месторожде-
ний Лепипогорской группы проявлена обособленность сфалерита, часто
образующего мелкозернистые агрегаты, которые рассекаются и разте-
даются агрегатами, состоящими из галенита и кварца или галенит3,
халькопирита и пирита или халькопирита с мелкими зернами пирит3-
Подобные соотношения в рудах Зыряновского месторождения 1е
наблюдаются, здесь чаще всею имеются тесные взаимные прорастания
сфалерита, галенита и халькопирита, но в них также достаточно отчет-
ливо видно более раннее выделение сфалерита.
В рудах Леииногорского месторождения меньше пирита и он ‘*е
подвергается в столь сильной степени разъеданию н замещению дру-
гими сульфидами, как в рудах Зыряновского месторождения. Однак0
в обоих месторождениях, очевидно, имеются разновозрастные агрегаты
пирита, так же как и кварца, относящиеся к разным стадиям и гене-
рациям. Несомненно, имеются более ранние пирит и кварц, хотя в сра-
станиях рудообразующих минералов их очень трудно разграничить
с более поздними (за исключением тех случаев, когда более поздний
пирит ассоциирует с прожилковидными выделениями сульфидов, сев-
шими более ранние сульфидные агрегаты). Особенно сложно разгра-
ничить минеральные ассоциации разных стадий оруденения в руДзх
Зыряновского месторождения
Вместе с тем изучение структурно-тексту рных особенностей
данного типа месторождений на Алтае не дает вполне определенного
«ответа па вопрос о времени и степени преобразования руд под дейст-
вием динамометаморфизма и термального метаморфизма. До сих пор
нельзя считать вполне доказанным отсутствие или наличие значитель-
ной перегруппировки вещества или полной перекристаллизации мине-
ральных агрегатов, вызванных динамометаморфизмом. Явно выражен-
ные проявления локального послерудно! о динамометаморфизма не
установлены ни в Лениногорском, ни в Зыряновском месторождениях.
Месторождения Салаирской группы приурочены, согласно
данным Г П Болгова (1937), Г. С. Лабазина (1940), В. С Домар^ва
285
(1956 6), к толще метаморфизованных вулканогенных пород предполо-
жительно кембрийского возраста. В составе толщи различаются квар-
цевые порфироиды и в разной степени измененные кератофиры,,
порфириты и туфы, превращенные частично в серицитовые, кварц-сери-
китовые, хлоритовые и другие метаморфические сланцы. Метаморфи-
зованные породы рассечены дайками диабазов, которые, по-видимому,,
секут также и рудные тела. Среди кварцевых -порфироидов (керато-
фиров) Г. С. Лабазии выделяет как эффузивные, так и интрузивные
или жильные разности.
Рудные тела представлены сульфидио-барит-кварцевыми и суль-
фидно баритовыми жилообразными и линзовндпыми залежами вкрап-
ленных сульфидных руд в измененных породах. Они зачегают согласно
с рассланиованными вмещающими породами и часто содержат линзо-
видные прослои безрудных кварц-серицитовых сланцев. Наличие вктю-
чений вмещающих пород значительно усложняет строение рудных тел.
Главными минералами руд явтяются барит, кварц, сфалерит,
пирит, галенит, во многих случаях также карбонаты, халькопирит, тен-
нантит (карбонаты появляются на более глубоких горизонтах). Вслед-
ствие преобладания жильных (нерудных) минералов над рудными
большая часть руд должна быть отнесена к вкрапленным Руды, сло-
женные баритом, кварцем и сульфидами, слагают тела, имеющие
резкие границы с вмещающими породами, которые содержат бедную
вкрапленность рудных минералов. Количество жильных рудообразую-
щих минералов в рудах обычно значительно больше 15—20%.
Одной из наиболее характерных особенностей текстур руд является
наличие полосчатости, которая обусловлена чередованием полос раз-
личного минерального состава. Наряду с полосчатыми текстурами
Г. П. Болгов (1937) отмечает присутствие руд со сланцеватой тексту-
рой. Такие руды представляют собой вкрапленность сульфидов в -рас-
слаццованных измененных вмещающих породах. В зонах интенсивного
раздробления развиты руды с брекчиевидной текстурой. Г. С. Лабазии
(1940) указывает на наличие среди вкрапленных руд разностей с про-
жилковой текстурой. Это кварц-серицитовые сланцы с густой сетью
тонких жилок сульфидов по сланцеватости. В ряде случаев прожилки
и линзочки настолько обильны, что сланцевый материал играет подчи-
ненную роль. Иногда в зонах смятия наблюдаются прожилки, ориен-
тированные в разных направлениях. Преимущественное расположение
по сланцеватости и отсутствие явлений дробления в тонких прожилках
доказывают их образование после рассланцевания. Сравнительно
редки плойчатые текстуры, обусловленные наличием полосок, изогну-
тых в мелкие складочки и иногда разорванных в крыльях.
Г. П. Болгов (1937) на основании макро- и микроскопиче-
ских иссчедований выделяет среди полосчатых руд несколько типов
полосчатых текстур, различающихся в основном по минеральному
составу отдельных полос: 1) полоски, сложенные главным образом
баритом, чередуются’ с полосами, сложенными сфалеритом с неболь-
шой примесью других сульфидов; 2) полосы из пирита, халькопирита
и теннантита чередуются с полосами, сложенными сфалеритом, арсено-
пиритом и галенитом с незначительной примесью пирита, халькопи-
рита; 3) полосы, представленные в основном сфалеритом, чередуются
с полосами, состоящими из галенита, халькопирита и теннантита;
4) полосы пирита и халькопирита перемежаются с полосами, сложен-
ными другими сульфидами.
Характерно, что в центральных частях рудных тел полосчатость
всегда согласна с общим их простиранием, а в периферических участ-
ках она следует ограничениям рудных тел. Ширина полосок в тонко-
полосчатых рудах колеблется в пределах нескольких миллиметров.
Протяженность полосок по простиранию значительная, без заметного
286
выклинивания. Изредка встречаются грубополосчатые руды с ширинок
полос до 2 СЛ1 и иногда более. В ряде случаев полоски представлены
линзочками протяженностью до 2—3 м, выклинивающимися как по
простиранию, так и падению.
Ф. Н. Шахов (1961), характеризуя 'полосчатые текстуры, в каче-
стве примера приводит типичную полосчатую руду Салаирского
месторождения. В штуфе, -показанном па фотографии, отчетливо видна
полоса сплошного пирита (мощностью в несколько сантиметров) и
полосы сланца, содержащего барит, сфалерит и галенит. Микроскопи-
чески среди сульфидно-баритовых агрегатов установлены участки тон-
козернистого кварца с серицитом. Зерна барита, сфалерита и галенита
по сравнению с кварцем отличаются изометричной формой и более
крупными размерами. Кроме того, они нарастают в тенях давления на
порфиробластах пирита и располагаются грубопараллельно сланцева-
тости. Анализируя особенности строения этой руды, Ф. Н. Шахов при-
ходит к выводу, что отложение -пирита происходило в более раннюю
стадию, а барит, сфалерит и галенит отлагались «после деформацион-
ного перерыва» в обстановке сжатия.
Г. С. Лабазин, отрицая связь плойчатости с пострудным динамо-
метаморфизмом, основным доводом считает, что руды «сами по собе
не представляются давлеными и смятыми». М. А. Усов (1933), изучая
полиметаллические месторождения Салаира, пришел к выводу о древ-
нем возрасте оруденения. Он считал, что рассланпевание во вмещаю-
щих породах значительно моложе, чем руды, однако руды, будучи на
много устойчивее измененных вмещающих пород, не подвергались мета-
морфизму.
Сопоставляя сланцеватость гидротермально измененных вмещаю-
щих пород с положением рудных залежей по отношению к первичному
напластованию пород, И. В. Дербиков < 1961) также приходит к выводу
о более позднем возрасте сланцеватости, чем гидротермальные изме-
нения, а следовательно, и оруденение. Он считает, что при формирова-
нии руд происходило 'послойное замещение определенных горизонтов
стратифицированной толщи, а не замещение вдоль сланцеватости и
отмечает также, что наблюдаемая «рудная плойчатость», образовав-
шаяся при замещении рудой отдельных слоев в слоистых туффитах,
сечется региональной сланцеватостью. Вместе с тем И. В. Дерби-
ков указывает на одновременное существование псевдослоистых тек-
стур руд, контролируемых сланцеватостью. Миграция сульфидов,
т. е. их переотложение в период динамометаморфизма, по его мнению,
обусловливает ложное впечатление об отложении руд по сланце-
ватости.
В. С. Домарев (1956 6) отмечает, что в рудах Салаира проявление
пострудных напряжений выразилось в образовании геней давления
вокруг рудных вкрапленников в рудах и в околорудных вторичных
кварцитах, в развитии порфиробластовых структур в рудах и в линзо-
видной форме залежей. Мелкие жилообразные и гиездообразные тела
карбонатов, барита и сульфидов на участках выклинивания залежей
являются метаморфическими образованиями. В то же время руды, не
претерпевшие полной перекристаллизации, несут следы механического
воздействия, в частности брекчирования. По заключению В. С. Дома-
рева, пострудный возраст рассланцевания не вызывает больших сом-
нений.
Приведенный краткий обзор литературных данных по характери-
стике структурно-текстурных особенностей руд Салаирских месторож-
дений и генетического толкования этих особенностей строения различ-
ными авторами показывает всю сложность интерпретации текстур руд
подобных месторождений. По-видимому, в условиях образования дан-
ного типа руд много общего с ранее описанными полиметаллическими
287
рудами Зыряновского месторождения и отчасти медиоколчедаиными и
колчеданно-полиметаллическими рудами месторождений ПрииртышскСи
зоны смятия, в частности Белоусовского, залегающими также в мета-
морфизованных эффузивно-осадочных толщах
Значительный интерес в 1енетнческом отношении представляю^
метасоматические свинцово-цинковые месторождения в толщах мета-
морфизованных осадочных пород Па территории Советского Союза
примером месторождений этого типа может служить Текелийское
в Юю-Восточном Казахстане, а из зарубежных весьма близки к нему
по вещественному составу и структурно-текстурным особенности'1
широко известные месторождения Раммельсберг (ФРГ) и Маунт-Айза
(Австралия), детально описанные в работах П Рамдора (Ramdohi.
1953а), Е. Крауме (Kraumc, 1954), X Гропдиса и Ц Шоутеиа (Gion-
dijs a Shoulen, 1937).
Эти месторождения представляют линзо- и пластообразные залети
•сплошных и вкрапленных, приему щественно полосчатых, сульфидных
руд среди углисто-ыинистых, известковистых и кремнистых сланцев,
в различной степени метаморфизованных. Вблизи месторождений отме-
чаются незначительные проявления вулканической деятельности.
Благодаря богатству руд пиритом и наличию сходных особенностей
строения эти месторождения отчасти б шзки к месторождениям колче-
данного типа, заключенным в метаморфизованных вулканогенно-оса-
дочных толщах Не исключена возможность, что их общие черты свя-
заны с преобладанием процессов метасоматоза в слоистых толщах н
наложением интенсивных постерудных динамометаморфических воз-
действий
Основные черты геологического строения Текелийского месторож-
дения и характеристика вещественного состава н некоторых детален
строения руд отражены в работах Г. Б. Роговер и Т. Н. Шадлун (193£),
Б. И Вейц (1945), Т. Н. Шадлун (1959), Г. М Тарасевич (1961)
Отметим некоторые наиболее характерные особенности геологии место-
рождения
Место рожден ио, представленное пластообразной согласно залегаю
щей сложной рудной зоной, заключено в силуро-девонской тотще угли-
сто-кремнисто-глинистых и углисто-известковистых сланцев с прослоями
известняков Рудовмещающая свита залегает моноклинально с круты
падением па север, счагая крыло широтно вытянутой синклинали Вес
породы сильно расслаицованы, смяты, подверглись динамометамор-
физму Дайки изверженных пород (1раиит-порфиры, диоритовые пор-
фириты, диабазы) залегают согласно с сланцевой толщей, значительно
метаморфизованы и считаются дорудными образованиями, предполо-
жительно карбонового возраста
К югу от месторождения установлено крупное тектоническое нару-
шение, в пределах месторождения проходит сопряженная с этим нару-
шением зона дробления, которая, по-видимому, относится к дорудшдм
нарушениям так же, как и ряд внутриформационных послойных сме-
щений
Значительное окварцевание и серицитизация рудовмещающих
сланцев и доломитизация карбонатных прослоев связываются с гид-
ротермальными околорудными изменениями, наложенными па более
ранние регионально-метаморфические изменения пород. Исключительно
широко развита очень тонкая вкрапленность пирита почти во всех
поротах
Руды месторож тения относятся к галенит-сфалерптовым, богатом
пиритом Главными рудообразующими минералами являются пирят,
сфалерит, галенит, кварц и карбонаты (кальцит, доломит), второсте-
пенными— бурнонит, буланжерит, джемсонит, серицит, графит, редко
встречаются в незначительных количествах пирротин, марказит, блс?к-
.288
лая руда и халькопирит. При более детальных исследованиях руд
могут быть выявлены также и некоторые другие минералы.
Одной из характерных черт состава описываемых руд является
ничтожное количество медьсодержащих минералов (бурнонит, блек-
лая руда, халькопирит).
По минеральному составу среди руд месторождения различаются:
пиритовые, сфалерит-пиритовые, галенит-сфаяерит-'пиритовые, сфа_
леритовые и галенитовые. Эти руды содержат в различных количествах
кварц и карбонаты, при этом соотношение рудных и нерудных минера.
лов колеблется в широких пределах и определяет наличие бедных и'ли
Рис. 371. Полосчатая (слоистая) вкрапленная пиритовая руда в углисто-крсмн1г_
стом сланце. Среди сланца (черное) — тонкие полоски пирита и сфалерита (свет-
лое). Верхняя часть — агрегат тонкозернистого пирита. Месторождение Тскечц
Полированным штуф. Нат. вел.
богатых вкрапленных, почти сплошных и сплошных руд с различными
текстурами.
Текстуры сплошных и вкрапленных пиритовых руд в основном тон-
кослоистые, нередко в них заметна мелкая плойчатость. Среди пир'чт_
сфалеритовых руд преобладают полосчатые текстуры и сравнительно
редки колломорфные. В некоторых участках, богатых галенитом вкр^п_
ленных руд, развиты пятнистые и брекчиевидные текстуры. В руд$х,
богатых сфалеритом и почти лишенных пирита и галенита, наблю-
даются вкрапленные, прожилковые и прожилково-брекчиевидные тек-
стуры.
Остановимся на главнейших особенностях строения вкрапленных
и сплошных пиритовых руд, которые в пределах рудной залежи играюТ
существенную роль. Для вкрапленных и сплошных пиритовых руд
характерны полосчатые и одновременно слоистые текстуры (рис. 37 [)
В некоторых участках руда состоит из широких полос почти сплош-
ного мелкозернистого пирита с реликтами слоистости. При болыпом
увеличении видно, что скопления и зерна пирита образуют густую
вкрапленность в кварцевой массе (рнс. 372). Пылевидное графити^.
рованное углистое вещество, пропитывающее кварц, различается ли1дЬ
при большом увеличении. Интересно, что в этих и других аналогичных
289
полосчатых пиритизированных сланцах отдельные тонкие полоски
сплошного пирита обычно обнаруживают отчетливые признаки дроб-
ления, разлинзования и развальцевания. При этом в некоторых более
мощных полосках почти сплошного тонкозернистого пирита макроско-
пически заметна неясно выраженная сланцеватость. Под микроскопом
удается установить, что трещины скола в 'пиритовой массе проходят
в прослоях, обогащенных углистым веществом. Вдоль трещин распола-
гаются удлиненные, отчасти пинзовидные зерна пирита (см. рис. 372).
В ряде случаев создается впечатление, что там, где проходили трещины
скола (рассланцеваиие), происходила милонитизация или грануляция
Рис. 372. Верхняя часть штуфа, показанного на рис. 371. Непра-
вильные и изометричные зерна и скопления пирита (белое)
в кварцевой основной массе, густо пропитанной графитовым
веществом (темное). Линзовидные выделения пирита приуро-
чены к плоскостям сланцеватости. Полированный шлиф. Х40
пирита. В соседних же с трещинами участках, сложенных кварцем и
пиритом, сохранялась округлая или неправильная форма выделений
пирита.
Во вкрапленных полосчатых пиритовых рудах часть «полос пред-
ставлена ка рбонатн о-утл исто-кремнистым сланцем с тонкими прослой-
ками сульфидов — в основном пирита, а иногда и сфалерита. При боль-
шем увеличений видно, что тончайшая пылевидная вкрапленность
пирита вместе с таким же пылевидным графитовым веществом распо-
лагается по слоистости. Отдельные скопления пирита более крупного
размера имеют линзовидную удлиненную форму и кварцевые хвосты
в тенях давления.
В штуфе (см. рис. 371), наряду с признаками наложенного более
позднего разлинзования и рассланцевания в пиритовой полосе, удалось
также наблюдать очень интересные формы выделения сфалерита среди
отдельных прослоев сланца. Так, в одном из прослоев углисто-кремни-
стого состава с макроскопически наблюдаемыми светлыми прямолиней-
ными полосками (мощностью до 0,2 мм), при большем увеличении
обнаруживаются полоски, обогащенные сфалеритом, параллельные
более мощным 'полоскам пирита. Сфалерит в этих полосках образует
многочисленные сплющенные линзовидные выделения (рис. 373),
заключенные в массе кремнистого состава, насыщенной тонкодисперс-
ным графитизированным углистым веществом и мельчайшими части-
290
нами пирита. Если в этих участках имеются более крупные зерна
пирита, то сфалерит образует около них хвосты в тенях давления. Неко-
торые линзовндные выделения сфалерита на концах расщепляются и
Рис. 373. Участок нижней части штуфа, показанного на
рис. 371. Участок прослоя углисто-кремнистого сланца
с пылевидной вкрапленностью пирита (белое) и лиизозид-
ными скоплениями сфалерита (серое), ориентированными
вдоль слоистости. В центре более крупное зерно пирита
с «тенями» сфалерита. Месторождение Текели. Полирован-
иый шлиф. X 85
переходят в тонкие выклинивающиеся полоски мощностью в тысячные
доли миллиметра (рис. 374).
При очень большом увеличении отчетливо видна шаровая форма
частиц пирита, заключенных в массе тонкодисперсного графитового
Рис. 374. Деталь рис. 371. Линзовидное выделение сфале-
рита (серое) с расщепленными концами, в углисто-кос?,t-
нистой массе (темное) с мельчайшими округлыми выде-
лениями пирита (белое). X 165
вещества (рис. 375)- Строение отдельных шариков пирита своеоб-
разно— они состоят из мельчайших нзометричных зернышек, плотно
прилегающих друг к другу. В других участках подобные шарики
состоят из ядра и зоны, сложенной пиритом скрытокристаллического
строения. Иногда несколько шариков окружены общей каймой, что
291
особенно отчетливо проявляется после травления. Совершенно анало-
гичные шаровидные агрегаты пирита описаны П. Рамдором (Ram-
dohr, 1953) для руд свинцово-цинкового месторождения Раммельсберг
(ФРГ), Г. Шнейдерхеном (Schneiderhohn, 1923) для Мансфельда
(ГДР), Г. Бренбергом и др. (Ehrenberg н др., 1954) для Меггена
(ФРГ), а также Я- Кантором (Fusan a. Kantor, 1953) для руд Алжбета
(Чехословакия). Несмотря на то что эти исследователи по-разному
объясняют происхождение этих руд, все сходятся на том, что они
в конечном счете возникли нз геля дисульфита железа.
Необходимо отметить, что в сланцеватых и слоистых вкрапленных
рудах Текелийского месторождения тонкораспыленному пириту почти
Рис. 375. Строение шариков пирита (белее), заклю-
ченных в тонко дисперсном графитовом веществе
(серое). Черное — кварц. Полированный шлиф.
X 760, снято в иммерсии.
всегда сопутствует тонкодисперсный графит или графитизированное
(антрацнтоподобное) углистое вещество, нередко подчеркивающее
(вместе с пиритом) слоистую текстуру породы. Форма выделений гра-
фита различна, так же как степень его кристалличности. В одних слу-
чаях это единичные тонкие, отчетливо анизотропные чешуйки размером
в тысячные доли миллиметра, в других — скопления частично графити-
зированного углистого вещества, скрытокристалличсского с размером
частиц в доли микрона илн слабораскристаллизоваиного с едва разли-
чимой анизотропией. Иногда графит или антрацитоподобное углистое
вещество располагается в виде мелких обломочных скоплений наряду
с шариками пирита в кварце около полосок пирита или находится
между округлыми скоплениями пирита внутри полосок; в ряде участков
сланца тонкодисперсные скопления углистого вещества как бы пропи-
тывают кремнистую массу породы.
Чрезвычайно интересны детали строения тонкослоистых плойчатых
сплошных .пиритовых масс. Макроскопически кажется, что эти пири-
товые руды состоят из одного пирита, в действительности же они сло-
жены кварцем и пиритом, находящимся в соотношении близком 1 : 1 и
1 :3. Отдельные прослои пиритовой массы сильно трещиноваты, как
бы раздавлены, разбиты мелкими поперечными трещинами разрыва,
очевидно, образовавшимися при их сжатии (рис. 376).
При большом увеличении в полированном шлифе в слоистой пири-
товой массе отчетливо видно, что чередующиеся прослои с различной
величиной зерен -представляют собой так же, как и в пнритнзирован-
292
пых сланцах, густую вкрапленность шариков пирита в кварце. Размер
шариков пирита и мелких идиоморфных зернышек изменяется от
5 15 до 20—40 р. Среди тонкозернистых прослоев обособляются от-
дельные скопления и цепочки крупных идиоморфных зерен пирита
размером до 0,5—1,0 мм, представляющие собой порфиробласты, как
правило, также заключенные в кварце. Отдельные прослои тонкозер-
нистого кварц-пиритового агрегата огибают крупные порфиробласты.
При этом мель«айшие зерпышкн пирита оказываются как бы сплющен-
ными н приобретают удлиненную форму.
Местами кварц-пнритовые агрегаты раздроблены, при этом раз-
ноориентированные обломки тонкослоистых -прослоев и крупные зерна
Рис. 376. Почти сплошная пиритовая руда со слоистой,
отчасти пленчатой текстурой. Более темные прослои — обога-
щенные кварцем Месторождение Тексли. Полированный
штуф. Нат. вел.
пирита образуют участки брекчиевой мнкротекстуры (рис. 377). В этих
же участках очень своеобразно проявлено разъедание топкозернистых
пиритовых прослоев кварцем по сетке трещинок, перпендикулярных
к слоистости. Появление трещин н переотложение кварца может быть
связано с процессами эпигенеза и метаморфизма.
Так как разъедание кварцем тонкослоистых пиритовых прослоев
наблюдается и среди сплошных плойчатых пиритовых масс и среди
пиритизированиых сланцев, можно предполагать, что в гелевых массах
дисульфида железа и кремнистого вещества, обособившихся в про-
цессе осадконакопления, после затвердевания происходили процессы
перегруппировки, связанные с начальными этапами регионального
метаморфизма.
Интересно, что в прослоях пнритизированных сланцев наряду
с мельчайшими шариками пирита в кварцевой (или кварц-карбонат-
ной) массе наблюдаются относительно крупные идиоморфные выде-
ления пирита. Они представляют собой порфиробласты, в процессе
роста захватившие мелкие шарики (рнс. 378) и, очевидно, образовав-
шиеся за счет них путем собирательной кристаллизации при региональ-
ном метаморфизме. Такие порфиробласты сопровождаются тенями
давления, состоящими из чистого кварца, нарастающего на двух про-
тивоположных гранях кристаллов пирита (рис. 379). В некоторых уча-
стках этот кварц имеет стебельчатое строение и обнаруживает отчет-
ливые признаки изгиба илн скручивания.
293
Отмеченные некоторые характерные особенности строения пири
товых руд сохраняются лишь локально. Они фиксируют как бы преоб
Рис. 377. Участок штуфа, показанного на рис. 376. Участок брекчие-
вой микротекстуры. Обрывок прослоя тонкозернистого пирита (белое)
с кварцем (темное). Справа—густая вкрапленность шариков пирита
в кварце. Слева — порфиробласты пирита. Полированный шлиф. X 40
разевания начальных этапов регионального метаморфизма, предшест-
вовавших последующим преобразованиям под влиянием гидротермаль-
Piic. 378. Порфиробласты и мелкие шарики
пирита (белое) в кварцевой массе (черное).
Месторождение Текели. Полированный шлиф.
X 85
ных процессов, сопровождав-
ших отложение свинцово-цин-
кового оруденения.
Сфалернт-пиритовые руды
также характеризуются в ос-
новном полосчатыми тексту-
рами. В отдельных участках
рудного тела наблюдается че-
редование полос сфалерит-
пиритового агрегата с полоса-
ми вмещающей карбонатной
породы (рис. 380). Ширина
полос колеблется от несколь-
ких миллиметров до несколь-
ких сантиметров. В полосах
карбонатного состава нередко
заметна сланцеватость и ме-
стами признаки разлинзова-
ния. Отдельные участки поро-
ды рассекаются пирит-сфале-
ритовым агрегатом и явно за-
мещаются, им. В полированном
штуфе хорошо видно, что пи-
рит очень сильно раздроблен
и явно цементируется сфалеритом и карбонатом. Карбонатная масса
имеет мелко- и крупнозернистую структуру. Нередко в ней хорошо
различаются (особенно после травления) следы доломита, почти нацело
замещенного кальцитом. В некоторых участках при замещении доло-
294
мита кальцитом выявляется отчетливое зональное строение доломита,
кальцит проникает в агрегат пирита и замещает его вдоль трещин.
В различных типах полосчатых руд, богатых карбонатами, заме-
щение доломита кальцитом проявлено очень широко. Процесс этот
Рис. 379 Порфиробласты пирита (черное) с тенями кварца (белое)
в полосчатом пиритизированнем углисто-кремнистом сланце. Про-
зрачный шлиф. X 46
Рис. 380. Полосчатая сфалерит-пиритовая pyia. Полосы мелкозернистого агрегата
пирита со сфалеритом (светлое), чередуются с полосами карбонатной породы
(темное). Заметна раздробленность пирита. Месторождение Текели. Полированной
штуф. X 1%
местами очень отчетлив, именно благодаря указанному частичному
сохранению зонального строения зерен доломита. Кальцит при этом
развивается вдоль отдельных зон, постепенно полностью замещая #се
зерно. Травление подчеркивает слабозаметные различия между обоими
295
карбонатами и позволяет различать указанные срастания при меньших
увеличениях. Без специальных детальных исследований трудно сделать
вывод о времени и причинах кальцитизацин доломита, однако не
исключена возможность связи этого процесса с воздействием гидро-
термальных растворов, принесших свинцово-цинковое оруденение.
Встречаются полосчатые пнрит-сфалеритовые руды с большим
количеством кварца (рис. 381). При этом среди кварца многочисленны
мелкие шарики колломорфного пирита и обрастающие их порфиро-
бласты (0,2—0,5 мм) пирита (рнс. 382), аналогичные наблюдающимся
в слоистых пиритовых рудах (см. рис. 378). При травлении HNO3
Рнс. 381. Полосчатая пирит-сфалеритонея руда. В верхней части
штуфа заметна сиоистлсть, подчеркнутая вкрапленностью пирита
в кремнистой массе. В нижней части преобладает сфалерит (темно-
серое) Месторождение Гекели. Полированный штуф. Нат. веч
По Г. М. Тарасевич.
(1 ; 1) шарики пирита полностью затравливаются, в то время как пор-
фиробласты не изменяются. Интересно, что в этом же штуфе в полосе
сфалеритового состава заключены значительно более мелкие (0,01—
0,1 мм) идиоморфные зерна пирита, уже не содержащие шариков,
облагающие следами зонального строения, с включениями и «втеками»
сфалерита (рис. 383). По-видимому, этот пирит образуется уже в более
поздний гидротермальный этап и подвергается разъеданию при отло-
жении сфалерита.
Изучение некоторых участков пиритизированных углисто-карбо-
натно-кремнистых сланцев показало, что наряду с устойчивой формой
дисульфида железа—явнокристаллическим пиритом, в них присутствует
другая, менее устойчивая форма — тонкоднсперсный колломорфный
мельниковит-пирит. Последний, по-видимому, легче замещался сфале-
ритом, иногда галенитом и блеклой рудой или перекристаллизовывался
в различные зернистые агрегаты.
Наблюдая пирит в ошритизнрованных вмещающих породах, в уча-
стках, лишенных сфалерита н других более поздних сульфидов, и пирит
в тех же породах, подвергшихся интенсивному замещению сфалеритом
и другими сульфидами, можно видеть признаки замещения раннего
пирита и образование более позднего пирита.
296
При изменениях, связанных с воздействием рудоносных гидротерм
в обстановке интенсивного метасоматоза, прежде всего изчезают или
сохраняются в незначительном количестве мельчайшие шарики и
округлые мелкие скопления
пирита и мельников ит-пир и-
та с концентрическн-зональ-
ным строением. Если по-
следние сохраняются в мас-
се сфалерита или галенита,
ю они в той или иной сте-
пени замещены этими суль-
фидами.
В некоторых участках
сплошных пирит-сфалерито-
вых руд полосчатой тексту-
ры обнаруживается совер-
шенно отчетливо более
позднее образование сфале-
рита по серии параллельных
трещин в пиритовой руде
Это особенно хорошо видно
на рис. 384, где полосы раз-
дробленного пирита с кар-
бонатом и сфалеритом чере-
дуются с полосами сфалери-
та, в котором микроскопи-
чески обнаруживается зна-
чительное количество гале-
нита. Здесь же видна полоса
почти чистого карбоната с
явными признаками разлин-
зования. Если присмот-
реться к обломочным зер-
нам пирита, то видно, что
некоторые группы зерен
были единым скоплением,
а затем подверглись раст-
рескиванию перпендикуляр-
но удлинению скоплений.
Резко выраженную обособ-
ленность тонких полос сфа-
леритового состава в массе
пнрит-сфалеритовых руд по-
лосчатой текстуры, очевид-
но, следует относить к про-
явлениям послерудного ди-
намометаморфизма. Для
таких участков характерна
значительная насыщенность
тонких сфалеритовых полос
галенитом и нахождение
в более широких полосах
сильно раздробленного пи-
рита н большого количества
Рис. 382 Порфиробласты пирита (белое) с мно-
гочисленными шариками пирита (черные затрав-
лены), заключенными также и в кварцевой мас-
се (темно-серое). Месторождение Текели. Поли-
рованный шлиф. X 40
Рис. 383. Мелкие идиоморфные зерна пирита
(белое), корродированные окружающим сфале-
ритом (серое) и содержащие его включения.
Пирит и сфалерит частично затравлены. Чер-
ное— кварц. Месторождение Текели. Полирован-
ный шлиф. X 165
остатков вмещающей породы, при отсутст-
вии в них галенита.
По-видимому, в таких участках имелась первичная полосчатость,
обусловленная отложением сфалерита и галенита в рассланцованиой
297
Рис. 384. Сплошная полосчатая пирнт-сфале-
ритовая руда с галенитом. Полосы сфалери-
та (серое), содержащие галенит, чередуются _
с полосами карбон ат-пиритового состава (бе-'
лос с черным). Вверху полоска разлинзовчи-
ного деформированного карбоната (темное
с мутноватыми бликами). Месторождение Те-
кели. Полированный штуф. Нат. вел.
пиритизированной слоистой породе. Эта полосчатость предопредели та
последующую перегруппировку вещества при наложении более позд-
него динамометаморфизма. При этом образовалась резко выраженная
полосчатость с четким обособ-
лением мягких минералов под
воздействием интенсивного на-
правленного давления.
Дополнительным указанием
на отложение сфалерита после
возникновения трещин рас-
сланцевания может служить
наличие тонких сколовых тре-
щин параллельно полосчато-
сти, секущих пиритовые скоп-
ления, заключенные в карбо-
натно-кварцевой массе (рис.
385). Вдоль этих трещин отла-
гался сфалерит, среди которо-
го видны тонкие чешуйки се-
рицита и мелкий пирит. По-
следний представляет собой
остатки растертого пирита,
сцементированного сфалери-
том.
Очень интересны полосчатые руды галеннт-пирит-сфалеритового
состава с линзовидно- или гнейсовидно-полосчатой текстурой, содер-
жащие тонкие прослои н обломки смятого сланца.
Рис. 385. Тонкая полоса сфалерита (серое в центре) сечет
агрегат пирита (белое) с карбонатом и кварцем (черное). В сфа-
лерите заключены чешуйки серицита и тонкий пылевидный пирит.
Месторождение Текели. Полированный шлиф. X 85
Так, на рис. 386 очень отчетливо проявлено разлинзование и раз-
вальцеванне пиритовых агрегатов в пирит- галенИт-сфалеритовой руде.
Эта типичная для месторождения полосчатая руда, в которой лиизо-
видные скопления раздробленного пирита «обтекаются» чередующимися
полосами сфалерита и галенита, имеет явно гнейсовидный облик.
298
Изучение деталей структуры отдельных агрегатов в полосах указы-
вает на наличие удлинения и ориентировки зерен в некоторых скопле-
ниях галенита (рис. 387), в участках, где полосы его огибают обломки
сланца; устанавливается также перекристаллизация сфалерита и гале-
нита с образованием тонкозернистого агрегата сфалерита с мелкими
выделениями галенита между сдвойниковаиными зернами. В отдель-
ных полосах иногда одновременно проявлены и катакластические и
гране- или порфиробластические структуры. В частности, характерно
локальное образование микробрекчии сфалерита в галенит-сфалерито-
вых полосах. На рис. 388 видна такого рода брекчиевидная микротек-
Рис. 386. Пирит-галеиит-сфалеритовая руда гиейсовидно-полосчатой (линзовндной)
текстуры. Справа—разлинзованные полосы раздробленного пирита (светло-серое).
Тонкие и более широкие полосы сфалерита (темное) огибают линзы пирита.
В центре и счева полосы галенита (белое) огибают и рассекают участки пирити-
зированного углисто-кремнистого сланца (черное). Месторождение Текели. Поли-
рованный штуф. 3Д нат. вел.
стура — раздробленный сфалерит и обломкн зерен пирита и кварца
цементируются очень тонкозернистым сфалсрит-галенитовым агрегатом;
при этом относительно крупные обломки сфалерита сохраняют первич-
ную крупнозернистую структуру, а окружающая масса перекристалли-
зована в тонкозернистый агрегат.
В некоторых участках полос пирит-сфалеритового состава иногда
видна деформация порфиробластов пирита. При этом порфиробласт
подвергается раздроблению на границе со сфалеритом (рис. 389),
а сфалерит как бы «течет», огибая зерно пирита и растаскивая мелкие
раздробленные части этого зерна. Внутри порфиробласта сохранились
шарики топкодисперсного пирита.
Наличие средн полос сфалеритового и галенитового состава вклю-
чений мельчайших сферических образований «пирита, характерных
для вкрапленных пиритовых руд, и скоплений тончайших пылевидных
частиц графитового вещества, как бы пропитывающего выделения
галенита, говорит о замещении сфалеритом и галенитом вмещающих
карбонатно-углисто-кремнистых сланцев, содержащих углистое веще-
ство и мелкие сферические образования пирита или мельниковит-
пирита.
Полосы галенита в описываемых гнейсовидно-полосчатых галенит-
сфалеритовых рудах имеют обычно очень неправильные, иногда изви-
299
листые контуры, говорящие о смятии, однако галенит в этом случае не
обнаруживает отчетливых признаков деформации. Можно предпола-
гать, что деформации в руде могли происходить и до отложения гале-
Рис 387. Участок руды, показанной на рис. 386. Мелкозернистая струк-
тура галенитового агрегата (светло-серое, протравлено). Зерна гале-
нита слегка удлинены и ориентированы. Темно-серое — сфалерит,
белое — мелкие зерна — пирит, черное — кварц. Месторождение Текели.
Полированный шлиф. < 165
Рис. 388. Брекчиевидная микротекстура. Раздробленные зерна
пирита (белый, рельефный) и обломки сфалерита (протравлено
серое) в тонкозернистой сфалерит-галенитовой массе. Месторо-
ждение Текели. Полированный шлиф. X 85
нита, могли быть и внутрирудные подвижки, разделяющие отложение
сфалерита и галенита. Вполне вероятно, что галенит утратил признаки
пластической деформации и грануляции, претерпев частичное переот-
ложение под действием давления и полную перекристаллизацию. Под-
тверждением деформации галенита отчасти может служить орненги-
300
ровка выделений сульфосолей и серицита, заключенных в полосах
галенита.
Характерно, что в гнейсовидной пирит-сфалеритовой руде по гра-
нице пиритизированпого сланца |где пирит развит в виде тонкой густой
Рис. 389. Порфиробласт пирита, края раздроблены, а обломки рас-
тащены цементирующим его сфалеритом при позднейших реформа-
циях. Месторождение Текели. Полированный шлиф. К 85
Рис. 390. Участок руды, показанной на рис. 386
Цепочки мелких идиоморфных зерен пирита,
являющихся новообразованиями в полоске сфа-
лерита (серое), заключенной в массе тонкозер-
нистого пирита. Полированный шлиф. '' 85
вкрапленности мельчайших шариков) н более позднего сфалерита
нередко появляются новообразования пирита. Они представлены очень
хорошо образованными мелкими (сотые и тысячные доли миллиметра)
301
идиоморфными зернами (рис. 390), заключенными в массе сфалерита.
При большом увеличении после травления в них обнаруживается
Рис. 391. Участок шлифа, показанного на рис. 390-
Мелкие идиоморфные зерна пирита (белое) среди
сфалерита обнаруживают зональное строение
после травления. Полированный шлиф. Х41О
Рис. Участок штуфа, показанного ьа уж. 386.
Крупные идиоморфные зерна пирита (белое)
среди карбоната (черное) нарастзют на тонко-
зернистом пирите с реликтами слоистости. В верх-
ней части снимка — густая вкрапленность шари-
ков пирита в карбонат-кремнистой массе. Поли-
рованный шлиф. X 40
зональность (рис. 391).
По границе тонкозер-
нистой слоистой пиритовой
массы с карбонатными по-
лосками также образуются
иногда идиоморфные зерна
пирита, но значительно бо-
лее крупные — размером в
десятые доли миллиметра
(рис. 392). В этом случае
отчетливо видно, что ука-
занные зерна пирита нарас-
тают на тонкозернистом пи-
рите н образовались за счет
него.
По-видимому, процесс
собирательной кристаллиза-
ции пирита стимулировал-
ся теми гидротермальными
растворами, которые цир-
кулировали вдоль трещин
или плоскостей сланцева-
тости пиритизированных
сланцев. Процесс обра-
зования метакристаллов
пирнта мог предшествовать
отложению сфалерита, рав-
но как н отложению карбо-
ната или быть почти одно-
временным.
В пирит-сфалеритовых
рудах нередко присутствуют
колломорфные образования
пирита, обладающие не-
сколько иными очертаниями
и более крупными размера-
ми (от десятых долей до
нескольких миллиметров),
чем описанные шарики пи-
рита, развитые главным об-
разом среди пиритизирован-
ных сланцев. Этн колло-
морфные скопления имеют
почковидные или неправиль-
ные округлые и удлиненные
формы.
Г. М. Тарасевич (1961)
отмечает, что такие скопле-
ния достигают иногда не-
скольких сантиметров. В не-
которых участках брекчиро-
ваниых карбонатных пород
колломорфные дисульфиды
железа цементируют об-
ломки этих пород. В пирит-сфалеритовых и пирит-галеиитовых рудах
наблюдаются отдельные округлые скопления мельниковит-пирита
302
с пиритом, в которых травлением выявляется концентрически-зональ-
ное и радиально-лучистое строение. Окружающая масса сфалерита
обладает исключительно тонкозернистой структурой. Иногда довольно
крупные скопления колломорфных дисульфидов железа интенсивно
замещаются сфалеритом. Характерно, что при этом в сфалерите появ-
ляются новообразования пирита. В частности, в одном из участков
пирит-сфалернтовой руды довольно крупное (около 5 см) скопление
тонкозернистого колломорфного пирита оказалось окруженным сфале-
ритом. На некотором расстоянии от границы с пиритом в сфалерите
выделились мелкие идиоморфные зернышки пирита в виде цепочки,
Рис. 393. Сфалерит (серое) заполняет трещины и замещает часть
крупного скопления пирита (белое слева вверху). Тонкая цепочка
мелких идиоморфных зерен пирита среди сфалерита повторяет кон-
тур крупного скопления. Месторождение Текели. Полированный
шлиф. X 165
повторяющей контур скопления пирита (рис. 393), по своему облику
они аналогичны зернам пирита, показанным на рис. 390, но имеют еще
более мелкие размеры. Вместе с тем травление показало, что скопле-
ние сложено тонко дисперсным пиритом и обладает очень тонким рит-
мичио-зональным и радиально-лучистым строением, а зернышки пирита
среди сфалерита имеют правильные идиоморфные очертания, следова-
тельно, они не могли быть остатками от замещения.
Описанные соотношения колломорфных скоплений пирита со
сфалеритом говорят о более раннем выделении дисульфидов железа,
но, по-видимому очень близком к отложению- сфалерита. Последнее
подтверждается отсутствием их дробления и перекристаллизации.
В некоторых участках рудной зоны встречаются богатые сфалери-
том руды брекчиевидиой и прожил ковой текстур. На рис. 394 сфалерит
цементирует и замещает обломки тонкослоистой пиритизированной
породы, имеющей карбонатный состав. Характерно образование
тонких жилок пирита в тех участках тонкослоистой пиритизированной
породы, которые пересекаются сфалеритовыми жилками и скопле-
ниями. Часто образуются также тонкие неправильные каемки пирита
по границе сфалерита с породой, -содержащей тонкорассея-нный пирит.
303
От таких каемок ответвляются тонкие жилки пирита в сфалерит.
Возможно, что указанные каемки и жилки пирита образовались
в результате перегруппировки под действием растворов, отлагавших
сфалерит.
Рис. 394. Сфалеритовая руда прожилковой н брекчиевиднои текстуры.
Сфалерит (серое} цементирует обломки тонкослоистой карбона мой породы
(черное) с пылевидной вкрапленностью пирита. Месторож доне Текели.
Полированный штуф- Нат. вел.
Рис. 395. Вкрапленность округлых выделений
сфалерита (светлое) в кварц карбонатной массе
(темное). Полированный шлиф. X 40
В других участках карбонатных пород, богатых сфалеритом, пирит
также локализуется около скоплений крупнокристаллического темного
карбоната, вероятно, обра-
зовавшегося путем перекри-
сталлизации карбонатной
вмещающей породы.
Сравнительно редки в
пределах рудной зоны явно
брекчиевые текстуры вкрап-
генных сфалерит-пиритовых
руд. В этом случае скопле-
ния пирита раздроблены,
полоски его разорваны, рас-
тащены и располагаются в
промежутках между более
крупными обломками вме-
щающей породы. Присут-
ствующие здесь же углова-
тые обломки графитизиро-
ваного углистого вещества
цементируются сфалеритом,
который несет следы смя-
тия. Агрегаты сфалерита в
этих участках так же, как и
в разлинзованных полосча-
тых пирит-галент-сфалери-
товых рудах, очень мелкозернистые, вероятно, претерпевшие перекри-
сталлизацию.
Интересны участки вкрапленных сфалеритовых руд в породе
кварц-карбонатного состава, где мелкая вкрапленность округлых
выделений сфалерита (размером в десятые доли миллиметра) распо-
лагается сравнительно равномерно в нерудной массе (рис. 395).
304
Создается впечатление, что этот сфалерит заполнил многочисленные
пустоты или крупные поры. Во вмещающей карбонатно-кварцевой
массе присутствует также тонкий пылевидный пирит и тонкодисперс-
ный графит. Участки кварца и карбоната, не содержащие сульфидов,
обнаруживают сильную деформацию в форме волнистого угасания
в кварце и тонких полисинтетических двойников давления в карбонате
(рис. 396). Здесь же видна и перекристаллизация (или грануляция)
вдоль трещинок с образованием тонкозернистых агрегатов того же
состава. Описанная руда сечется прожилком кварп-карбопатного
Рис. 396. Деформированный агрегат крупнозернистого кварца
(стета) и карбонат* (справа) с признаками перекристаялизация
вдоль трещинок в тонкозернистый агрегат. В кварце заметно
волнистое угасание, а в карбонате тонкие двойники \ тления.
Прозрачный шлиф. Снято в скрещенных никелях. ' 46
состава, не содержащим сульфидов, очевидно, относящихся к самым
поздним образованиям.
В других участках рудной зоны появляются своеобразные вкрап-
ленные полосчатые галенитовые руды в кварц-карбонатной породе.
Полосы карбоната и кварца, обладающие сравнительно крупнокристал-
лической структурой, чередуются с полосами тонкозернистого галенита
В полосах карбоната, обнаруживающего очень сильное двойникование
и смятие, заключены мелкие и более крупные обломки тонкокристалли-
ческого графита (рис. 397, 398). В таких участках галенит, образуя
отдельные полосы, в то же время проникает в трещинки более твердых
минералов; иногда его полоски насыщены тонкими чешуйками серицита
или содержат скопления тонко дисперсного графита.
Богатые галенитовые руды другого типа обладают брекчиевидно-
пятиистыми текстурами. На рис. 399 сильно раздробленная вмещающая
кварц-карбонатная масса образует разной величины обломки, сцемен-
тированные очень тонкозернистым галенитовым агрегатом. Форма
скоплений галенита и их структурные особенности позволяют предпо-
лагать, что и сам галенит подвергался деформациям. В галените
в небольшом количестве присутствуют пирит и сфалерит, а также
сульфосоли меди *и свинца (джемсонит, буланжерит, бурнонит).
305
В некоторых участках галенитовых руд интерес представляют
своеобразные срастания. Блеклая руда, заключенная в массе галенита,
окаймляется бурнонитом, содержащим мелкие включения халькопирита
Рис. 397. В карбонатной массе (серое) заключены
обломки графита (белое) и кварца (темное). Ме-
сторождение Текели Полированный шлиф. X 40
линенными формами отдельных зерен в отдельных участках распола-
гаются мелкие неправильные выделения бурнонита. Эти выделения,
как показывает травление, часто представляют собой сростки мелких
изометричных, местами
слегка округленных зе-
рен и всегда заключены
между зернами галенита.
Ровные границы между
зернами обоих минералов
и их взаимное располо-
жение позволяют предпо-
лагать более позднее вы-
деление бурнонита.
Как среди галенита,
так и среди бурнонита в
отдельных участках бога-
тых галенитом полосча-
тых руд, присутствуют
удлиненные выделения
буланжерита, часто пред-
ставляющие сростки
призматических зерен.
Характерно, что, будучи
заключены в галените,
они нередко как бы
разъедаются галенитом, особенно в тех участках, где скопления гале-
нита вытянуты вдоль направления полосчастости -среди сфалеритовой
массы.
Отмеченные специфические структурно-текстурные особенности руд
Текелийского месторождения свидетельствуют о сложном и многооб-
разном характере преобразований пород н руд, происходивших на раз-
и сфалерита. Наличие та-
кого срастания позволяет
предполагать образова-
ние бурнонита в резуль-
тате реакционных взаи-
модействий, имевших ме-
сто по границе галенита
и блеклой руды. Возмож-
но, что процесс разложе-
ния блеклой руды вызван
воздействием каких-то
более поздних растворов,
проникавших по грани-
цам зерен. Освободив-
шийся из блеклой руды
избыток меди выделился
при этом в виде халько-
пирита, а цинк — в виде
сфалерита внутри выде-
лений бурнонита.
Среди агрегатов тон-
ко- или мелкозернистого
галеинта с изометриины-
ми или иногда слегка уд-
Рис 398. Участок шлифа, показанного иа рис. 397.
Обломок тонкокристаллического графита (светлое)1
в мдссе деформированного сдвойникованного кар-
боната. Полированный шлиф. Николи скрещены.
X 85
306
личных этапах -формирования месторождения. Детальное исследование
текстур и структур руд помогает выяснить последовательность раз-
личных процессов. Так, например, исследование строения руд позволяет
летать вывод, что вкрапленные и почти сплошные тонкослоистые и
лслосчатые пиритовые руды являются значительно более ранними
образованиями, чем полосчатые пирит-галенит-сфалеритовые руды.
Определенные детали структур и текстур указывают иа интенсивные
динамические воздействия после сформирования главной массы этих
руд.
Тонкослоистые и полосчатые пиритовые руды, тесно связанные
углисто-кремнистыми сланцами (с примесью глинистого и известко-
Рис. 399. Богатая вкрапленная галенитовая руда брекчие-
видно-пятннстой текстуры. Полосы галенита (светлое)
очень неправильной формы огибают участки углистого
сланца (черное) н скопления кварца и карбоната (с бе-
лыми бликами). Месторождение Текели. Полированный
штуф. Нат. вел.
вистого материала), подвергшимися региональному метаморфизму,
по-видимому, относятся к сингенетическим образованиям, в которых
основная часть пирита сформировалась и подверглась преобразованиям
в процессе диагенеза и метаморфизма слоистых осадочных пород,
содержащих органическое вещество. Касаясь условий первоначального
образования сплошных дисперсных масс пирита (состоящих из мелких
шариков) в углисто-кремнистой или карбоиатно-кремнистой массе,
можно предполагать, что указанные формы дисульфида железа обособ-
лялись в виде геля и кристаллизовались в стадию диагенеза пород, бо-
гатых органическим вешеством. На такой способ образования указы-
вают описанные срастания дисульфидов железа и графитизирован-
ного углистого вещества (см. рис. 375).
Пирит-сфалеритовые руды в карбонатио-кремнистых породах,
содержащие более крупнозернистые и колломорфные пиритовые агре-
гаты с более поздним сфалеритом, образовались под влиянием гидро-
термальных процессов, сопровождавшихся перегруппировкой и пере-
кристаллизацией уже метаморфизованных пиритсодержащих сланцев.
Очевидно, слоистость вмещающей толщи и затем развитие сланцева-
тости во вмещающих породах играли основную роль при формировании
полосчатых текстур этих руд. Отложение сульфидов происходило
в основном путем метасоматоза с одновременным выполнением тре-
щин. Проникновению растворов благоприятствовала, очевидно, также
значительная пористость некоторых прослоев. Об этом свидетель-
307
ствует сравнительно широкое развитие вкрапленности сфалерита в ряде
участков н переходы от вкрапленности к сплошным скоплениям с сохра-
нением многочисленных мелких неправильных включений минералов
вмещающей породы.
Полосчатые текстуры галепит-сфалерит-пиритовых руд представ-
ляют собой нервичпополосчатые гидротермально-метасоматические
образования, подвергшиеся интенсивному послерудному динамомета-
морфизму Наличие в пределах рудной зоны более поздних тектониче-
ских нарушений и признаки пластической деформации, дробления и
перекристаллизации отдельных минеральных агршагов в различных
участках подобных полосчатых руд доказывают воздействие на них
послерудных деформаций.
Нельзя считать вполне установленным подверглись ли деформа-
ции сфалериг-пиритовые руды до или после отложения галенита,
поскольку галенит и в том и в другом случае может дать аналогичные
формы выделения. Наличие смятых, плойчатых участков галенитовой
массы с изогнутыми чешуйками серицита не решает вопроса вполне
однозначно, ибо такие формы могли образоваться как при метасома-
тозе в смятых участках сланца, так и при последующей деформации
Вместе с тем тот факт, что галенит слагает обособленные полосы
в полосчатой сфалеритовой или пиритовой руде, а иногда под некото-
рым углом к слоистости локализуется в виде секущих неправильных
полос в массе сфалерит-пиритового состава, говорит о более позднем
отложении или переотложении галенита.
Пятнистые и брекчиевидные текстуры руд, очевидно, образовались
в участках углисто-кремиистых сланцев и прослоев карбонатных пород,
подвергавшихся не только рассланцеванию, ио и дроблению до отложе-
ния рудного вещества. В сфалерит-пирит-галенитовых рудах с указан-
ными текстурами иногда отчетливо видно смятие полос галенита,
сопровождающееся превращением галенита в мелкозернистый агрегат
(свинчак), раздробление участков графитизированното углистою веще-
ства и одновременно раздробление пирита, следовательно, оии испы-
тали также и послерудные деформации.
Небольшие участки прожилковых руд образовались в кремнистых
породах, подвергавшихся растрескиванию с выполнением отдельных
трещинок сфалеритом без замещения.
Следует отметить, что деформации в пределах рудной зоны,
по-видимому, были многократными и достаточно сложно проявлены
вследствие разнородности рудовмещающей толщи — наличия чередую-
щихся прослоев пород совершенно различной компетентности и весьма
различных по физическим свойствам агрегатов сульфидов
Вначале было упомянуто, что, помимо Текелийского, к описывае-
мой группе относятся месторождения Раммельсберг и Маунт-Айза.
Для всех этих месторождений, так же как и для месторождений
колчеданного типа, в эффузивных толщах, до сего времени не имеется
однозначной трактовки их юнезиса. Это несомненно следствие слож
ности и многообразия процессов, сформировавших эти руды
Карбоиат-галеиит-сфалеритовые руды в карбонатных породах
Месторождения свинцово-цинковых руд описываемого типа, зале-
гающие в карбонатных породах, сравнительно широко распространены
и представляют значительный интерес. Большинство их представлено
линзами, штоками, а также трубчатыми и гнездовыми рудными
телами, образующимися в значительной степени путем замещения вме-
щающих их карбонатных пород. К этой же группе относятся трещинные
секущие жилы, залегающие в доломитах и известняках.
308
Минеральный состав руд этих месторождений сравнительно одно-
образен. Помимо галенита и сфалерита, в рудах обычно наблюдаются
инрит и арсенопирит, а из нерудных .минералов в значительном коли-
честве присутствуют карбонаты и кварц. В рудах широко развиты мас-
сивные и полосчатые текстуры, обусловленные замещением рудными
минералами массивных или слоистых доломитов и известняков Встре-
чаются и брекчиевые текстуры руд, образование которых связано
с подвижками, происходившими в процессе рудообразования, а иногда
и кокардовые текстуры.
Типичными представителями месторождений этого типа являются
месторождения Нерчинской группы (Забайкалье), Акджальской группы
(Казахстан), Ледвиль и др. (США), Санта-Евлалия (Мексика) и Др-
Среди свинцово-цинковых руд Нерчинской группы (Забайкалье)
особое место благодаря своеобразию текстурных особенностей зани-
мают руды Кадаинского месторождения.
По данным С. С. Смирнова (1933) и О. П. Поляковой (1963),
Кадаинское месторождение представлено несколькими рудными телами.
Рудные тела залегают в толще нижиепалеозойских карбонатных пород,
з основном в известняках и доломитах, заключающих прослои и линзы
глинистых и углисто-глинистых сланцев и рассеченных дайками лампро-
фиров. Рудовмещающие породы сильно доломитизированы, анкерити-
зированы. окварцоваиы, пиритизированы и содержат бедную вкрап-
ленность галенита и сфалерита. Жильные тела контролируются круто-
падающими дизъюнктивными нарушениями. Осиновский шток,
имеющий форму клинообразного блока, заключенного между зонами
нарушений, состоит в основном из брекчированных известняков и реже
доломитов. Местами па верхних горизонтах наблюдается также брек-
чия лампрофира. Карбонатная брекчия подверглась интенсивному
замещению рудными минералами.
Главными рудообразующими минералами во всех рудах являются
сфалерит, галенит, пирит, кварц, кальцит и анкерит.
Руды Кадаииского месторождения, детально изучавшиеся
О. П. Поляковой (1956, 1963), весьма интересны благодаря необычай-
ному разнообразию их текстурных особенностей. Встречаются полос-
чатые, брекчиевые, кокардовые, массивные, вкрапленные и прожилково-
вкраплеииые текстуры руд.
Согласно исследованиям О. II. Поляковой, кокардовые руды Оси-
иовскою штока большей частью представлены обломками вметающих
пород, обросшими каймами рудных минералов. В одних случаях гра-
ницы между обломками, состоящими из известняков н доломитов, и
каймами сульфидов (сфалерита, галенита) резкие (рис. 400), а в дру-
, их заметны постепенные переходы благодаря замещению обломков
сульфидами и жильным карбонатом — анкеритом.
Для многих участков кокардовых руд характерно наличие пустот
выщелачивания, выстланных друзами кристаллов рудообразующих
минералов (анкерита, сфалерита). Как отмечает О. П. Полякова, эти
пустоты образовались путем растворения топкоперетертого материала,
располагающегося между более крупными обломками карбонатных
пород. Своеобразные кокардовые текстуры возникают в случае, когда
обломки известняка полностью замещаются сфалеритом, а затем
обрастают каймой более крупнозернистого сфалерита и следующей за
ней каймой анкерита, внутри которой часто наблюдается топкая
извилистая полоска сфалерита (рис. 401).
Брекчиевые текстуры руд большей частью обусловлены цемента-
цией сульфидами крупных угловатых обломков известняка или доло-
мита. Среди сульфитного цемента находится много мелких обломков
этих пород.
309
Рнс. 400. Кокардован текстура руды. Обломки серого доло-
митизированного известняка окружаются каймами сфалерита
(темное). Межобломочное пространство выполнено анкеритом
(белое и светло-серое); последний местами совместно со сфа-
леритом замещает известняк в обломках. Кадаинское место-
рождение. По О. П Поляковой. Полированный штуф. Нат.
вел.
Рнс. 401. Кокардовая текстура руды. Обломки карбонатных пород, полностью заме-
щенные сфалеритом (темное), окружаются каймами анкерита (белое). Кадаинское
месторождение. По О. П. Поляковой. Штуф. 2/3 нат. вел.
Наиболее характерны для месторождения ритмично-полосчат?’6
текстуры руд, широко известные под названием «бурундучных» ругд-
Изучение их проводилось по образцам коллекции С. С. Смирнова и
нескольким штуфам, переданным автору О. П. Поляковой.
Ритмично-полосчатое строение «бурундучных» руд обычно обус'
ловлено чередованием рудных полосок, сложенных большей част?10
сфалеритом, и карбонатных, сложенных анкеритом.
Образец таких типичных «бурундучных» руд представлен
рис. 402. Как это видно на фотографии, сфалеритовые полоски преры'
внсты. Нередко наблюдается слияние полосок, а затем вновь расхож-
Рис. 402. Ритмично-полосчатая или «бурундучная» текстура сфале-
рит-анкеритовой руды. Темные сфалеритовые полоски чередуются
со светлыми, анксуитовыми. Каслинское месторождение. Полиро-
ванный штуф. Снято в косом свете. Нат. вел
дение их. В центральной части сфалеритовых полосок весьма ча^т0
располагаются кристаллики кварца (рис. 403). В некоторых образ1*ах
в строении рудных полосок, помимо сфалерита, принимает учас^ие
также галенит, занимающий обычно совместно с кварцем централы*ые
части рудиых полосок (рис. 404), что придает рудам своеобразное С0М‘
метрично-полосчатое строение.
Толщина рудных и разделяющих их карбонатных полосок весима
разнообразна — от миллиметровых полосок в тонкополосчатых ру^ах
до отдельных полосок толщиной до 1 см в более грубополосчатых.
Ритмичное чередование рудных и нерудных полосок в полосчаТых
рудах Кадаипского месторождения объяснялось ранее (С. С. Смирнов*
1955) как результат «гелевого метасоматоза» карбонатных пород с поопе"
дующей диффузией электролитов в массу геля и их реакцией с ос'га;
точными растворами, содержащимися в геле. Достижение критичес!40”
концентрации дисперсной фазы илн электролита вызывало период^46"
ское ритмичное осаждение по принципу диффузионных колец Лйзе'
ганга.
Для выяснения происхождения закономерного чередования руд^ых
и нерудных полосок в описываемом типе полосчатых руд большое з^а"
чение имеет присутствие в рудах Кадаинского месторождения полос43'
тых образований, состоящих лишь из сменяющих друг друга карбойат'
ных полосок, макроскопически хорошо различающихся благодаря раз-
311
Рис. 403. Чередование сфалеритовых полосок (черное) с полосками,
состоящими из зернистых агрегатов анкерита (серое). Белое — идиоморф-
ные кристаллики кварца. Кадаинскос месторождение. Прозрачный шлиф.
Снято с одним ни колем. 10
Рис. 404. Симметрично-полосчатая текстура. Темные полоски — сфалерит
галенит и кварц, белые — анкерит. Каданнское месторождение.
личной их окраске. Обычно наблюдается смена серых и белых полосок,,
толщина которых, как и в случае рудных полосок, сильно колеблется
(рис. 405 и 406). Серые полоски, как правило, сложены мелкозернистым
карбонатом в отличие от значительно более крупнозернистых белых
полосок. В строении серых полосок иногда значительное участие при-
нимает также кварц.
Особый интерес представляют наблюдающиеся в некоторых образ-
цах переходы от чередования нерудных полосок к полосчатым рудам.
Рудные полоски, представленные большей частью сфалеритом, обра-
зуются за счет полосок мелкозернистого более темного карбоната.
На рис. 407 видно, что сфалерит образовался на месте второй слева
полоски темного карбоната.
В остальных полосках тем-
ного карбоната сфа терит
образует по их периферии
сплошную каемку. В про-
зрачных шлифах явная при-
уроченность сфалерита к
полоскам мелкозернистого
карбоната наблюдается еще
более отчетливо, причем
границы этих полосок под-
черкиваются расположением
вдоль них мелких выделений
сфалерита. Такие же мель
чайшие выделения сфалери-
та есть и на границе поло-
сок, сложенных кварцем и
мелкозернистым карбона-
том (рис. 408).
Связь сфалерита с по-
лосками темного карбоната
Рис 405- Полосчатая текстура. Чередование се-
рых полосок (кварц и карбонат) и белых (кар-
бонат) полосок. Каданнское месторождение. По-
лированный шлиф. 2
весьма четко видна на рис.
409. Здесь прослеживается
не только сравнительно по-
степенны й переход от неруд-
ных полосок к рудным, но
также проникновение сфалерита в полоски темного карбоната вдоль
какой-то трещинки.
Приведенные данные позволяют сделать вывод, что ритмично-
полосчатые текстуры руд с чередованием рудных и нерудных полосок
образовались не в результате ритмичного отложения сфалерита и кар-
боната из коллоидного раствора, а путем избирательного замещения
сфалеритом полосок темного мелкозернистого карбоната.
О. П. Полякова (1956) пришла к сходным выводам. Она указы-
вает, что своеобразные полосчатые «бурундучные» текстуры руд
возникают на месторождении как в результате воздействия рудонос-
ных растворов на рассланцованные кристаллические известняки и
избирательного замещения более тонкозернистых простоев, так и путем
замещения полосчатых доломитов, возникших прн доломитизации изве-
стняков.
Для правильного понимания условий образования полосчатых
карбонатных пород, при замещении которых возникли полосчатые
(«бурундучные») текстуры руд, большой интерес представляет работа
Ф. Бернауэра (Вегпаиег, 1933), в которой рассматривается происхож-
дение полосчатых доломитов из Бюрза (ФРГ). Внешнее сходство тек-
стурных рисунков этих карбонатных образований и некоторых «бурун-
дучных» руд Кадаинского месторождения является поразительным
Рис. 406. Чередование тонких прерывистых полосок тонкозернистого кар-
боната (серое) с полосками крупнозернистого карбоната (белое). Када-
ииское месторождение. Полированный шлиф, х 2,5
Рис 407. Замещение сфалеритом (черное) полосок тонкозернистого
карбоната (серое). Местами сфалерит располагается по границе
полосок. Белое — крупнозернистый карбонат. Кадаинское месторо-
ждение. Полированный шлиф. X 2
«сравнить рис. 410 с рис. 402 и 409), поэтому рассмотрим условия их
образования более подробно.
Полосчатые доломиты располагаются в виде отдельных прослоев
в доломитовой пачке мощностью 5,5 м, залегающей среди вертикально
.тоящих известняков. Наличие постепенного перехода между доломи-
тами и известняками, с проникновением кристалликов доломита в массу
известняка и установление в треугольных промежутках между кри-
талликами доломита соцержания извести приводит Ф. Бернауэра
к выводу о том, что в обоих 'пограничных слоях доломит образовался
ia счет известняка.
Общую историю возникновения полосчатых доломитов Ф. Бериауэр
лредставляет так. После химического отложения и диагенетического
Рис. 408. Расположение мелких выделении сфалерита (черное) по
границам полосок, сложенных кварцем (белое) и мелкозеопистым
карбонатом (серое). Кадаинское месторождение. Прозрачный шлиф.
Снято с одним николем. X 10
хплотиения доломитового известняка с симметричной повторной слои-
стостью, частично видоизмененной перекрестной слоистостью, последо-
вали тектонические движения, которые привели к разделению слоев,
особенно бедных глинистым материалом, а поэтому более хрупких, на
плоские пластины или линзы. Эти явления сопровождались выщела-
чиванием по трещинам пористых или легкорастворимых прослоев,
с образованием плоских пустот и местными обрушениями или погру-
жениями в участках выщелачивания. Наряду с этим происходило
залечивание пустот доломитом, Превращению в доломит подверглись
также разделяющие пустоты стенки и непосредственно примыкавшие
с обеих сторон слои известняка. Более поздние движения привели
к брекчированию полосчатых доломитов.
Более детальное описание этих полосчатых образований дает
весьма интересный фактический материал. Выясняется, что карбонат-
ная масса доломита состоит из чередования серых и белых полосок.
Первые сложены мелкими (0,1 — I мм), волпистоугасающими зернами
с зазубренными границами. Характерно наличие вокруг зерен каемок
загрязнений. Химические анализы серых доломитов, как -и анализы
известняков, показывают содержание около 3% нерастворимого остатка
315
Рнс. 409. Ритмично-полосчатая «бурундучная» текстура. Видш
замещение полосок тонкозернистого карбоната (серое) сфалери
том (черное) Кадамнскос месторождение. Полированный шлиф
Рис. 410. Чередование темных (/) и свет-
лых (2) доломитовых полосок. По
Ф. Бсрнауэру. нат. вел.
и 0,2 , органического битуминозного вещества. Белые доломиты зна-
чительно более крупнозернисты (0,6 -6 мм). Зерна их часто удлинен-
ные с угловатыми границами. Они не содержат загрязнений.
Полосчатость в серых доломитах нередко выражается в появле-
нии тонких параллельных черных полосок, сопровождаемых полосками
Рис 41]. Полосчатая текстура, возникшая при замещении сфале-
ритом (темно-серое) определенных прослоев в прямолинейно-полос-
чатом сидерите (серовато-белое). Месторождение Зигерчянц. По
В Борнхардту. Штуф. нат. вел
белого доломита. Черные полоски (мощностью до 1 мм) обогащены
остатками от растворения, возникшими благодаря выщелачиванию се-
рого доломита. Светлый же доломит выполнял пустоты выщелачива-
ния. Происхождение черных полосок тектоническое, причем расчлене-
ние породы произошло вдоль плоскостей, параллельных слоистости.
Количество остаточного материала часто зависит от ширины светлых
полосок, т. е. размера выщелоченного пространства.
•317
Причиной чередования полос серого и светлого доломита Ф. Бер-
науэр считает слоистое строение первоначального доломитового изве-
стняка с прослоями слабо- и снльнозагрязнеиными глинистым мате-
риалом и битуминозным веществом. Он указывает также, что при мед-
Рис. 412. Полосчатая текстура руды
/ — сфалерит с остатками сидерита; 2 — сидерит с прожилоч-
ками сфалерита, 3—галенит по границе сфалерита и сидерита,
4—сфалерит. 5— кварц. Месторождение Зигерлянд. По В. Берн-
хардту. Полированный штуф. 2/3 нат. вел.
ленном растворении очень редко удается наблюдать образование по-
лосчатого доломита за счет первичиослоистого доломита.
Кроме приведенного сопоставления с полосчатыми доломитами,
интересно сравнить полосчатые текстуры «бурундучных» руд Кадаии-
ского месторождения с полосчатыми текстурами руд некоторых других
месторождений, возникающими за счет избирательного замещения руд-
ными минералами -полосчатого чередования нерудных минералов.
В этом отношении весьма показательны руды свинцово-цинковых место-
318
рождений Зигерляндской группы (ФРГ), описанные В. Борнхардтом
(Bornhardt, 1910, 1912).
В отличие от Кадаинского месторождения здесь рудные <мииера.лы
замещают полосчатые образования сидерита, возникшие не в резуЛь‘
тате метасоматоза карбонатных пород, а при послойном отложении
жильной массы в трещинных полостях. Полосчатые текстуры сидери"
Рис. 413. Ритмично-полосчатая текстура сфалерит-сидеритовой
руды. Черное — сфалерит; светлое — сидерит. Месторождение
Зигерлянд. По В. ‘Борнхардту. Полированный штуф.
Нат. вел.
товых жил Зигерлянда весьма разнообразны и обусловлены в основйом
чередованием 'полосок сидерита с различной крупностью зерен. Наб/*10-
даются как прямол-ниейнополосчатые текстуры в виде проходящ£го
параллельно зальбанду жилы полосчатого чередования светлого грУ-
бозернистого и темного (серого) тонкозернистого сидерита (в послед'
нем всегда присутствует углистое вещество), так и фестончато-полос-
чатые текстуры, связанные с чередованием грубозернистого и средяе*
зернистого сидерита.
При более позднем проникновении рудоносных растворов отде»чь"
иые полоски полосчатых сидеритовых руд замещаются сфалеритов и
галенитом и возникают полосчатые текстуры с участием рудных М'ияе'
ралов. На рис. 411 приведен характерный пример избирательна1"0
319
замещения полосчатой сидеритовой руды. Близ нижнего края штуфа
сфалеритом замещена полоска сидерита, ближе к середине вторая
полоска замещена галенитом. Вся верхняя треть образца занята
широкой полосой галенита, содержащей многочисленные остатки от
замещения сидерита. Замещение также убедительно доказывают попе
речные прожилки, отходящие от средней полоски галенита и пересе-
кающие соседние полоски сидерита, характеризующиеся полосчатой
текстурой.
Избирательное замещение сидерита рудными минералами приво-
дит иногда к появлению текстур, производящих впечатление симмет-
рично-полосчатых текстур, возникающих в результате последователь-
ного отложения слагающих их полосок (рис. 412). В. Бернхардт приво-
дит следующий порядок образования отдельных полосок. По трещинам
в сидерите, являющемся наиболее ранним минералом, возникли про-
жилки кварца, появившиеся вслед за этим рудные растворы проникали
часто по границе кварца « сидерита и сфалерит отлагался из них глав-
ным образом за счет замещения сидерита, так что в сплошных сфале-
ритовых полосках часто наблюдаются остатки сидерита, а в полосках
сидерита прожилочки сфалерита. Последним в виде топкой полоски по
границе сфалерита и сидерита отлагался галенит.
Особый интерес представляют фестончатые ритмично-полосчатые
сидеритовые образования, в которых наблюдается весьма тонкое изби-
рательное замещение сфалеритом сидерита с среднезернистой структу-
рой, в то время как полоски грубозернистого сидерита остаются неза-
тронутыми. Возникающие при этом полосчатые текстуры (рис. 413)
весьма сходны с полосчатыми текстурами «бурундучных» руд Када-
ннского месторождения.
Рассмотрение приведенных выше примеров полосчатых текстур
карбонатных пород и руд позволило выявить большую роль замещения
и перекристаллизации при их образовании. Как показывают текстурные
и структурные особенности свинцово-цинковых руд в карбонатных
породах преобладание процессов замещения характерно для руд место-
рождений этого типа.
Кварц-карбонат-галеиит-сфалеритовые руды
в изверженных породах
Месторождения описываемой группы представлены в основном
жильными образованиями. Характерной особенностью руд является
обилие жильных минералов и разнообразие текстурных особенно
ст ей.
В зависимости от преобладания того или иного жилыюго минерала
различаются руды с кварцем и карбонатом (месторождения Садон-
ское, Эльбрусское, Амтехеллское и Нагольный Кряж в СССР, Пршиб-
рам в Чехословакии, Клаусталь в ФРГ), руды с преобладанием барита
^некоторые жилы Фрейберга в ГДР), руды с преобладанием кварца
(Гудасское в Кураминском кребте). Иногда встречаются руды с боль-
шим количеством пирита (некоторые жилы Кафаиского месторождения
в Закавказье, некоторые серии жил Фрейберга в ГДР).
Для одних месторождений наиболее характерны массивные и пят-
нистые текстуры, для других — брекчиевые, друзовые, крустификацнон-
пые и кокардовые.
Руды жильиых месторождений отлагаются иногда в одну стадию,
но чаще являются многостадийными, в этом случае, естественно, наблю-
дается и более сложное строение рудных масс. Большинство описывае-
мых месторождений образовано выполнением полостей. Процессы
метасоматоза при этом играют небольшую роль. Рудные жилы зале-
320
гают в основном в интрузивных породах, и лишь некоторые в эффу-
зивных и в осадочных породах.
Выполнение рудных трещин и текстурные особенности руд во
многом зависят от соотношения скорости раскрытия и заполнения
трещин минеральным веществом. Г. Бер (Berg; 1938) установил сле-
дующие закономерности.
В том случае, когда открытие трещин происходит медленнее, чем
их заполнение, все трещины в боковой породе быстро заполняются
минеральным веществом и образуются либо одиночные жилы, либо
системы параллельных или пересекающихся жил и прожилков. При
раздроблении боковых пород и выполнении промежутков между облом-
ками рудным веществом возникают брекчиевые текстуры, обычно
широко распространенные в рудах многих жйльных свинцово-цинко-
вых месторождении.
Если трещины открываются быстрее, чем заполняются, то мине-
ральное вещество отлагается па стенках трещины путем обрастания
и крустификации. Таким путем возникают, например, симметрично-
полосчатые текстуры, с характерным многократным чередованием
отдельных полосок, обусловленным прерывистым расширением трещин.
В случае присутствия в трещинной полости обломков боковой породы
происходит многократное обрастание обломков с образованием кокар-
довых текстур рул
Текстурные особенности жильных свинцово-цинковых руд опреде-
ляются в основном процессами выполнения полостей, но в некоторых
случаях большое значение приобретают явления замещения. Пример
кокардовых текстур, возникших при участии замещения в месторожде-
нии Пршибрам (Чехословакия), приводят Я. Кутина и Я- Седлач-
кова (J. Kutina a. J, Sedlackova, 1961). Они описывают кокардовые
текстуры с обломками диабаза, окруженными каймами сфалерита,
межобломочное пространство здесь сложено сидеритом. Кайма сфале-
рита вокруг некоторых обломков диабаза обладает весьма неравномер-
ной мощностью (рис. 414). Местами (в центре снимка, вверху) сфале-
рит занимает все пространство между обломками. Под микроскопом
установлено, что кайма сфалерита отделена от обломков породы кай-
мой кварца. Сфалерит развивается по границе кварца и сидерита путем
замещения последнего. Наблюдаются проникновение сфалерита между
зернами сидерита и ряд других признаков, которые убедительно пока-
зывают, что каймы сфалерита образовались путем замещения сиде-
рита.
На формирование текстур руд в жильиых месторождениях суще-
ственное влияние оказывает многостадийное рудоотложение. В некото-
рых жилах наблюдаются интересные изменения текстур руд в последо-
вательно сменяющих Друг друга во времени стадиях минерализации.
В этом отношении весьма показательна жила Вильям Келлер
в одном из месторождений Вестфалии (ФРГ), детально описанная
в монографии Ю. Хаземана и А. Пильгера (J. Паьетап a. A. Pilger,
1951). Здесь рудная жила, залегающая в угленосных отложениях верх-
него карбона, приурочена к крупному нарушению типа сбросовой тре-
щины. Весьма четко в ней выделяются три стадии минерализации, при-
чем устанавливается связь каждой из них с определенными ясно
выраженными различно ориентированными нарушениями. На фото-
графии кровли квершлага (рис. 415) хорошо видно пересечение жилы
первой стадии минерализации, с которой связана масса промышленного
оруденения, жилой второй стадии минерализации
В рудах первой стадии минерализации наиболее широко распро-
странены брекчиевые текстуры, в которых обломки окварцованных гли-
нистых сланцев и раннего кварца заключены в сфалерит-галенитовой
межобломочной массе. Во второй кварц-сфалеритовой стадии, хотя все
321
еще преобладают брекчиевые текстуры и в виде обломков местами
встречаются брекчиевые руды первой стадии минерализации, уже боль-
шое значение приобретают обычные прожилковые руды и появляются
корковые текстуры. Третья стадия минерализации в количественном
отношении значительно уступает двум первым. Минеральные образова-
ния этой стадии выполняют уже в основном сантиметровые трещины.
Для этой стадии характерны также крустификациоиные текстуры руд
и наличие друзовых пустот.
Текстуры руд различных стадий минерализации показывают, что во
время первой стадии минерализации имело место быстрое выполнение
Рис. 414. Кокардовая текстура. Сфалерит (темное) окаймляет обломки породы
(светлое). Остальное пространство между обломками выполнено сидеритом. Место-
рождение Пршибрам, жила Шевчин. По Я. кутина и Я. Седлачкова Штуф. '/2 нат. ве ч.
трещинных пустот и образовались брекчиевые текстуры, во вторую
стадию минерализации создавались уже менее широкие брекчиевые
зоны, а возникавшие трещинные полости выполнялись рудами в мень-
шей степени. Наконец, в третью стадию минерализации привнес мине-
рального вещества был ’ недостаточным и образовались друзовые
пустоты.
Весьма интересно прерывистое формирование рудных масс первой
стадии минерализации, связанное с поочередным приоткрыванием сна-
чала лежачего, а затем висячего бока рудной трещины. Процесс оруде-
нения при приоткрывании лежачего бока трещины начался с окремне-
ния глинистых сланцев и отложения кварца. Последовавшие затем
движения в висячем боку привели к брекчированию жильного
кварца и окремнелых пород и отложению в межобломочном простран-
стве сфалерита (сфалеритовая брекчия первой стадии минерали-
зации).
В самой сфалеритовой руде встречаются резко ограниченные уча-
стки кокардовой текстуры и обособления галенита, свидетельствующие
322
о наличии движений и в период формирования руд первой стадии
минерализации. Конардов а я руда (мощностью в 1 м) располагается
в сфалеритовой брекчии и представляет одно из наиболее поздних обра-
зований этой стадии минерализации (см. рис. 415).
Рис. 415. Пересечение жилы первой стадии минерализации жилой второй
стадии минерализации. В жиле первой стадии среди сфалерита (1)
виден участок кварц-галенитовой руды с кокардовой текстурой (2); в жиле
второй стадии видны жильный кварц (3) и обломки вмещающего гли-
нистого сланца (4). Месторождение Марл Хюльз (ФРГ) По Ю. Хаземану
и А. Пильгер Фотография кровли квершлага. 1/го нат вел.
Отдельные кокарды представляют собой шарообразные или эллип-
соидальные тела, оболочка которых состоит из кварцевой массы (тол-
щиной от 1 до 3 см), в которой расположены тонкие концентрические
полоски галенита.
323
В расположении кокард наблюдаются интересные особенности.
По направлению к лежачему боку обломки горных пород внутри
кокард становятся все мельче и последние располагаются ближе друг
к другу. Наконец, они переходят в тонкозернистую сплошную массу из
кварца и галенита, в которой кокарды уже лишь слабо различимы.
Такая отчетливая сортировка по размерам обломков боковой породы
в кокардовой руде свидетельствует о том, что движения по главной
рудной трещине сменялись периодами покоя. Образование кокардовых
руд с кварц-галенитовыми концентрами вокруг обломков песчанистых
Рис. 416, Разорванная и погруженная в жильную массу крхтфикацноп-
ная корка сфалерита (те мио-серые полоски в верхней час л» снимка).
Белое — галенит, свстто-серос кнарц-карбонатпая жильная масса. Амт-
хеллское месторождение. Полированный штуф. Нат. вел.
сланцев обусловлено относительно широким раскрытием трещины и
последовавшим периодом тектонического покоя.
Следует отметить, что в жильных месторождениях свинцово-пип-
ковых руд, помимо более крупных межминерализаиионных подвижек,
обусловливающих сложное прерывистое формирование рудных, жил и
появление в них различных стадий минерализации, нередко ‘наблю-
даются и менее значительные перерывы процесса рудоотюжеиия, чаете
проявляющиеся лишь в отдельных участках рудной жилы.
Так, например, образование последовательно нарастающих друг на
друга и выполняющих жилу крустификационных корок может нару-
шаться внезапными повторными движениями по рудоносной трещине.
В результате нередко происходит отрыв части крустификационных
корок, образовавшихся первыми иа стендах жилы, и погружение облом-
ков их в общую массу центральных участков жил, тогда как в других
участках жилы наблюдается ничем не нарушенное строение и после-
довательность отложения минеральных агрегатов.
Такие явления наблюдались 3- В. Отхмезури в рудных жилах
Амтхеллского свинцово-цинкового месторождения в Грузинской
324
ССР (рис. 416). В штуфе руды, сложенном сфалеритом, галенитом и
кварц-карбонатной жильной массой, особый интерес вызывает форма
выделений сфалерита. В верхней части штуфа, представляющей заль-
банд жилы, сфалерит образует несколько узких длинных обломков,
расположенных вдоль зальбанда параллельно или под небольшим
углом к нему. При рассмотрении штуфа удается установить, что каждый
аз этих обломков является продолжением соседнего и что их можно
реконструировать в одну общую непрерывную узкую полоску.
Эти данные, несомненно, говорят о выделении сфалерита как наи-
более раннего минерала вдоль зальбанда жилы в виде сплошной
Рис. 417 Силыютрещиноватыс обломки пр.стнфпкапиошюц i. mi
сфалерита (серое) цементируются галенитом (6 лое) Черное
неродные минералы. Амтхсллское месторождение Попировал.1ый
шлиф • 6
полоски, которая затем вследствие небозыних подвижек была пару
шена и разломалась на отдельные участки, сцементированные более
поздним галенитом и жильными минералами.
В отдельных обломках разорванной сфалеритовой полоски обнару-
живается сильная трещиноватость, заметная даже при небольшом уве-
личении (рис. 417). Ра и нее образование сфалерита в рудных жилах
Амтхеллского месторождения подтверждается и другими текстурными
особенностями руд. Так в штуфе руды, взятом в зальбанде жилы,
можно видеть типичную кокардовую текстуру7 руд (рис. 418), в которой
обломки вмещающих рудную жилу гранит-порфиров окружены кай-
мами сфалерита, а межобломочное пространство выполнено карбонат-
ной массой. Сфалерит, как наиболее ранний рудообразующий минерал,
образовывал не только каймы вокруг обломков породы, но и отлагался
в виде сплошной полоски (толщиной 3—4 мм) вдоль зальбанда жилы.
Широкое распространение таких нарушенных корок в пределах
жилы всецело определяется интенсивностью внутри минер ал изационных
подвижек. В некоторых случаях нарушения корок бывают столь незна-
чительны, что представляют собой своего рода микробрекчии и наблю-
даются тишь под микроскопом.
В качестве одного из примеров довольно типичных для жильного
типа среднего м пер а гур и ых месторождений кварц-галенит-сфалерито-
325
вых руд, залегающих среди гранитоидов и обладающих сравнительно
простым строением, можно привести месторождение Гуда с в отрогах
Кураминского хребта в Средней Азии (Узбекистан). Руды этого место-
рождения характеризуются развитием вкрапленных и пятнистых
текстур. В отличие от других жильных месторождений, в них отсутст-
вуют кокардовые, крустификационные и полосчатые текстуры и судя
по текстурам руд ие проявлена многостадийность рудоотложения.
Месторож тение приурочено к зоне разлома и представляет собой
ряд крутопадающих мощных сульфидно-кварцевых жил в измененных
Рис. 418. Конардовая текстура. Обломки измененного грани г-иорфира окружаются
каймой сфалерита (темное). Межобломочпая масса сложена карбонатом (светлое).
Вдоль зальбанда (левая часть снимка) сфалерит образует полоску. Амтхеллское
месторождение. По 3 В Отхмезури. Полированный штуф. нат. вел
гидротермальными процессами граиитоидах (грано.тиоритах, частично
гранит-порфир ах).
При формировании месторождения вначале проявилась дорудная
березитизация гранитоидов вдоль зоны разлома, а затем рудная ста-
дия, начавшаяся с отложении больших масс кварца в крупной трещин-
ной полости и в серии мелких трещин во вмещающей породе и завер-
шившаяся отложением сульфидов в кварцевой массе. После сформиро-
вания кварцевой жильной массы и, вероятно, отчасти в период отложе-
ния сульфидов происходили интенсивные тектонические подвижки. Все
эти процессы в той или иной мере отразились на структурно-текстур-
ных особенностях руд.
Сульфидное оруденение распределено неравномерно. Как в преде-
лах кварцевых жил, так и в измененных гранодиоритах более богатые
сульфидами участки вытягиваются в виде жилообразных полос, кото-
рые и называются рудными телами. В кварцевой жиле обогащенные
сульфидами участки располагаются то в висячем, то в лежачем боку,
то локализуются в полосах измененного гранодиорита, заключенного
внутри кварцевой жилы или располагающегося в ее лежачем боку.
326
Для месторождения характерны в основном вкрапленные сульфид-
ные руды, представленные вкрапленностью и прожилками или отдель-
ными скоплениями пирита, сфалерита и галенита, реже халькопирита
в кварце, слагающем мощное жильное тело и тонкие прожилки
в сильноизмененных гидротермальными процессами гранитоидах.
В редких случаях оруденение приурочено к баритовым телам, залегаю-
щим в этой же тектонической зоне. Следует отметить, что в изменен-
ных гранодиоритах почти не наблюдается вкрапленности сульфидов
свинца, цинка и меди непосредственно в породе. Сульфиды постоянно
приурочены к тончайшим жилкам кварца. Только пирит (одной из ран-
них генераций) широко развит в виде вкрапленности в породе, неза-
Рис. 419. Сульфиды (галенит, халькопирит, пирит) образуют непра-
вильные и лрожильовддаые скопления (белое в центре) в сильло-
трещиноватом кварце. Месторождение Гудас Полированный штуф.
Нат. вел.
висимо от прожилков кварца. Изредка встречаются прожилки сплош-
ных сульфидов (сфалерита).
Количественные соотношения рудных минералов н кварца очень
непостоянны и если в среднем количество сульфидов в жильной массе
составляет не более 5—10%, то в отдельных участках оно достигает
20—30—60%.
Текстурные особенности руд, определяемые формой выделений и
распределением агрегатов сульфидов в нерудной массе, харак-
теризуются развитием пятнистых, вкраплеииых и прожилковых
текстур.
В рудах «с пятнистыми текстурами распределение сульфидов (гале-
нита, сфалерита, халькопирита, пирита) не подчинено какой-либо
закономерности. Форма и размеры скоплений очень непостоянны и
определяются в основном формой и расположением пустот или 'поло-
стей в кварцевой жиле (рис. 419, 420). На фотографиях полированных
штуфов (вследствие технических трудностей при съемке) не видны
достаточно отчетливо взаимоотношения различных сульфидов в кварце-
вой массе и форма скоплений отдельных сульфидов. Тем не менее
они отражают наиболее типичные участки руд с пятнистой текстурой;
в одном случае (см. рис. 419) галенит с халькопиритом и пирит рас-
полагаются в виде неправильных скоплений с прожилковидными ответ-
влениями среди очень сильно трещиноватого кварца. В другом
(см. рис. 420) —-довольно крупные обособленные скопления сульфидов,
представленные пиритом и сфалеритом, заключены в плотной массе
327
кварца. Последняя благодаря наличию прозрачных участков, лишен-
ных сульфидов, на фото! рафии получается неоднородной.
Прожилковые текстуры я микротекстуры в рудах данного место-
рождения весьма сложны и многообразны, очевидно, вследствие уча-
Рис. 420 Пятнистое распределение скоплений пирита (1) и сфале-
рита (2} в массе кварц а (3). Месторождение Гуд ас Поллроа энный
штуф Нат. вед.
стия многих генераций кварца и сульфидов даже в пределах одпоп
стадии. В частности, срети измененных граиитоидов можно иидеть
участки, где обособлены тонкие (мощностью от десятых долей милли-
Рис. 421. Скопления, вкрапленность и прожилки сфалерита (светло-се-
рое) в кварце (черное). Вверху белое—пирит с халькопиритом. Место-
рождение Гудас. Полированный шлиф. '< 4
метра до 1—3 мм) жилки кварца с пиритом и кварца с галенитом.
Иногда прожилки кварца как бы секут прожилки пирита. При этом и
кварц -и пирит обнаруживают сильную трещиноватость. В то же время
разъедание кварца пиритом в местах соприкосновения позволяет уста-
новить, что пирит выделился позже кварца.
328
Прожилковидные формы или тонкие и более мощные прожилки
сфалерита наблюдаются иногда, как указывалось, и в кварцевой массе
(рис. 421). Более детальные наблюдения (в проходящем свете) позво-
ляют установить, что сфалерит ие только выполнял пустоты и изредка
ещины, но отчасти и замещал кварц. Так на рис. 422 видно, что сфа-
лерит, располагаясь между зернами кварца и проникая внутрь зерен
?. юль трещинок, одновременно образует мелкие ответвления, указы-
1. ющне на явления замещения.
Отложение сфалерита 'Происходило также независимо от кварца и
несомненно позже некоторых рапиих его генераций, о чем свидетель-
Puc. 422. Тонкая трещинка а дерне vtsapna
(серое), частично залечена кварцем, а частично сфалеритом (черное)
Характерны очень мелкие ответвления («заусеницы») сфалерита в кварце
Месторождение Гх-дас. Прозрачный шлиф- 90
твует наличие довольно мощных прожилков сфалерита в измененных
окварцоваиных гранодиоритах, где эти прожилки секут жилки кварца.
На рис. 423 показан штуф с типичной прожилковой текстурой. Здесь
жила сфалерита сечет оквариованпый серицитизированпый гранолио-
ит («березит»), пересеченный тонкими жилками кварца, видимо, более
, аннего, чем сфалерит. Интересно, что и сфалерит и тонкие жилки
кварца очень сильно трещиноваты. При этом сфалерит как бы раздав-
ши, он покрыт серией неправильных трещин, а тонкие жилки кварца
разбиты серией поперечных (перпендикулярных к зальбандам) тре-
щинок.
Благодаря интенсивному проявлению поелерудиой тектоники
в ряде участков жильной массы появляются признаки дробления и
иногда можно видеть брекчиевые текстуры, вернее микротекстуры,
когда дроблению подвергаются и кварц и скопления сульфидов.
Очень интенсивная трещиноватость в кварце свидетельствует об
интенсивных динамических воздействиях, наложенных на сформировав-
шееся жильное тело. Можно было бы предположить, что трещинова-
тость кварца является отражением межстадийных подвижек. Однако
более детальные исследовании (даже при малых увеличениях) показы-
вают, что очень сильная трещиноватость обнаруживается ие только
в кварце, ио и в сульфидах, особенно в пирите, сфалерите и нередко
329
в халькопирите, заключенных в кварце. В галените устанавливаются
пластические деформации в виде смятия плоскостей спайности. Это
подтверждает, что динамические воздействия были послерудными.
Рис 423. Жила сфалерита (темное) сечет измененную вме-
щающую породу (светлое) с тонкими жилками кварца.
Сфалерит и тонкие жилки кварца сильнотрещиноваты, при
этом жилки кварца разбиты серией поперечных трещин.
Месторождение Гудас. Полированный штуф. 2/з нат. зел.
Рис. 424. Скопления сфалерита (серое) рассечены
прожилками кварца (темное) с пиритом (белое!.
Месторождение Гудас. Полированный шлиф. X 4
Интересно, что в некоторых участках наблюдаются прожилки
кварца в сфалерите (рис. 424). При этом кварц не обнаруживает тре-
щиноватости, а сфалерит сильно трещиноват. Это может служить дока-
зательством частичного ()т-
ложеиия кварца после дроб-
ления основной массы сфа-
лерита. В данном случае
кварц, вероятно, претерпел
переотложение под влия-
нием динамических воздей-
ствий и заполнил трещины
в трещиноватом, раздроб-
ленном сфалерите. Наблю-
даемые соотношения кварца
с сульфидами свидетельст-
вуют также о наличии не-
скольких генераций кварка.
Характеризуя особенно-
сти срастаний рудообразую-
щих минералов следует от-
метить, что такие сульфиды,
как сфалерит и галенит,
часто выполняют промежут-
ки между идиоморфными
зернами кварца (рис. 425»
426). При этом в очень Не-
значительной степени обна-
руживаются явления разъе-
дания кварца и проникновение сульфидов по тонким трещинкам.
Местами сфалерит и кварц образуют тесные срастания.
Пирит чаще всего рассеян в виде единичных довольно крупных
зерен и обладает идиоморфными очертаниями (рис. 427). В то же
время такие зерна пирита всегда почти несут следы катаклаза, что ука-
330
Рис. 425. Выделения сфалерита (свст-
лзе) выполняют полости в кварце (тем
мое); видны идиоморфные очертания
хрен кварца и иезначитстьная корро-
зия его. Месторождение Гудас. Поли-
рованный шлиф. • 40
Рис. 426. Ксеноморфчые выделения га'
лецита (белое) в полостях между зеР'
нами кварца (темное). Месторождение
Гуд ас. Полированный шлиф А 85
Рис. 427. Идиоморфное зерно пирита (белое) среди мелко-
зернистого агрегата сфалерита (серый) с кварцем (темный).
Месторождение Гудас. Полированный шлиф. X 40
зывает на его образование до периода интенсивных деформаций;
большей частью он выделялся яооде кварца, будучи одним из первый
Рнс 428. Участок прожилка «влрца с сульф?
дамп в изменением грапнт-порфнре. Характерно
залечивание и замещение халькопиритом (серое)
трещиноватого зерна пирита. В галените (бе-
лое слева) и кварце (черное) жилки халькопи-
рита отсутствуют Месторождение Г дзс. Поли-
рованный и. лиф 106
том, ранее подвергшимся трещиноватости, и вдоль трещин произошло
замещение. Галенит здесь итложи 1ся несколько позднее, так как
в нем нет трещин н жилок
халькопирита. В других слу-
чаях халькопирит 31 та пенит
замещают сфалерит. На
рис. 429 граница выделения
галенита со сфалеритам
очень неровная и внутри
выделения сфалерита мно-
гочисленны тончайшие жил
ковидные образования гале-
нита и халькопирита, кото-
рые могли появиться лишь
в результате замещения или
переотложения.
Как уже отмечалось в
связи с послерудными дина-
мическими воздействиями
все минеральные агрегаты
обнаруживают интенсивную
трещиноватость. Наблюде-
нием в штуфах установлено,
что дробление иногда свя-
зано с узкой зоной, в пре-
делах которой сфалерит
очень сильно трещиноват,
галенит деформирован (это
хорошо видно по смятию следов спайности), а пирит обнаруживает
типичную катакластическую структуру (рис. 430).
в процессе рудоотложения,
но не исключено наличие ни-
скольких генераций его.
Структура агрегатов га-
ленита и сфалерита, заклю-
чающих отдельные зерДО
пирита, обычно довод ы’О
крупнозернистая.
В некоторых участках
взаимоотношения сульфи сов
говорят о том, что в про-
цессе нх последовательного
отложения происходило ча-
стичное замещение одних
сульфидов другими. Так, в
частности, отложение халь-
копирита сопровождалось
частично замещением ран-
него пирита. Как видно на
рис. 428, зерно пирита среди
кварца содержит густую
сеть жилок халькопирита,
не выходящих за пределы
контуров зерна. Очевндг’0,
медьсодержащий раствор
взаимодействовал пири-
Рис. 429. Гонкие жилкой и ддгле вы 1слеиия гале-
нита и халькопирита (светлое) в сфалерите (се-
рое). Слева — в галените вктючення корроди-
рованных идиоморфных зерен кварца. Месторо-
ждение Гудас. Полированный шлиф. < 8.-’
332
С послерудными деформациями связаны явления частичной пере-
кристаллизации, проявляющиеся локально как в галените, так и всфа-
1ерите. На рис. 431 видно, что в результате перекристаллизации гале-
нита образовалась мелкозернистая структура по границе с выделением
сфалерита. Агрегат мелких зерен возник за счет относительно крупно-
зернистого агрегата галенита. Аналогичная структура перекристалли-
зации наблюдается иногда и в самом сфалерите (рис. 432), где также
а счет крупных зерен образуется очень тонкозернистый агрегат.
В реликтах крупных зерен сохраняется эмульсиевндный халькопирит.
Рис. 430. Скопление катаклазнроваиного пирита (белое) среди гале-
нита срсднсзерпистой структуры (протравлен, со спайностью, серый,
разных оттенков). Серое (вверху справа)—сфалерит единичные
зерна -кварц (почти черный). Месторождение Гудис. Погпрован-
ный шлиф X 40
Т1о трешинкам в сфалерите отлагаются при этом новообразования
пирита, в виде цепочек очень мелких зернышек.
В рудах описанного жильного типа не наблюдается текстур, кото-
рые отчетливо бы указывали на стадийность в пределах основного руд-
ного этапа. Однако взаимоотношения сульфидных агрегатов с кварцем,
несомненно, указывают на более позднее отложение сульфидов. При-
знаки замещения в минеральных агрегатах, в частности, кварца сфа1е-
ритом, пирита халькопиритом и сфалерита галенитом и халькопири-
том говорят о пос л г до в а те льном выделении сульфидов. Присутствие
поздних генераций кварца, пирита и халькопирита, выразившееся
в наличии тонких жилок кварца по трещинкам в раздробленном, тре-
щиноватом сфалерите, наличии цепочек мельчайших зерен пирита по
трещинкам в сфалерите, а также явления перекристаллизации в сфа-
лерите и галените свидетельствуют о процессах перегруппировки под
воздействием д ина момета морфизм а.
Обший вывод из всех наблюдений над особенностями строения
рудных масс сводится к тому, что после дорудного этапа гидротермаль-
ного изменения гранитоидов формирование руд происходило в подвиж-
ной зоне в неспокойной тектонической обстановке. Резко выраженной
стадийности нет, однако отложение главной массы кварца предшест-
вовало отложению сульфидов.
333
Рис. 431. Мелкозернистая структура перекри-
сталлизации в крупном зерне галенита (протрав-
лен, светло-серый разных оттенков) по границе
его с зерном сфалерита (серое внизу справа).
В сфалерите топкий эмульсие-шдцый халькопи-
рит (белое), а по трещинке — цепочка зернышек
пирита. Месторождение Гудас Потированный
шлиф. '< 85
Рис. 432. Перекристаллизация (грануляция) сфа-
лерита с образованием тонкозернистого агре-
гата за счет крупных зерен. Протравлено. Поли-
рованный шлиф. X 85
В отличие от Гудас-
ского месторождения для
многих жильных месторож-
дений характерна более
сложная история формиро-
вания слагающей их руд-
ной массы, которая часто
образуется в течение не-
скольких стадий минерали-
зации.
Типичным представите-
лем свинцово-цинковых ме-
сторождений жильного ти-
па и хорошим примером
сложного многостадийного
образования являются жи-
лы Садонского место-
рождения на Северном Кав-
казе, заключенного в до-
кембрийских гранитах и
вулканогенной толще ниж-
ней юры.
И. М. Прокопенко
(1950), изучавший мине-
ральный состав жил этого
месторождения, выделяет
пять стадий минерализации,
разделенных тектониче-
скими подвижками, привед-
шими к брекчированию руд-
ных масс ранних стадий
минерализации. В первую
стадию минерализации об-
разуются безрудиые квар-
цевые жилы, местами под-
вергающиеся брекчирова-
нию с отложением в меж-
обломочном пространстве
минералов второй галенит-
сфалеритовой стадии мине-
рализации. .Минеральные
образования последней сла-
гают главную массу руд
с кварцем в качестве жиль-
ного минерала. Иногда жи-
лы этой стадии выполняют
трещины, образующиеся
в результате разрыва квар-
цевых жил первой стадии
по одному из зальбандов.
Часто наблюдается брекчи-
рование сфалерит-галенито-
вых руд (рис. 433) и рассе-
чение их многочисленными
карбонатными прожилками.
Третья стадия минера-
лизации характеризуется
отложением кварц-карбо-
334
Рис, 433. Брекчиевая текстура. Обломки сфалерита и пирита (темное)
среди цементирующей их кварцевой массы (белое). Садонское месторо-
ждение. По Н М. Прокопенко. Полированный штуф. Спито в косом
свете. 3/4 нат вел.
Рис. 434. Графические срастания пирротина (темное)
с кальцитом и кварцем (белое и светло-серое). Садон-
скос месторождение. По Н. М. Прокопенко. Полиро-
ванный штуф. Снято в косом свете. 3/4 нат. вел.
нат-пирротиновых руд, представленных обычно очень своеобразнь™
тесным срастанием пирротина и кальцита (рис. 434). Руды этой ста‘
дни образуют прожилкообразные выделения и полосы среди сфале~
Рис. 435. Расположение в сфалерите (серое) многочтктеичых
эчульснсвндныч выделений халькопирита (белое). Садоио.ое
месторождение. Полированный шлиф 86
Рис. 436. Ксгноморфные выделения галенита (белое) срс (и отно-
сительно мелкозернистого сфалерита (серое) Садонское место
рождение. Полированный шлиф. . 150
рит-галенитовых руд, а также встречаются в виде самостоятельных
жил. Руды четвертой кальцит-галенит-сфалеритовой стадии пр£д'
ставлены жилами и секущими прожилками, а также слагают межоб^о-
мочное пространство в брекчиях с обломками агрегатов предыдущих
стадий. С последней пятой стадией связано образование прожил)>ОБ
марганцовистого кальцита, содержащих кристаллы сфалерита и арсе*
нопнрита.
.336
Рис. 437. Гпейсовидно-полосчатая текстура сплошной галенитовой руды, возник-
шая при динамометаморфизме. Садонское месторождение. Штуф. Нат. вел.
Рис. 438 Давленая галенит-сфалернтовая руда. 1 — сфалерит,
2 — галенит, 3 — пирротин, 4— анкерит. Садонское месторожде-
ние. Полированный штуф. Нат. вел.
Главными рудообразующнми минералами описываемых руд явля-
ются сфалерит и галенит, слагающие совместно с кварцем минераль-
ные образования второй стадии минерализации.
В зернистых агрегатах сфалерита постоянно присутствуют харак-
терные мельчайшие эмульсиевидные выделения халькопирита, иногда
пирротина, возникшие преимущественно в результате распада твердого
раствора. Распределены они в сфалерите большей частью довольно рав-
номерно (рис. 435). Однако по границам некоторых зерен сфалерита
иногда наблюдаются цепочки более крупных выделений халькопирита,
образующих подобие каемок или петель вокруг отдельных зерен.
В этом случае периферические части зерен сфалерита лишены частиц
халькопирита, а в центре зерен присутствует лишь небольшое число
их. Галенит в этих участках встречается в виде неправильных выделе-
ний, близких по размерам к величине зерен сфалерита. В большинстве
сфалерит-галенитовых агрегатов галенит образует неправильные неоди-
наковые по размерам ксеноморфные выделения (рис. 436).
Для руд Садонского месторождения весьма типичны также неко-
торые текстурные особенности, связанные с локальным проявлением
динамического метаморфизма вдоль пострудных тектонических нару-
шений. В рудной массе около таких нарушений нередко возникают
характерные полосчатые или гиейсовидные текстуры, обусловленные
чередованием полос с крупнозернистой и тонкозернистой структурой
агрегатов галенита (рис. 437). Тонкозернистая структура галенита
обусловлена перекристаллизацией его под давлением.
Следует иметь в виду, что нередко в галенит-сфалеритовых рудах
в таких участках встречаются текстуры, напоминающие прожилковые
или брекчиевидные. Так, например, расположение галенита в сфале-
ритовой массе на рис. 438 кажется на первый взгляд обусловленным
обычным выполнением трещин или промежутков между крупными
обломками сфалерита, с частичным замещением последнего. Однако
более детальное исследование границы между агрегатами галенита и
сфалерита (с применением структурного травления) показывает, что
сфалерит, непосредственно граничащий с галенитом, представлен агре-
гатом чрезвычайно мелких зерен, а в стороне от границы он сложен
крупными полисиитетически-сдвойникованными зернами. Это явление,
несомненно, связанное с перекристаллизацией сфалерита под действием
давления, а также наличие полосчатого давленого галенига показы-
вают, что возможное перераспределение части галенита при пострудном
динамическом метаморфизме обусловлено большой его подвижностью.
Явления перекристаллизации руд, вызываемые динамическими
воздействиями, не могут быть обнаружены при их наблюдении под
микроскопом без применения структурного травления. Они легко могут
быть приняты за явления замещения.
2. РУДЫ НИЗКОТЕМПЕРАТУРНЫХ СВИНЦОВО-ЦИНКОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
Сфалерит-галенитовые руды с доломитом или баритом в карбонатных
породах
Довольно многочисленная группа месторождений галенитовых и
сфалерит-галенитовых руд, залегающих в виде пластообразиых тел
преимущественно в доломитах и известняках или на контакте извест-
ково-глинистых или песчанистых пород с известняками, принадлежит
к типичным метасоматическим образованиям в карбонатных породах.
К этой группе в Советском Союзе относятся месторождения неко-
торых районов хребта Каратау в Казахстане, Сумсарское в Чаткаль-
ском хребте, Джергаланское в отрогах хребта Терскей Алатау, некото-
рые месторождения в Центральном Казахстане и в других районах.
338
Из зарубежных месторождений сюда относятся крупнейшие по запасам
месторождения в штатах Миссисипи и Миссури в США, открытие
сравнительно недавно месторождения в Индии и во Франции.
Карбонатные толщи, вмещающие оруденение, имеют преимущест-
венно палеозойский возраст и испытали складчатость различной интен-
сивности, залегая то достаточно полого, то довольно круто.
Согласно данным многих исследователей, оруденение данного типа
месторождений связано с тектоническими нарушениями второго порядка
(послойными подвижками, трещинами отдельности и кливажа, брекчи-
рованием). Как для месторождений Карата у, так и для района Мис-
сисипи характерно развитие оруденения вдоль напластования, отложе-
ние по сети тончайших трещин и реже в зонах брекчий или в крупных
трещинах (сбросовых нарушениях).
Наличие тектонического и литологического контроля оруденения,
постоянная связь месторождений с зонами дизъюнктивных нарушений,
проявление доломитизации, а иногда слабого окварцевапия в около-
р^дных породах послужили основанием для отнесения месторождений
данного типа к гидротермальным образованиям. Вместе с тем весьма
характерной особенностью геологической обстановки районов данного
типа оруденения является ©отсутствие изверженных пород, а также
приуроченность к определенным стратиграфическим горизонтам оса-
дочных толщ, что позволило некоторым исследователям поставить под
сомнение гидротермальное происхождение руд данного типа и отстаи-
вать гипотезы -об инфильтрационном или первичноосадочном образо-
вании.
Работы о происхождении свинцовых месторождений каратауского
типа весьма многочисленны. В советской литературе гипотеза осадоч-
ного происхождения и метаморфического преобразования месторождений
данного типа нашла отражение в работах ряда исследователей (в част-
ности, Колпакова И. М. (1952), Абрамович Е. А. (1957, 1958), Бого-
мазова Г. П. (1957), Лурье А. М. (1958). Однако структурно-текстур-
ные особенности руд в этих работах затронуты лишь в самой общей
формг. Г. Штемдерхей ььмжазал предположение, что деторож-
дения типа миссисипских претерпели в период своего формирования
частичную перегруппировку—отложение, растворение и выпадение
вновь благодаря возможному воздействию на гидротермы вадозных вод.
Некоторые рудопроявлепия вследствие этого обладают признаками
поверхностно-осадочного или латераль-секреционного образования.
Как правило, оруденение приурочено непосредственно к известня-
кам или доломитам. При этом преобладают обычно вкрапленные руды
с мелкой рассеянной вкрапленностью галенита и сфалерита или тон-
кими жилками этих минералов. Однако в том или ином количестве во
многих месторождениях присутствуют и сплошные руды, образующие
согласные с напластованием вмещающих пород и секущие метасомати-
ческие залежи и выполнения полостей. Они обычно состоят из гале-
нита, сфалерита, пирита, иногда марказита, с незначительным ко шче-
ством нерудных минералов (последние иногда отсутствуют).
Во вкрапленных рудах рудные минералы сопровождаются чаше
всего такими жильными, как барит, кальцит, кварц, анкерит, доломит.
В зонах оруденения обычно наблюдается перекристаллизация вмещаю-
щих известняков или доломитов, сопровождающаяся образованием
более крупнозернистых структур и обособлением в жилках кальцита
или доломита. В ряде случаев в массе перекристаллизованной карбо-
натной породы наблюдаются не только жилы, но и гнездообразпые или
неправильные скопления и полосы барита, сопровождаемые сульфи-
дами, а иногда также доломитом или кальцитом и флюоритом.
Доломитизация, баритизация, окварцевание и кальцитизаиия
вмещающих карбонатных пород многими исследователями связываются
339
с гидротермальной деятельностью, 'Предшествующей или сопровождаю-
щей оруденение. Однако в некоторых месторождениях доломиты отио-
сятся к первичноосадочным отложениям, подвергшимся лишь перекри-
сталлизации под действием метаморфизма.
Следует отметить, что в районах Каратауского, Сумсарского и
Джергаланского месторождений изменения доломитов или доломито-
вых известняков проявлены обычно на значительной площади, но
в незначительной степени. Баритизапия чаще проявлена локально,
местами весьма интенсивно. Окварцевание почти отсутствует. Мине-
ральный состав данного типа руд обычно очень простой, но в не-
которых месторождениях наряду с обычнымя рудными минералами
(галенит, сфалерит, пирит) обнаруживаются халькопирит, блеклые
руды, серебряные минералы и сульфосоли, содержащие сурьму и
мышьяк.
В некоторых месторождениях отмечается резкое обособление
в различных пачках или различных прослоях (горизонтах) свинцовых
или свинцово-цинковых и медных руд. Так, в частности, н в место-
рождениях Сумсарском и в Икки-Чатском (Джергаланский район)
*руды,^ содержащие галенит и сфалерит, практически лишены медных
•минералов, а руды, содержащие халькопирит н блеклую руду, лишены
галенита. В некоторых месторождениях Миссисипи отмечается наличие
среди сфалерит-гаденитовых руд прослоев или полос, обогащенных
медными минералами.
Количественные соотношения основных рудообразующих минера-
лов в различных месторождениях колеблются в значительных преде-
лах. В одних случаях руды в основном галенитовые, в других преоб-
ладает сфалерит или пирит. В ряде районов намечается некоторая
вертикальная зональность, выражающаяся в обогащении верхних гори-
зонтов галенитом, а нижних — сфалеритом.
Вкрапленные руды чаще всего галенитовые, иногда сфалерит-гале-
нитовые, а сплошные руды — сфалерит-пиритовые с небольшим количе-
ством галенита, реже галенит-пиритовые. Сравнительно редки тела
сплошных галенитовых руд.
В Сумсарском месторождении встречаются также очень бедные
вкрапленные галенитовые руды, представленные редкой рассеянной
вкрапленностью единичных мелких и более крупных зерен галенита
в доломите. Размер вкрапленности колеблется от долей до нескольких
миллиметров и даже до 1 см. Интересно, что и для месторождений
юго-восточной части штата Миссури также -отмечается наличие руд,
представленных доломитом с рассеянной вкрапленностью зерен гале-
нита. Отмечается, что этот галенит замещает доломит в виде матасом
и метакрист, скопляясь вдоль трещин и стилолитовых плоскостей
(В. И. Смирнов, 1939).
Согласно данным Тарра (Тагг, 1936), в рудах Миссисипи—Миссури
все рудообразующие минералы выделились в один этап в следующей
последовательности: кристаллический доломит, марказит, зигенит-
халькопирит, сфалерит, галенит; позднее отлагались марказит, пирит,
кварц, доломит, кальцит. При этом в юго-восточной части штата Мис-
сури из рудных минералов в наибольшем количестве развит галенит,
существенное значение имеет марказит и в виде крайне редких зерен
развиты сфалерит, халькопирит и др. В юго-западной части штата
Миссури в рудах преобладает сфалерит, иногда со значительным коли-
чеством галенита, в иичтожиых количествах развиты халькопирит,
марказит и пирит. Из нерудных главное место занимают тонкозерни-
-стые кварц (роговик) и доломит. Кальцит, барит и крупнокристалли-
ческий доломит отмечаются в ничтожном количестве. В штате Миссури
наряду с галенитовыми и сфалеритовыми рудами существенную роль
играют пирит-марказитовые сплошные руды с иичтожиым содержа-
ло
ем других сульфидов. Сходные по составу руды характерны для
I 1Исая (район Каратау).
Руды месторождений описываемого типа обладают некоторыми
шими структурно-текстурными особенностями, обнаруживая при
- )м и собственные характерные черты. Остановимся на краткой харак-
- -ристике текстур и особенностей срастаний минералов руд некоторых
. сторождений Советского Союза. Очень интересен район хр. Каратау
его довольно разнообразными по морфологическим особенностям
сторождениями. Наиболее детально изученными и типичными место-
ждениями этой группы являются Мнргалимсайское н Ачисайское.
Месторождения этой группы приурочены к доломитово-известня-
♦ вой толще верхнего девона — ннжнего карбона, главная масса руд
ключена в доломитах. Оруденение представлено зонами вкраплен-
Рис. 439 Вкрапленная галенитовая рула тонколрожилковой
текстуры. Галенит (белое) частично вместе с пиритом распо-
лагается в виде тонких жилок как по слоистости, так и в ко-
ротких поперечных трещинках, секущих и иногда смещающих
простои карбонатной породы, содержащей барит. Месторо-
ждение Миргалимсай. По С. А. Юшко. Полированный штуф.
Нат. вел
него и штокверкового типа (Мнргалимсайское и др.) н жилообразпыми
телами 'неправильной формы, сложенными сплошными сульфидами
(Ачисайское и др.). Среди первичных сульфидных руд района Каратау
С. А Юшко (1959) выделяет два основных типа: галенит-карбонат-
пиритовые и галенит-сфалерит-пиритовые. При этом первые преиму-
щественно вкрапленные, вторые — сплошные.
Вкрапленные руды Миргалимсайского месторождения пред-
ставляют собой в основном руды тонкойрожилковой текстуры. При этом
тонкослоистые доломиты или доломитовые известняки сильно кальци-
тизированные, а местами баритизированные, содержат очень тонкую
вкрапленность и тонкие жилки галенита.
Как это видно на рис. 439, галенит выполняет тончайшие трещинки
как по слоистости, так и секущие (почти перпендикулярно) отдельные
тонкие прослои. Совместно с галенитом по слоистости располагаются
также тонкие прожилковндпые выделения пирита. Значительно реже
пнрит встречается в секущих жилках. В очень небольшом количестве
содержится сфалерит, чаще в виде неправильных мелких выделений
или зерен средн галенита.
На рис. 440 можно видеть участок с преимущественным развитием
коротких секущих жилок галенита, которые локализованы в пределах
трещинок разрыва в отдельных тонких прослоях карбоната. Одновре-
менно в тех же прослоях и во всей окружающей массе присутствует
тонкая вкрапленность галенита, частично располагающаяся по слои-
стости (рнс. 441). Характерно, что прослои, состоящие из карбоната
с баритом, не содержат секущих жилок.
341
Очень интересная картина наблюдается при рассмотренный этих
же вкрапленных руд в прозрачных шлифах. На рис. 442 хорошо видна
тонкая полосчатость (или слоистость), обусловленная распределением
карбоната, барита, непрозрачных -пелитовидных частиц и галенита.
Тонкие жилки барита ответвляются от полоски, обогащенной баритом,
и секут полоску карбонатной массы (загрязненной, возможно, орга-
ническим веществом). Галенит располагается параллельно слоистости,
выполняя удлиненные тонкие полости (отслоения?) и, возможно,
частично замещая карбонатно-баритовую массу.
На рис. 443 очень отчетливо видны два различных прослоя в доло-
митовой породе. В одном видна лишь очень тонкая вкрапленность гале-
Рис. 440. Тонкослоистая карбонатная
порода с баритом и кварцем, с мелки-
ми секущими жилками галенита (бе-
лое). Месторождение Миргалимеай.
Полированный шлиф. X 6
Рис. 441. Участок того же шлифа, что
на рис. 440. Наряду с секущими жил-
ками видны тонкие выделения галени-
та (белое) по слоистости. Галенит лока-
лизован в основном в карбонатных
полосках. Полированный шлиф. ?< 6
иитз, во втором — сеть неправильных жилок. В этом случае произошло
как бы послойное брекчирование породы и в наиболее раздробленном
тонком прослое карбонатного состава все трещинки оказались зале-
ченными галенитом.
Рассматривая тонкую вкрапленность и жилки галенита среди
карбонатной массы (при больших увеличениях), можно установить,
что формы и границы выделений галенита всегда очень неровные
(рис. 444, 445), извилистые, с тончайшими ответвлениями. Подобные
формы галенитовых выделений, несомненно, обусловливались сочета-
нием процессов вы пол иен ня пор, пустот и трещинок, с замещением
карбоната.
Помимо тонкой вкрапленности и жилок в основной массе породы
(рис. 446), галенит наблюдается иногда в тонких кальцитовых жилках,
секущих слоистость. При этом нередко галенит встречается только
в зальбандах, так же как и зерна доломита и кварца. Возможно, эти
жилки относятся к более поздней стадии рудоотложения. Тем более,
что С. А. Юшко выделяет четыре этапа (стадии в нашем понимании)
минерализации, в основном отличающиеся лишь по количественным
соотношениям главных рудообразующих минералов. В распоряжении
342
Рис. 442. Тонкослоистая карбонатная порода с отдельными
прослоями, обогащенными баритом. В правой части — топкие
секущие жилки барита (светлое) в скрытокристаллической
карбонатной массе (темное) Месторождение Миргалимсай.
Прозрачный шлиф. X 10
Рис 443 Карбонатная порода. Трещинки в брекчированном
прослое «залечены» галенитом (белое). Месторождение Мирга-
чимсай. Полированный шлиф. X 6
автора отсутствует материал, наглядно иллюстрирующий различные
стадии минерализации. Однако наблюдаемые текстурные особенности
показывают, что главная стадия минерализации была в основном гале-
Рис. 444- Отчетливое обособление галенита (бе-
лое) в пределах выделений карбоната (серое).
Отдельные более пористые участки породы (чер-
ное) почти не содержат галенита. Месторожде-
ние Миргалимсай. Полированный шлиф. X 85
Рис. 445. Мелкие и более крупные выделения
галенита (белое) в мелкозернистой массе карбо-
ната, проникающие между его зернами и заме-
щающие его. Месторождение Миргалимсай По-
лированный шлиф. X 40
нитовая. Поскольку во
вкрапленных рудах типа
руд Миргалимсая галенит
является главным и преоб-
ладающим рудообразую-
щим минералом, то и ос-
новные текстурные особен-
ности руд обусловлены его
распределением. Сопутст-
вующие ему сфалерит и пи-
рит, как уже отмечалось,
выделяются обычно в тех
же жилках, реже они дают
с а мостояте л ьлые п рожи л ки.
Несколько особо стоит
вопрос о пиритовых агрега-
тах. Судя по имеющимся
наблюдениям, во вкраплен-
ных рудах среди доломитов
и известняков (и в Мирга-
лимсае, и в других место-
рождениях) встречается пи-
рит эпигенетического про-
исхождения, связанный с
основным этапом орудене-
ния и пирит сингенетиче-
ский, тесно связаннЪш
с процессами диагенеза и
перекристаллизации извест-
ково-доломитовых пород.
Пирит, сопутствующий га-
лениту, наблюдается в про-
жилках в виде хорошо рас-
кристаллизованных агрега-
тов, обычно тонко- или мел-
козернистых, иногда колло-
морфных. Пирит, сингене-
тичный с карбонатной поро-
дой, либо располагается
в массе карбоната в виде
цепочек мельчайших зерен,
следующих сутурным по-
верхностям (рис. 447), ли-
бо дает пылевидные ча-
стички в массе карбоната,
либо располагается в виде
тончайших каемок вокруг
оолитов, сгустков или орга-
нических остатков (рис.
448). Этот пирит нередко
скрытокристаллический ти-
па мельииковит-пирита.
Описанные структурно-текстурные особенности вкрапленных руд
Миргалнмсяя, несомненно, позволяют утверждать, что основными
путями проникновения рудоносных растворов были очень тонкие тре-
344
Рис. 446 Секущие короткие жилки галенита (белое) в тонкозернистой
массе карбоната (темное) Месторождение Миргалимсай. Полирован-
ный шлиф. X 85
Рис. 447. Сутуриая линия (черная, извилистая) в доломитовом известняке,
выделяющаяся благодаря наличию в ней мельниковита, и тонкие секущие
жилки галенита (светлое) с кальцитом. Месторождение Миргалимсай.
Полированный шлиф. X 6
щинки, вернее сложная сеть трещиноватости в слоистых тонкозер!™*
стых карбонатных породах. При этом важную роль играли как трещ,ины
сланцеватости (или отслоения), так и трещины разрыва. Одновременно.
Рис, 448. Тончайшие каемки пирита (светлое! вокруг овальных зерен или
оолитов карбоната и неправильные выделения галенита (белое) в тонко-
зернистой массе карбонатной породы. Месторождение Миргалнмсай. Поли-
рованный шлиф. У 40
Рис. 449 Вкрапленная галенитовая руда. В доломитовом известняке (тем-
ное), рассеченном многочисленными тонкими кальцитовыми прожилками
(белое), заключены неправильной формы скопления галенита (светлое).
Месторождение Сумсар. Полированный штуф. Нат. вел.
по-видимому, растворы использовали и пористость. Наличие признаков
разъедания карбонатных агрегатов свидетельствует о параллельном
развитии явлений замещения.
Руды Ачнсайского месторождения резко отличаются от мирга-
лимсайских развитием почти исключительно сплошных руд со значи-
тельным преобладанием пирита над галенитом и сфалеритом. ТекстУр-
346
ные особенности руд, равно как и морфологические особенности рудных
тел, говорят об образовании этих руд также, путем выполнения трещин
и зон дробления со значительным развитием метасоматоза (Юшко,
1959, 1960; Кунаев, 1956).
При изучении руд Ачисайского месторождения наиболее интерес-
ным является вопрос о происхождении полосчатых текстур в сфалерит-
галеннт-лиритовых рудах. По данным С. А. Юшко и других исследова-
телей, наблюдающаяся в сплошных рудах полосчатость в основном
обусловлена либо наличием полосок, состоящих из сфалерита и гале-
нита в пиритовой массе, либо наличием в пиритовой массе полос с раз-
личной крупностью зерен. В большинстве случаев полосчатость парал-
лельна контактам рудных тел и приурочена к участкам, прилегающем
к контактам. Эти факты, а также раздробленность пиритовой массы и
наблюдавшаяся ориентировка и вытянутость зерен в агрегатах сфале-
рита параллельно полосчатости позволили указанным исследова-
телям связать образование полосчатости с послерудным метамор-
физмом.
Вместе с тем Д. С. Кунаев (1956) приводит ряд фактов, показы-
вающих, что полосчатые руды могли образоваться и в процессе заме-
щения слоистых карбонатных пород, разбитых серией параллельных
трещин. Одним из доводов в пользу такого объяснения он считает
наличие полосчатости, перпендикулярной контактам рудных тел и одно-
временно параллельной общему направлению слоистости во вмещаю-
щих породах. Другим фактом, по его мнению, является наличие в полос-
чатых рудах пластин перемещенного доломита и скоплений кальцита,
ориентированных согласно с полосчатостью, а также присутствие во
вмещающих доломитах вблизи контактов серии трещин и жил кальцита
параллельных контактам и полосчатости рудных тел.
Все сказанное об особенностях полосчатых текстур в рудах Ачисай-
ского месторождения не позволяет сделать окончательного вывода
о причинах их возникновения, так как имеющиеся факты противоречивы.
Не исключена возможность присутствия в рудах полосчатых текстур,
различных по своему происхождению.
Согласно данным С. А. Юшко, в рудах наблюдаются брекчиевые
текстуры, явления дробления и смятия в агрегатах пирита, сфалерита
и галенита, что является признаком наличия внутрирудных и послеруд-
ных динамических воздействий.
Очень сходны по геологическим условиям с миргалимсайскими
рудами руды района Сумсарского месторождения в Средней Азии.
На месторождении преобладают вкрапленные сфалерит-галенитовые
руды, но встречаются также небольшие гнезда или неправильные тела
сплошных галенитовых руд. В то же время в отличие от месторождений
Каратау здесь полностью отсутствуют не только сплошные пиритовые
н галенит-сфалерит-пиритовые руды, но пирита почти пет и во вкрап-
ленных галенитовых рудах.
Отсутствие четко выраженной слоистости во вмещающих карбонат-
ных породах, равно как и сланцеватости, а также какой-либо закономер-
ности в расположении трещин, к которым приурочены были бы выделе-
ния галенита, по-видимому, является основным текстурным отличием
этих руд от руд Миргалимсая.
Вкрапленные барит-сфалеритовые и галенитовые руды (как видно
на рис. 449 и 450) характеризуются наличием очень неправильных
выделений и жилок, сложенных кальцитом, баритом, сфалеритом, гале-
нитом. Иногда в массе доломитового известняка развиты скопления
светлого крупнокристаллического доломита с выделениями галенита
в центре. На рис. 450 н 451 видны своеобразные овальные скопления
барита, вокруг которых располагается сфалерит. В окружающей
массе мелкозернистого доломитового известняка иногда видна очень
347
мелкая рассеянная вкрапленность сфалерита, заметны также тонкие
короткие жилки кальцита и реже галенита.
В отличие от руд Миргали^сая, где мелкозернистый барит распо-
лагается в отдельных прослоях карбонатной породы, как бы находясь
Рнс. 450. Вкрапленная бзрит-сфалерптовая рула. Сфалерит (серый) располагается
в массе доломита (темное) около скоблений барита (беаос). Очень тонкие трещинки
заполнены карбонатом Месторождение Сумсар. Полированный штуф । нат. пел.
Рис. 451. Барит (светло-серое) и сфалерит (белое) выполняют
овальную полость в тоикрзериистом доломитовом известняке
(темное) с мелкими выделениями сфалерита К1есторожценне
Сумсар. Полированный шлиф. 4
в тесном срастании с катьцитоМ или доломитом или, возможно, заме-
щая карбонаты, здесь развит крупнокристаллический барит, выполняю-
щий округлые и удлиненные пустоты в массе мелкозернистого доломита
(рис. 452).
Во вкрапленных рудах нередки участки, где выделения галенита
в массе карбонатной породы достигают нескольких миллиметров,
348
однако преобладает вкрапленность в десятые доли миллиметра. Как
видно на рис. 453, галенит иногда наряду со сфалеритом располагается
в удлиненных пустотах, стенки которых сложены хорошо образован-
ными кристалликами доломита, в то время как основная масса породы
состоит из более мелкозернистого агрегата доломита с единичными
мелкими зернами кварца. Наличие мельчайших включений галенита
в доломитовых зернах, слагающих стенки полости, показывает, что Под
влиянием рудообразующего раствора, отлагавшего галенит, происхо-
дила перекристаллизация карбонатной массы, с захватом частиц гале-
нита вновь образованными кристалликами доломита. Очень харак-
Pftc. 452. Слота — крупнокристаллический барит, справа —• мелко-
зернистая карбонатная масса; по границе барита и карбоната —
галенит (черное). Месторождение Сумсар. Прозрачный шлиф. X 10
терно, что почти не удается наблюдать явлений интенсивного замеще-
ния отдельных кристаллических зерен кальцита или доломита галени-
том и сфалеритом. Иногда галенит располагается по границе скопле-
ния крупнозернистого барита с мелкозернистой доломитовой массой
(см. рис. 452).
Сравнительно редки в массе тонкозернистого доломита очень
тонкие прожилковидные обособления галенита (рис. 454), состоящие
из мелких частично идиоморфных зернышек галенита, расположенных
в виде цепочки вдоль скрытой трешники. В окружающей массе доло-
мита часто рассеяны мельчайшие зернышки кварца, близкие по разме-
рам зернам доломита. Этот кварц, несомненно, сингенетичеи с доло-
митовым известняков. В других участках, где проявлено очень слабое
более позднее окварцевание, появляются более крупные скопления
кварца, галенит при этом выполняет полости, стенки которых образо-
ваны кристалликами кварца, подобно тому как на рнс. 453, — кри-
сталликами доломита.
Как показывают соотношения галенита и кварца, последний кри-
сталлизовался до отложения галенита.
Характер срасгакия галенита и сфалерита в ряде случаев указы-
вает на последовательное отложение сначала сфалерита, затем галенита
без признаков замещения (см. рис. 453). Очень часто галенит и сфа-
349
лерит ‘Пространственно разобщены, т. е. пустоты или трещинки выпол-
нены или одним галенитом или одним сфалеритом.
Наблюдавшиеся в Сумсарском месторождении сплошные галени-
товые руды представлены частью массивным крупнокристаллическим
галенитом, а частью очень плотным тонкозернистым галенитом (так
называемым «свинчаком»). Структурные особенности агрегатов гале-
нита из ряда участков сплошных руд показывают, что галенит претер-
певает перекристаллизацию с образованием гранобластическнх струк-
тур (рис. 455). Заключенные в массе такого галенита выделения сфа-
лерита обычно раздроблены. Такие структурные взаимоотношения,
несомненно, являются отражением послерудных динамических воздей-
ствий. Во вкрапленных рудах признаки послерудных деформаций
имеют ничтожное количественное значение. Лишь в очень редких выде-
лениях сфалерита можно наблюдать двойники давления со смещениями
и изгибами двойниковых плоскостей, а в выделениях крупнокристалли-
ческого оарита—зачатки перекристаллизации вдоль трещинок
(рис 456).
Структурно-текстурные особенности руд Сумсарского месторожде-
ния позволяют сделать вывод о том, что рудоотложение развивалось
в массивных тонко- и мелкозернистых доломитовых известняках
с использованием пор, пустот и локально проявленной трещиноватости.
Отложение рудных минералов сопровождалось перекристаллизацией
вмещающей породы с укрупнением зерен доломита около пустот,
в которых отлагался галеннт.
Отложение барита, сфалерита и галенита было близким по вре-
мени, по галенит, по-видимому, отлагался последним. Поскольку пере-
кристаллизация доломитовой массы была частично одновременной
с отложением галенита, последний иногда наблюдается в виде пойки-
литовых включений в кристалликах доломита около пустот. Послеруд-
ные деформации, несомненно, носили локальный характер, в большей
мере проявляясь в участках, наиболее неоднородных по физическим
свойствам, какими являются массивные доломиты с крупными скопле-
ниями галенитовых масс.
Некоторыми специфическими текстурными особенностями обла-
дают руды месторождений Джергаланской группы в Киргизии,
очень сходные по геологическим условиям с вышеописанными. Наи-
более интересно месторождение Икки-чат, приуроченное к извест-
няковой свите нижнего карбона, детально изучавшееся 3. Е. Бурыки-
ной (1958).
Оруденение заключено в прослоях известняков, различных по
структурным особенностям; известняки испытали значительные дефор-
мации, связанные со складчатостью и проявившиеся в форме отдель-
ных зон межпластового дробления. Характерно, как и в Сумсарском
месторождении, развитие в основном вкрапленных галенитовых руд
Другие сульфиды — сфалерит, пирит, марказит, халькопирит, борнит,
блеклая руда присутствуют в ничтожном количестве. Среди сопровож-
дающих жильных минералов преобладают кальцит и барит, в неболь-
ших количествах присутствуют флюорит, кварц, доломит, халцедон.
Очень интенсивная трещиноватость и дробление известняков
создали многочисленные полости разнообразной формы, которые выпол-
нены обычно относительно крупнокристаллическими агрегатами каль-
цита, флюорита, барита и галенита.
В отдельных участках скопления крупнокристаллического барита
с кальцитом, флюоритом и крупнокристаллическим галенитом дости-
гают нескольких сантиметров и заключены в плотном скрытокристал-
лическом известняке. В других участках можно видеть мелкие (до
нескольких миллиметров) неправильные, ио многочисленные скопления
кальцита и галенита в массе перекристаллизованного мелкозернистого
350
Рис. 453. Прожилковидпое неправильное скопление галенита (бе-
лое) и сфалерита (серое), заполнившее полость, нижняя стенка
которой состоит из идиоморфных зерен доломита с точечными
включениями галенита. Месторождение Сумсар. Полированный
шлиф. X 50
Рис. 454. Топкозернистый доломитовый известняк (з илистость
видна благодаря заметному двуотраже|щю) с мельчайшими зерныш-
ками кварца (темные, рельефные) и цепочкой метких идиоморф-
ных зерен галенита (белое) Месторождение Сумсар. Полирован-
ный шлиф. X 40
Рнс. 455. В галените с тонкозернистой гранобластической структурой
(протравлено, светло-серое) заключены раздробленные крупные зерна
сфалерита (серый, рельефный). Месторождение Сумсар. Полирован-
ный шлиф. X 40
Рис. 456. Крупный индивид барита вдоль трешники претерпевает пере-
кристаллизацию в тонкозернистый агрегат. Месторождение Сумсар.
По 3. А. Пуркнной. Прозрачный шлиф. X 23
известняка (рис. 457). Встречаются также участки, в которых непра-
вильные скопления галенита с кальцитом переходят в прожилковидные
образования или в серию неправильных трещин (рис. 4о8). Более
педки участки, где наблюдаются брекчиевидные текстуры. В этом слу-
ае обломки скрытокристаллического или мелкозернистого известняка
Рис. 457. Вкрапленная галенитовая руда в известняке. Гале-
нит (черное) и кальцит (бечое) образуют мелкие скопления.
Месторождение Икки-чат (Джергалан). По 3. Е. Буры-
киной. Полированный штуф. Снято в косом свете. Нат. вез.
размером в несколько сантиметров цементируются агрегатом
барита и галеиита.
Структуры агрегатов рудообразующих минералов обычн
тельио крупнозернистые, однако в учаегках более крупных
Рис. 458. Вкрапленная галенитовая руда. Гнезда, сложенные
кальцитом (/), баритом (2) н галенитом (У) переходят в про-
жилки, заключенные в мелкозернистом известняке. Месторо-
ждение Икки-чат (Джергалан). Полированный штуф. Снято
в косом свете. иат. вел.
галенита очень часты проявления деформаций, сопровождающихся
перекристаллизацией в тонкозернистый агрегат. В этих же скоплениях
наблюдаются двонннки давления и смятия. Располагающиеся в таких
участках выделения пирита и сфалерита раздроблены. Наблюдаемая
картина совершенно аналогична показанной для Сумсарского место-
рождения.
Интересные детали, отражающие некоторые своеобразные микро-
текстурные особенности руд, были отмечены 3. Е. Бурыхиной (1958)
Зак. 824 353
н Г. П. Богомазовым (1957). В частности, в известняках с оолитовой
структурой они наблюдали мелкие неправильные скопления галенита,
которые располагаются как внутри оолитов карбоната, так и в их
цементе. Внутри оолитов галенит выполняет пустотки в центре или
слагает отдельные концентры в них (рис. 459). В цементе он образует
жилки, выполняет мелкие пустотки совместно с кальцитом. Иногда
такие жилки рассекают оолиты и смещают их части.
Следует подчеркнуть, что отмеченные необычные формы выделения
галенита среди оолитовых известняков служат лишь иллюстрацией
многообразия форм обособления его в карбонатных породах. Наличие
мелких скоплений галенита внутри оолитов, так же как и присутствие
Рис. 459. Галенит (черное) располагается внутри ооли-
тов, образуя отдельные концентры, и в пустотах и тре-
щинках в массе кальцитового цемента оолитового из-
вестняка. Месторождение Икки-чат (Джергалаи). По
3. Е. Бурыхиной. Прозрачный шлиф.
его в тонких коротких жилках, совместно с карбонатом или кварцем,
не могут служить сами по себе доказательством сингенетичиости или
эпигенетичиости галенита по отношению к вмещающей карбонатной
породе. Обособление галенита в указанных формах может быть обус-
ловлено различными процессами. Использовать эти факты для доказа-
тельства диагенетического или гидротермального происхождения, без-
условно, неправильно.
Структурно-текстурные особенности руд описанного типа в целом
таковы, что по ним можно сделать вывод о тесной связи отложения
сульфидов свинца и цинка с явлениями перекристаллизации окружаю-
щих их участков вмещающих пород. Процесс выполнения очень мелких
и разнообразных по форме пор, пустот и полостей, несомненно, сопро-
вождается процессами метасоматоза, которые развиты в значительном
объеме. Однако, если понимать метасоматоз как процесс сплошного
фронта растворения и отложения, то, конечно, руды описываемой группы
месторождений вряд ли можно называть метасоматическими в полном
смысле.
Нужно подчеркнуть, что сульфиды (в основном галенит) всегда
являются по форме выделений эпигенетическими образованиями,
одиако неправильно по одному этому признаку устанавливать и одно-
значно решать вопрос их генезиса. Нельзя не учитывать, что процессы
отложения из растворов протекают одинаково независимо от их про-
исхождения (магматогенного или метаморфогениого). Перекристалли-
354
1ацня карбонатных вмещающих пород (в одних случаях доломитов,
s других известняков) в разных месторождениях проявлена в различ-
зон степени и частично обусловлена диагенезом и эпигенезом или
запальным метаморфизмом, а частично процессами воздействия гидро-
термальных растворов. Происхождение этих растворов и источники
металлов, отлагаемых ими, не могут быть установлены изучением осо-
бенностей строения руд.
Вопрос о генезисе данного типа месторождений в карбонатных
породах потому до сих пор и не получил однозначного решения, что
наблюдаемые формы отложения рудного вещества, обусловленные
выполнением и замещением, могут быть связаны как с магматогенными
гидротермальными, так и с метаморфическими процессами.
Галенит-сфалеритовые и барит-галенитовые руды
в карбонатных породах
В данную группу включены свинцово-цииковые месторождения,
образующиеся в близповерхностных условиях и расположенные пре-
имущественно в карбонатных породах. По составу руд и по геологи-
ческой обстановке эти месторождения имеют ряд сходных черт с место-
рождениями предыдущей группы, но рудовмещающие толщи в них
значительно моложе и имеют мезозойский, третичный и даже послетре-
тичный возраст. Залегают месторождения также среди доломитов или
известняков, главными минералами являются сфалерит и галенит.
Наиболее существенное отличие месторождений данной группы
заключается в развитии очень богатых сплошных руд, сложенных сфа-
леритом с подчиненным галенитом, и незначительной роли жильных
минералов. Преобладающее значение в рудах имеют колломорфные
(почковидные, оолитовые) текстуры и структуры. Руды образуются
в значительной мере путем выполнения полостей, в зонах брекчий или
в трещинах. Метасоматические процессы проявлены в них не так
широко, а в некоторых месторождениях отсутствуют почти полностью.
Вкрапленные руды в некоторых месторождениях также отсутствуют.
К числу наиболее типичных и интересных представителей данной
группы относятся месторождения Верхней Силезии (Польша), Иокунь-
жское (Таджикистан) н Райбл в юго-восточных Альпах (Италия).
Сюда же отнесены Ашкийрякское в Нарыиском хребте и Трускавецкое
в Предкарпатье, отличающиеся по геологической обстановке и по
составу руд. Сближают руды этих месторождений с вышеупомянутыми
главным образом колломорфные (почковидные и оолитовые) текстуры
и близповерхиостные условия образования.
В месторождениях Верхней Силезии оруденение, как пра-
вило, приурочено к горизонтам «раковинного» известняка среднего
триаса, претерпевшим интенсивную доломитизацию и выделяемым под
названием рудоносных доломитов. Карбонатные осадочные породы
рудоносной области слагают мульды, обусловленные грабенообразпыми
опусканиями складчатого палеозойского фундамента. Рудоносные
доломиты распространены главным образом в западной части области
в Бытомской мульде, а также на востоке и юго-востоке, особенно
в районе Олькуша.
Для локализации оруденения большое значение могли иметь тек-
тонические движения, которые проявились не только в виде основных
нарушений, но и, что более важно, привели к сильному раздроблению
доломитов (оии чрезвычайно легко распадаются иа мелкие и мельчай-
шие остроугольные кусочки). Наличие такого рода участков дробления
могло способствовать циркуляции рудных растворов.
Залегающие в доломитах рудные тела представляют собой боль-
шей частью линзообразные и пластообразные залежи, в пределах КОТО-
355.
рых рудные минералы образуют участки сплошных массивных руд,
выполняют всевозможные трещинки и полости в доломитах и цементи-
руют их обломки.
Первичные сфалернтовые руды в основном сложены сфалеритом
н галенитом Пирит и марказит развиты в значительно меньших коли-
чествах. Большой интерес представляет присутствие в рудах, правда,
весьма редко, сульфоарсенитов свинца — иорданита (PbgAsaSg) и
грейтонита (PbgAs^Sis). Для сплошных руд характерно также почти
полное отсутствие в них жильных минералов.
Следует отметить широкое распространение на месторождении
окисленных «галмейных руд», сложенных смитсонитом, каламином,
церусситом и лимонитом.
Геологическое положение, характеристика отдельных минералов
и вопросы генезиса руд месторождений Верхней Силезии .были пред-
метом исследований многочисленных авторов. Детальное описание руд
представлено лишь в работах Ф. Вернике (Wernicke, 1931) и Ч. Ха-
раньчика (Haranczyk, 1962), однако текстурные особенности руд изу-
чены все же недостаточно
Не имея возможности описать все детали строения руд этого
месторождения, остановимся лишь на некоторых особенностях их
текстур и структур, которые удалось выявить при изучении образцов,
полученных и собранных автором на месторождении, благодаря любез-
ному содействию польских геологов (Т. Галкевич и др.).
Текстурные особенности верхнесилезских свинцово-цинковых руд
определяются с одной стороны взаимоотношениями рудных масс
с вмещающими доломитами, а с другой — наличием нескольких разно-
возрастных генераций рудообразующих минералов.
Среди главных в количественном отношении типов свинцово-цин-
ковых руд наибольшим развитием, особенно в рудниках Бытомской
мульды, в настоящее время пользуются сопровождающиеся галенитом
сфалернтовые руды, выполняющие многочисленные трещинки и полости
в доломитах, а также пространства между обломками доломитов
в брекчиях.
Весьма часто наиболее раскрытые трещины и полости в доломитах
выполняются не полностью и тогда хорошо видно, что нарастающие на
доломит корки сфалерита заканчиваются весьма характерными колло-
морфными почковидными образованиями (рис. 460). В штуфах, там,
где излом проходит перпендикулярно границе доломита и сфалерита,
нередко можно наблюдать, что контакт между ними очень резкий и что
почковидный сфалерит с концентрически-зональным строением отла-
гался непосредственно на доломите.
Между трещиноватыми, силыюраздроблеинымя н брекчированными
доломитами существуют постепенные переходы, благодаря чему не
всегда можно с уверенностью сказать, выполняет ли сфалерит тре-
щинки в раздробленном доломите или пространство между его облом-
ками.
Сфалерит, выполняющий межобломочное пространство в брекчиях
доломитов также отделен обычно резкой границей от обломков доло-
мита, на которых он отлагался. Последние обладают характерной
остроугольной формой (рис. 461), причем наличие среди них наряду
с более крупными совсем мелких обломков свидетельствует о том, что
растворение доломита при этом ие имело сколько-нибудь существенного
значения. В типичных брекчиевых рудах на обломки доломита первым
нарастал галенит, а затем уже колломорфный сфалерит.
Полированный штуф руды из рудника Болеслав (Олькуш)
с типичной брекчиевой текстурой показан также на рис. 462. Белые
каемки, сложенные галенитом, и более редкие темно-серые каемки
сфалерита расположены вокруг обломков доломита. Подобные тек-
356
Рис, 460. Почковидные образования сфалерита, нарастающие на доломит.
На границе сфалерита и доломита выделения галенита. Рудник Марх-
тсвского. 5Д мат. вел.
Рис. 461. Остроугольные обломки доломита (светло-серое) обрастают
концснтрически-зональными образованиями сфалерита, разной окраски.
Рудник Мархлевского. Полированный штуф. Снято в косом свете,
Нат. вел.
стуры в некоторых участках месторождения бывают распространены
достаточно широко.
Изредка удается наблюдать брекчиевые текстуры, в которых
наряду с обломками доломитов встречаются обломки корковых обра-
Рис. 462. Брекчиевая текстура руд. Обломки доломита окружены каймами галенита
(белое) и сфалерита (серое). Рудник Болеслав. Полированный штуф. Нат. вел.
зований сфалерита. Цементирующая -масса в таких рудах по суще-
ству отсутствует и отдельные обломки связаны между собой, хотя и
Рис 463. Брекчиевая текстура. Вокруг обломков
доломита и сфалерита (крупный обломок в ниж-
ней части) — тонкая каемка пирита (белое). Чер-
ное— пустоты. Рудник Белый Орел. Полированный
штуф. Нат. вел.
достаточно крепко, лишь
сравнительно тонкой обо-
лочкой пирита, обрастаю-
щей все обломки. На
рис. 463 хорошо видна
эта оболочка пнрнта (бе-
лая) вокруг всех облом-
ков доломита и мелких
обломков сфалерита.
Появление таких ори-
гинальных брекчиевых
руд, по-видимому, свя-
зано с наиболее поздними
подвижками, а наличие
невыполненных полостей
между обломками свиде-
тельствует о незначитель-
ном количестве мате-
риала, отлагавшегося из
последних порций раство-
ров.
Трещинки и полости
в доломитах н межобло-
мочное пространство в их брекчиях иногда выполняются не одним сфале-
ритом, а несколькими сменяющими друг друга корочками сфалерита,
галенита, марказита и пирита. Такие руды характеризуются почковид-
ными или корковыми концентрически-полосчатыми текстурами.
358
Весьма оригинальные кокардовые текстуры руд наблюдаются
местами на руднике Мархлевского. Наряду с выполнением простран-
ства между обломками доломита рудные минералы нарастают на них
в виде концентрически расположенных полосок различного минераль-
ного состава. В строении одной из последних полосок, сложенных
наиболее темной разновидностью сфалерита, постоянно принимает
участие иорданит. Сами обломки доломита, на которые нарастают
рудные минералы, нередко бывают замещены мелкозернистым сфале-
ритом. Пространственное положение и строение кокардовых руд пока-
зано на зарисовках (рис. 464 и 465), взятых из статьи С. Яскульского
и М. Баиась (Jaskolski a. Banas, 1958) о иорданите.
В некоторых штуфах таких руд удается подметить интересные
особенности строения колломорфных образований сфалерита, также
свидетельствующие о прерывистости процесса их формирования.
Весьма показателен в этом отношении штуф, изображенный на
рис. 466, где наблюдаются следующие последовательно нарастающие
друг па друга образования: мелкозернистый в значительной мере пере-
кристаллизованный сфалерит ранней генерации /, полоска довольно
темного сфалерита, нарастающая на ранний сфалерит 2, крупнокри-
сталлический галенит 3, несколько чередующихся тонких светлых и
темных полосок сфалерита 4. Все эти образования окаймляются полос-
кой наиболее темного сфалерита 5, с выделениями иорданита 6 и
наиболее поздней тонкой каемкой марказита. В нижией части штуфа
темный сфалерит нарастает непосредственно на ранний мелкозернистый
сфалерит. Это свидетельствует о том, что имели место подвижки, нару-
шившие как последний, так и все нараставшие на него образования.
Наибольшие нарушения испытал при этом отложившийся на галените
светлый сфалерит 4. Как видно на фотографии другого среза того же
штуфа, снятого с большим увеличением (рис. 467), темный сфалерит
отделяет небольшие участки обесцвеченного светлого сфалерита.
Довольно широко развитое явление обесцвечивания как светлого, так
и темного сфалерита связано, по-видимому, с проникновением наибо-
лее поздних растворов, вызвавших вынос железа. Обесцвечивание
распространяется в более раннем светлом сфалерите часто по тонким
трещинкам (рис 468).
Перерыв в отложении сфалерита устанавливается и в конце обра-
зования наружной полоски темного сфалерита, в которой также наблю-
даются обесцвеченные участки. Наблюдаемое местами «трансгрессив-
ное» налегание последней тонкой сфалеритовой и марказитовых поло-
сок на различных «горизонтах» полоски темного сфалерита (рис. 469)
указывает на предшествующее разрешение этой полоски.
Характеристика текстурных особенностей руд, связанных с выпол-
нением полостей, была бы неполной без упоминания встречающихся
на месторождении друзовых текстур руд. Нередко можно наблюдать,
чю отложенные на доломитах корковые сфалеритовые руды, в свою
очередь, обрастают хорошо образованными кристаллами галенита.
Последние иногда сопровождаются кристалликами марказита или сфа-
лерита. Весьма эффектны образцы, в которых на сфалеритовой корке,
в свою очередь нарастающей на марказитовую корку, располагаются
скопления крупных кристаллов галенита (рнс. 470).
Наряду с выполнением полостей большое значение при формиро-
вании руд имел процесс замещения доломитов. По данным Ф. Вернике
(Wernicke, 1931), в отдельных участках месторождения произошло
полное замещение доломита тонкозернистым сфалеритом, приведшее
к появлению сплошных сфалеритовых руд. Такие руды настолько
пористы, хрупки и трещиноваты, что при добыче превращаются
нередко в порошковатую массу.
359
0 t 2н
Рис. 464. Пространственное положение кокардовых руд. Руд-
ник Мархлевского Зарисовка стенки штрека. По С. Яскуль-
скому ц М Бакаев
1 — серый доломит, 2 — брекчиевая руда, 3 — прожилки сф 1лерита,
4— участок, показанный с увеличением на рис 465
Рис. 465. Расположение и строение кокардовых руд. Увеличенным участок рис. 4^-
По С Яскульскому и М. Банась
1 — сфалерит, 2 — светлый сфалерит, 3 — темный сфалерит, 4 — галенит, 5 — марказит, 6 — иорЛ^
нит, 7 — серый доломит
Рис. 466. Последовательное чередование различных
полосок в сложном почковидном агрегате
/ — мелкозернистый ранний сфалерит; 2— сфалерит; ?—га-
ленит; 4 — чередование светлых и темных полосок сфале-
рита; 5 ~ темный сфалерит; 6 — иорданит. Рудник Марх-
левского. Полированный штуф. Синто в косом свете. Нат.
вел.
Рис. 467. Часть того же образца,
что на рис. 466, но в другом
срезе. Обломок полоски светлого
сфалерита, обесцвеченный по
краям и расположенный в тем-
ном сфалерите. Полированный
штуф. Снято в косом свете. X 2"
Рис. 468. Концентрически-зональный агрегат сфалерита. Белые прожилки —
обесцвеченный сфалерит Черное в нижней части снимка — галенит. Руд-
ник Мархлевского. Полированный штуф Снято в косом свете.z< 4
Рис. 469. Разновозрастные генерации сфалерита. Более ранний светлый сфа-
лерит (1) срезается полоской темного сфалерита (2). Последняя также
срезана и на нее нарастает периферическая полоска марказита и позднего
сфалерита (3). Рудник Мархлевского. Полированный шлиф. Снято в косом
свете, v 4
Рис. 470. Расположение небольших друз кристаллов галенита на сфалеритовой
корке (темное). Последняя нарастает на корку, сложенную шестоватыми агре-
гатами марказита и пирита (светлое). Рудник Ворынского. Штуф. Нат. вел.
На рудниках Бытомской мульды эти руды уже почти целиком
выработаны. Поэтому большой интерес представляют сплошные сфа-
черитовые руды с галенитом, слагающие линзообразное или штокооб-
г азное рудное тело среди доломитов нижнего триаса на руднике Боле-
_"ав.
Сфалеритовые руды этого типа представлены агрегатом весьма
челких зерен сфалерита с очень большим количеством весьма харак-
терных пор. В полированных штуфах таких руд в агрегатах сфалерита
Иногда наблюдается тонкая полосчатость, выраженная чередованием
г лесок различной пористости и полосок с различным размером зерен.
Рис 471. Массивная мелкозернистая сфалсритовая руда. В правой
части снимка — прожилок галенита (чёрное) и сфалерита поздней гене-
рации (бслоеп По границе раннего метко терн истого сфалерита и про-
жилка проходит светлая каемка сфалерита. Рудник Болеслав (Оль-
куш). Полированный штуф. Снято в косом свете. Нат. вел.
По отношению к тонкозернистым сфалеритовы.м рудам галенит неиз-
менно является более поздним, замещает их н рассекает прожилками
(рис. 471). В тесном срастании с галенитом постоянно находится свет-
лый сфатерит более поздней генерации, представленный колломорф-
ными и сферическими образованиями.
Под микроскопом устанавливается неоднородность строения агре-
гатов сфалерита и участки с характерной оолитовой структурой. При
этом скопления мелких зерен сфалерита весьма напоминают по форме
оолиты карбонатных пород. Особенно четко оолитовое строение сплош-
ных масс мелкозернистого сфалерита выявляется при наблюдении шту-
фов и шлифов этих руд в косом свете (рис. 472). Хорошо устанавли-
вается оно и в прозрачных шлифах.
Сопоставление сфалеритовых руд оолитовой структуры с встре-
чающимися на этом же руднике оолитовыми карбонатными породами,
в которых сфалерит развит лишь в небольших количествах, показывает
полное тождество их структурных особенностей (рис. 473) и подтвер-
ждает вывод о метасоматическом происхождении мелкозернистых сфа-
леритовых руд. Сфалерит преимущественно замещает в карбонатной
породе мелкозернистую массу между оолитами (рис. 474), а иногда у
центральные части самих оолитов. Подобно карбонатным породам,
363
в которых наряду с прослоями, имеющими оолитовую структуру, набЛю'
даются плотные тонкозернистые прослои, в мелкозернистых сфалери-го-
Рис. 472 Участок полированного штуфа, изобра
женного на рис. 471. реликтовое оолитовое строе-
ние массивной мелкозернистой сфалеритовой руды.
Снято в косом свете. X 18
Рис. 473. Оолитовая сгрУктУРа карбонатной поро-
ды. Центральная часть сплющенного карбонатного
оолита (помечен крестиком)« замещена сфалеритом.
Рудник Болеслав. Полированный шлиф. Сиято в ко-
сом свете. X 18
вых рудах встречаются
участки как с реликтовой
оолитовой, так и с равЯО-
мернозернистой структу-
рами.
Соотношения тонко-
зернистых метасоматиче-
V, VP-U-
центрически - зональных
сфалеритовых руд пока-
зывают, что корковые РУ-
ды являются более поЗД-
ними. В образцах рУД
топкозернистого сфалери-
та можно наблюдать на-
растание концентрически-
зонального почковидного
сфалерита на сплошные-
руды раннего сфалерита.
Причем в отличие от на-
растания колломорфного
сфалерита на доломит*
граница между этими раз-
новозрастными генера-
циями сфалерита .боль-
шей частью весьма непра-
вильная, что позволяет
предполагать растворе1,ие
раиней генерации сфале-
рита.
"Большой интерес
представляет тот факт,
что центральная часть
корковых образований
концентрически - зональ-
ного сфалерита весьма
часто сложена пористым
мелкозернистым сфалери-
том, ничем не отличаю-
щимся от сфалерита, сла-
гающего сплошные мета-
соматические руды. Осо-
бенно наглядно эти соот-
ношения видны в полиро-
ванных штуфах та^их
руд. На рис. 475 топко-
зональный темный сфале-
рит, отдельные тончай-
шие слои которого отли-
чаются интенсивностью
коричневой окраски, за-
растает с обеих стороцна
ральной части светло-желтый мелкозернистый сфалерит.
Граница между этими двумя генерациями сфалерита (см. рис. 47»
и 476) крайне неправильна, зазхбрена или извилиста, изобилует бо^ь-
364
шим числом мелких выступов концентрически-зонального сфалерита
в мелкозернистый пористый сфалерит. В некоторых образцах среди
пористого сфалерита удается установить остатки незамещенной карбо-
Рис. 474. Оолитовая стрхктура карбонатной породы. В центральной
части снимка карбонатный простой Справа — замещение сфалери-
том (черное) цемента между оотитами. Рудник Болеслав. Пвозрачный
• шлиф. Снято с одним николем. ' 10
Рис. 475. Корковые руды. В центрааыюА части—светлый мелкозерни-
стый сфалерит. В колломорфном сфалерите по трешникам усыхания
наблюдается явление обесцвечивания. Рудник Бе «ый Орел. По тиро-
ванный штуф Снято в косом свете. Наг. «ел.
тнатнон породы, совершенно определенно свидетельствующие о метасо-
матическом происхождении сфалерита. В штуфе, изображением иа
рис. 476, остатки карбонатной породы представлены небольшими
45олее темными участками средн светлой сфалеритовон массы. В шли-
фах наблюдаются все переходы от этих небольших остатков к сплош-
ному сфалериту. Начальная стадия замещения характеризуется появ-
365
Рис. 476: Корковые образования темного сфалерита, вокруг светлого мелкозерни-
стого сфалерита ранней генерации. В светлом сфалерите — остатки карбонатной
породы (помечены крестом). Рудник Явожно. Полированный штуф. Снято в косом
свете. Нат. вел.
Рис. 477. Пластинчатые обломки мелкозернистого светлого сфалерита ранней генера-
ции. обросшие почковидными образованиями темного колломорфного сфалерита. Руд-
ник Белый Орел. Полированный штуф. Снято в косом свете. Нат. вел.
- нием среди тонкозернистого карбоната более крупных зерен-
сфалерита, обладающих большей частью ксеноморфными очертаниями,
условленными приспособлением их формы к зернистой структуре
»грОДЫ.
Для выяснения взаимоотношений между ранним мелкозернистым
• поздним колломорфным сфалеритом весьма показателей образец,
* ' Сраженный иа рис. 477. Здесь темный колломорфный сфалерит
а аиде сравнительно тонкой (3—$ мм) корочки облекает разобщенные
J регаты мелкозернистого светлого сфалерита, имеющие вид пластии-
ч-дых обломков. В оста-
•гщных полостях, возии-
Влющих благодаря непол-
►»му выполнению темным
>алеритом промежутков
вежду агрегатами ран-
- го сфалерита, хорошо
швлястся почковидная
«jBepxHocTb темного кол-
-эморфного сфалерита.
Сбразец этот свидетель-
ствует о явлениях брек-
фования и растворения
►агрегатов мелкозерни-
стого раннего сфалерита.
Явления растворения, как
в ранее описанных об-
азцах, хорошо заметны
io чрезвычайно непра-
-ильной зазубренной по-
иерхности агрегатов ран-
него сфалерита.
Большой интерес
редставляют и структур-
ные особенности описан-
ие руд. Не касаясь
ложных н весьма разно-
бразных взаимоотноше-
ний различных генераций
I ’авных рудообразующих
|(нерал ов: сфалерита,
.алеиита, марказита и
Рис. 478. Радиально-лучистое строение сфалерита,
выявляющееся после травления концентрически-
зональных образований в парах царской водки.
Рудник Белый Орел. Полированный штуф. X 6
пирита, остановимся на
особенностях структур мономииеральных агрегатов сфалерита и от-
дельных наиболее интересных срастаниях в пол и минеральных агре-
гатах.
Наиболее характерной особенностью мономииеральных агрегатов
колломорфного сфалерита является их тончайшее концентрически-
зональное строение. Оно проявляется, с одной стороны, в ритмичном
чередовании более широких полос (3—5 мм) разной окраски (см.
рис. 461, 466, 468), с другой — в тонкозоиальном (толщина зон ие пре-
вышает десятые доли миллиметра) строении каждой более широкой
полоски в отдельности.
Ритмичное чередование обусловлено прерывистым отюжением масс
сфалерита. Изменение окраски отдельных полос связано, вероятно,
с изменением состава растворов.
Интересные структурные особенности колломорфиых тонкослоистых
агрегатов сфалерита в корковых рудах хорошо выявляются при струк-
турном травлении в парах царской водки. Тонкое чередование раз-
367
лично окрашенных прослоев сфалерита, прекрасно наблюдаемое
в косом свете до травления, после травления становится совершенно
незаметным. При этом выявляется обычно несвойственное сфалериту
радиально-лучистое строение его агрегатов (рис. 478), которое уже ни
в какой мере не подчиняется отдельным прослоям сфалерита. Отдель-
ные удлиненные индивиды этих образований не прерываясь переходят
из одного прослоя в другой. На рис. 478 можно видеть, что у основания
радиально-лучистых агрегатов лучи более крупные и постепенно умень-
шаются в размере к периферии. Следует отметить, что полоска сфале-
рита, расположенная на
самой периферии тонко-
слоистых агрегатов сфа-
лерита, как это видно иа
рис. 478, характеризуется
обычно мелкозернистой
структурой. В некоторых
полосках темного сфале-
рита наблюдалась явная
анизотропность радиаль-
но-лучистых агрегатов,
которая, по-видимому,
связана с присутствием
вюртцита.
Описанное радиаль-
но-лучистое строение тон-
кополосчатых агрегатов
объясняется, по-види-
мому, явлениями диаге-
неза и перекристаллиза-
Рис. 479. Гонкозернистая структура агрегата ран-
него сфалерита. Протравлено в парах царской
водки. Черное — пустоты, частично выполненные
карбонатом. Рудник Воры некого Полированный
шлиф. X 85
ции, которые испытали
последовательно выделяв-
шиеся н нараставшие
друг на друга слои геле-
вой массы сфалерита уже
после своего отложения.
Характерной особенностью строения агрегатов колломорфиого
сфалерита является весьма частое присутствие в них трешииок усыха-
ния, наблюдаемых как макроскопически, так и под микроскопом
в прозрачных шлифах. В полированных штуфах эти трещинки усыха-
ния, проходящие большей частью перпендикулярно полоскам сфале-
рита и рассекающие то одну, то несколько из них, хорошо выявляются
благодаря происходящему вдоль них обесцвечиванию сфалерита (см.
рис. 467, 468). Последнее, как н возникновение трещинок, связано, по-
видимому, с диагенезом гелевых масс сфалерита. Наряду с крупными
трещинками в прозрачных шлифах пот микроскопом, что подмечено
еще Я. Кутина (Kutina, 1953), постоянно встречается большое число
мелких трещинок усыхания. Этн трещинки, расположенные как вдоль,
так и поперек полосок сфалерита, часто распределены неравномерно,
в результате чего сфалерит разделяется ими на незакономерно ограни-
ченные участки.
Совершенно иными структурными особенностями обладает сфале-
рит ранней генерации, образующийся путем замещения доломитов. Он
представлен мелкозернистой сфалеритовой массой (рис. 479), в которой
присутствуют многочисленные небольшие пустоты. Размеры зерен
в этом агрегате составляют 0,01—0,15 мм. Двойники в зернышках
сфалерита встречаются редко. Наряду с основной массой чрезвычайно
мелких зерен наблюдаются небольшие участки, сложенные более круп-
ными зернами, обычно окаймляющими пустоты в сфалеритовой массе.
-368
В мелкозернистом сфалерите ранней генерации из .дника Боле
слав, как уже отмечалось, постоянно наблюдаются многочисленные
мелкие округлые или овальные образования, стоженные сфалеритом,
весьма напоминающие по своей форме остатки фауны или оолиты.
В отраженном свете они мало отличаются от основной массы сфале-
рита. При травлении в парах царской водки обнаруживается, что они
также состоят из мелких зернышек сфалерита. При рассмотрении же
полированных штуфов в косом свете подобные образования наблюда-
ются очень четко.
Большой интерес представляют структурные особенности полими-
РнС. 480. Радиально-лучистое строение агрегата
иорданита. Темное вверху снимка — сфалерит. Руд-
ник Мархлевского. Полированный шлиф. Николи
скрещены. X 40
иеральных агрегатов, в которых присутствуют такие сравнительно ред-
кие сульфоарсениты свин-
ца, как иорданит и грей-
тонит. Этн минералы
встречаются среди колло-
морфных образований
сфалерита и приурочены
к его наиболее темным
разностям.
Выделения иордани-
та в сфалерите (из руд-
ника Мархлевского) боль-
шей частью обладают
полусферической формой
и обычно располагаются
в полосках наиболее тем-
ного сфалерита. В образ-
цах, как правило, наблю-
дается следующая смена
минеральных образова-
ний: кристаллы галенита
располагаются на раннем
сфалерите, на них нарас-
тают чередующиеся по-
лоски более светлого и
темного сфалерита, а за-
тем уже следует перифе-
рическая полоска темного
сфалерита, содержащего иорданит (рис. 466).
Иорданит обладает характерным радиально-лучистым строением
(рис. 480).
В образцах темного колломорфного сфалерита (из рудника Белый
Орел) иорданит обычно встречается в срастании с галенитом, неиз-
менно нарастая на его выделения, расположенные в сфалерите в виде
отдельных крупных кристаллов. Среди иорданита часто наблюдаются
мелкие выделения позднего галенита, образующегося в результате его
замещения. Процесс замещения иорданита галенитом иногда приводит
к его полному разложению с образованием своеобразных псевдомор-
фоз. Серые каемки иа рис. 481, обрастающие кристаллы галенита, сло-
жены как раз такими псевдоморфозами. И только светлая каемка,
нарастающая иа кристалл галенита, расположенный в центре, состоит,
как это ни странно, из почти совершенно незатронутого замещением
иорданита. Строение этих псевдоморфоз, выявляющееся под микроско-
пом, также весьма необычно. Они состоят из агрегата мельчайших
тесно сросшихся скелетных кристаллов галенита (рис. 482). Характер-
ной особенностью таких агрегатов галенита является также их нерав-
номернозернистое строение — среди весьма тонкозернистой массы
места-ми расположены участки, сложенные более крупными кристал-
369
ликами. В продуктах разложения иорданита присутствует какое-то орга-
ническое вещество1.
Интересным преобразованиям подвергается н другой весьма ред-
кий сульфоарсенит свинца — грейтонит. Он, как и иорданит, встречается
на руднике Мархлевского среди наиболее темного колломорфного
сфалерита, образуя иногда крупные кристаллы размером до 2 -3 см-
Рис. 481. Крупные кристаллы галенита (белое) в сфалерите
(темно-серое), обросшие каемкой иорданита, превращенного в тон-
кокристаллнческий галенит (серое). Иорданит сохранился лишь
около кристаллика галенита в центре образца. Рудник Белый Орел.
Полированный штуф. 3Д нат. вел.
Рис. 482. Участок каемки мелкозернистого галенита, представлен-
ной на рис. 481. Хорошо видны скелетные формы кристалликов
галенита. Черное — нерудное вещество. Полированный шлиф. X 165
В полированных штуфах (рис. 483) нередко наблюдаются треугольное
сечения кристаллов грейтонита (минерал кристаллизуется в тригональ-
ной сингонии). Грейтонит большей частью довольно интенсивно заме-
щается иорданитом, образующим в нем отдельные участки с тонкозер-
нистым строением. Местами в грейтоните, как и в иорданите, появляются
новообразования галенита. В одном из кристаллов грейтонита (см-
рис. 483) галенит выделяется в виде прожилков совместно
с церусситом.
1 Установлено специальным анализом, произведенным в лаборатории Э. С. 3#*,_
манзон (ГИН АН СССР).
370
Приведенные данные по изменениям иорданита и грейтонита сви-
детельствуют о том, что почковидные агрегаты колломорфного сфале-
рита, включающие эти минералы, испытывали после своего образования
воздействие поздних растворов.
Одной из типичных особенностей строения агрегатов почковидных
сфачеритовых руд с галенитом является резкое различие в размерах
зерен галенита и сфалерита. Как правило, галенит (отчасти и грейто-
пит) образуют редкие крупные идиоморфные кристаллические зерна
в массе мелко- или тонкозернистого агрегата колломорфно-зоналыюго
Рис. 483. Кристаллы грейтонита (светло-серое) среди темного
колломорфного сфалерита. Рудник Мархлевского Полирован-
ный штуф. Нат. вел.
сфалерита. Иорданит же подобно сфалериту образует почковидные
агрегаты с радиально-лучистым строением.
Изучение главнейших текстур и структур руд Верхней Силезии
позволяет сделать ряд выводов относительно некоторых особенностей
процессов формирования руд этих месторождений.
1. Благодаря широко распространенному раздроблению и брекчи-
рованию вмещающих рудоносных доломитов, обусловлеииому повто-
ряющимися тектоническими -подвижками, отложение из рудных раство-
ров в значительной степени происходило путем выполнения возникав-
ших полостей. Об этом свидетельствуют повсеместно встречающиеся
в рудах корковые текстуры скоплений сфалерита, выполняющего раз-
личные трещинки и полости в доломитах, а также брекчиевые текстуры»
в которых сфалерит в ассоциации с галенитом, марказитом и пнрнтом»
нарастая на обломки доломита, выполняет межобломочное про-
странство.
Присутствие в корковых рудах перемежающихся сфалеритовых»
марказитовых, пиритовых и галенитовых зон, последовательно нара-
стающих друг на друга, а также тонкая зональность и чередование
различно окрашенных зон в самих сфалеритовых образованиях указы-
вают на то, что выполнение полостей происходило путем последова-
тельного отложения отдельных зон из растворов, состав которых изме-
нялся во времени.
371
Почковидные поверхности, ритмическая полосчатость, тонкое ксн-
центрически-зональное строение и наличие трещин усыхания позволяют
предполагать, что корковые образования отлагались в виде гелей и
со временем претерпели перекристаллизацию.
2. В формировании верхнесилезских руд большее значение имел
процесс замещения доломитов, на месте которых возникли пористые,
а иногда даже рыхлые, сплошные мелкозернистые сфалеритовые руды.
По данным Ф. Вернике, такие руды ранее были широко распространены
в рудных телах Бытомской мульды. Реликтовые оолитовые структуры,
характерные для мелкозернистых сфалеритовых руд, слагающих круп-
ное штокообразное тело на руднике Болеслав, свидетельствуют о воз-
никновении этих руд путем замещения доломитов.
Мелкозернистый сфалерит, встречающийся в центральных частях
корковых образований, также образовался путем замещения доломи-
тов, местами сохранившихся в руде в виде реликтов.
3. В результате тектонических подвижек раздроблению подверга-
лись и доломиты и возникшие при их замещении сплошные мелкозер-
нистые сфалеритовые руды. Поэтому в брекчиевых рудах более поздние
корковые образования колломорфпого сфалерита нарастают как на
обломки доломита, так и на обломки ранних сфалеритовых руд.
4. Отмеченные текстурные особенности руд позволяют выявить две
четкие разновозрастные генерации сфалерита: более раннюю — пори-
стую мелкозернистую, развивающуюся метасоматическим путем за счет
доломита и образующую сплошные руды, и более позднюю — скорлу-
поватую, колломерфнхю, возникающую путем выполнения полостей и
образующую корковые руды.
Эти генерации сфалерита, выделявшиеся и другими исследовате-
лями (Wernicke, 1931; Haranczyk, 1957, 1962) различаются также пара-
генетически.ми ассоциациями сопровождающих их минералов. В то
время как ранний сфалерит слагает практически . мономинеральные
агрегаты, поздний колломорфный сфалерит постоянно ассоциирует
с галенитом, марказитом, пиритом, иорданитом, грейтснито.м. Эго сви
детельствует о различиях в химизме растворов, из которых происходило
отложение разновозрастных генераций сфалерита.
Таким образом, две главные разновозрастные генерации сфале
рита (вместе с другими тара генетически с ними связанными .минера-
лами) по существу относятся к двум различным стадиям минерализации.
Локальные и менее длительные перерывы имели место и во время
отложения корковых руд колломорфного сфалерита и ассоциирующих
с ним минералов. Во время этих перерывов, сопровождавшихся неболь-
шими подвижками, происходило нарушение ранее выпавших гелевых
образований сфалерита, успевших к этому времени претерпеть диаге-
нетические изменения. Более ранние колломорфные образования
сфалерита местами претерпевают дробление и срезание, обломки их
цементируются боле? поздним сфалеритом, среди них появляются
прожилки более тгоздних минералов. В процессе образования сложных
колломорфных агрегатов такие местные перерывы проявлялись неодно-
кратно, причем возникавшие после перерывов новые генерации сфале-
рита обычно сильно отличаются от предыдущих генераций либо осо-
бенностями окраски, либо сопровождающими минералами, что без-
условно связано с различиями в составе растворов, из которых
отлагались эти генерации.
Данными спектрального анализа также устанавливаются различия
в количественном соотношении редких и рассеянных элементов в отдель-
ных генерациях (Haranczyk, 1957).
Некоторым дополнением к характеристике текстур руд, типичных
для близповерхностных месторождений, могут служить изученные
372
Л. М. Лебедевым (1954) весьма оригинальные гекстхрные особенности
руд молодого по возрасту месторождения И оку ньж (Средняя Азия).
Линзообразное рудное тело, пологозалегающее среди брекчированных
тонкозернистых известняков верхнемелового возраста, сложено здесь
в основном сфалеритовыми рудами. Очень интересно строение линзы
в разрезе (рис. 484). В призальбандовых участках наблюдаются руды
ленточной текстуры, состоящие из тонких перемежающихся друг с дру-
гом 'Прослойков сфалерита, обладающих характерной тонкой гофриров-
кой. Такие же ленточные руды, но несколько большей мощности, распо-
ложены и в центральной части рудного тела. Остальная часть линзы
сложена оолитоподобпыми образованиями сфалерита, размер которых
уменьшается по направлению к ленточным рудам в центральной части
и лежачем боку линзы.
Оолитоподобные образования большей частью имеют не совсем
правильную форму. Размер их изменяется от 1—3 мм до 3—6 см. Мел-
кие оолиты большей частью сосредоточены в нижних зонах, но нередко-
выполпяют пространства между более крупными оолитами (рис. 485).
Иней да между оолитами встречаются выделения кальцита и галенита.
Крупные сфалеритовые оолитоподобные образования обладают кон-
центрически-зональпым строением. Характерно, однако, что отложение
концентрических слоев часто 'Происходит вокруг обломков более ран-
них оолитов или ленточных руд (рис. 486), сложенных также сфалери-
том, напоминая в какой-то мере ^образование кокартовых текстур.
Вместе с тем это свидетельствует о неспокойной обстановке отложения
руд с многократным прерывистым отложением сфалерита. Деформация
внешних очертаний самих оолитов, вдавливание их друг в друга и гоф-
рировка отдельных концентров говорят о наличии подвижек в тог
момент, когда голевые образования сфалерита еще не полностью
затвердели.
Строение рудного тела, по данным Л. М. Лебедева, позволяет
предполагать прерывистое заполнение рудной трещины. Вначале при
раскрытии рудной трещины происходило отложение ленточных руд
вдоль ниж1него зальбанда, затем, уже в оставшейся суженной полости,
образовывались оолитовые руды и заполнение трещины завершалось
отложением ленточных руд вдоль верхнего зальбанда. Показанное на
зарисовке (см. рис. 484) разделение рудной линзы расположенными
в ее центре ленточными рудами как бы на две части, связано, по-види-
мому, с повторным приоткрыванием рудной трещины по одному из
зальбандов линзы. При этом вначале вновь отлагались ленточные,
затем со штовые руды, а под конец опять ленточные руды. Благодаря
этому рудная линза состоит как бы из двух рудных тел со сходным
строением. То, что ленточные руды каждый раз завершали заполнение
трещины, происходившее постепенно снизу вверх, подтверждается тем,
что они повторяют форму поверхности, образованной располагающи-
мися под ними крупноолитовыми рустами.
Текстурные особенности руд месторождения Райбл (юго-восточ-
чые Альпы, Италия), также образовавшегося в близповерхнсстных
условиях, имеют еще более оригинальный характер. Отложение рудных
масс произошло здесь в зоне гигантских брекчий среди известняков.
Отдельные глыбы известняка с периферии подверглись доломитизации
и частичному растворению с образованием полостей выщелачивания.
На тонкой корке кристаллического доломита отложились коллсморф-
пые массы светлого, затем темного сфалерита и, наконец, галенита
с пиритом и сфалеритом.
Характерные особенности строения руд весьма наглядно показаны
на детальной зарисовке (рис. 487) известного чешского ученого
Ф. Пошеппсго (Posepny, 1894), впервые высказавшею обоснованные
представления о генезисе руд месторождения. Как это видно па зари-
373
Рис. 484. Строение сфалеритовой тинзы в поперечном разрезе. Зарисовка. .Месторо-
ждение Иокуньж. По Л. М. Лебедеву.
/- известняки: 2 —ленточные руды; I оолитовые руды
Рис. 485. Участок рудной линзы, характеризующийся сменой крупнооли-
товых руд, мелкоолитовыми (внизу слева) и ленточными рудами (внизу
•справа). Месторождение Иокуньж. По Л. М. Лебедеву. Полированный
штуф. Нат. вел.
Рис. 486. Участок штуфа, показанного на рис, 485 Обломок сфалерито-
вого агрегата с концентрически-зональным строением, обросший более
поздним сфалеритом аналогичного строения. X 6
ЕН' 1.7 ГП !>*•<
Рис. 487. Строение рудных брекчий Обломки долом итизированного изве-
стняка (О обрастают тонкой коркой кристаллического доломита (2), кай-
мой колломорфного сфалерита (3) и агрегатами галенита (4). Остаточ-
ное пространство выполнено крупнокристаллическим доломитом с друзо-
выми пустотами (5). Месторождение Райбл. Зарисовка. По Ф. Пошеп-
ному. */зв нат. вол.
совке, на крупные обломки долом итизирова иного известняка -постоянно
нарастает тонкая корка кристаллического доломита, на -которой в свою
очередь отлагаются колломорфные массы сфалерита. Сфалерит пред-
ставлен четко различающимися по цвету разновидностями, слагающими
Рис. 488. Сечения разных ста-
лактитов
1 — галенит; 2— сфалерит; 3 — пи-
рит; 4 - доломит. Зарисовка По
Ф. Пошел ном v
последовательно сменяющие друг друга
зс нки то светлой, то темной окраски-
Тонкие зонки, сложенные га «енитом или
доломитом, иногда наблюдаются среди
сфалеритовых полосок.
Отложения сфалерита сменяются до-
вольно мощной зонкой крупнокристалли-
ческого галенита, хорошо образованные
кристаллические агрегаты которого вда-
ются в наиболее поздние образования до-
ломита. Среди масс последнего в боль-
шом количестве наблюдаются ничем не
заполненные пустоты.
Как отмечает Ф. Пошепный, в доло-
мите, выполняющем центральные части
полостей, встречаются обломки ранее
отложившихся крустнфпкационных коро-
чек скорлуповатой цинковой обманки и
нарастающего на нее галенита, свиде-
тельствующие о заполнении полостей в
неспокойных условиях. Иногда вслед за
нарастающими на обломки доломита че-
редующимися тонкими сфалеритовыми и
доломитовыми зонками отлагается гале-
нит, полностью выполняющий оставшую-
ся полость, так что образование цент-
ральной доломитовой зоики не происхо-
дит.
Местами на стенках оставшихся
больших полостей (до 1 м в поперечнике}
образовались рудные сталактиты до
нескольких десятков сантиметров в длину
и 10—20 см в диаметре, сложенные теми
же минералами — сфалеритом, галенитом
и пиритом Эти рудные сталактиты ото-
рваны от кровли больших полостей и
сцементированы более поздним доломи-
том аналогично тому, как это имеет ме-
сто в рудных жилах при отрыве крусти-
фикационпых корок раниих минералов.
Строение сталактитов хорошо видно
па рис. 488. В осевой части сталактитов
часто обнаруживается узкая цилиндри-
ческая полость, типичная для кальцито-
вых сталактитов.
Из строения сталактитов видно, что
слагающие их корочки минералов отла-
гались в различной последовательности,
обусловленной отрывом сталактитов от
кровли в различные стадии их роста.
Хотя минеральные массы сталактитов
раскрпсталлизовались в крупнозернистые
агрегаты, все же, как мы видели в по-
перечных разрезах, нетрудно заметить
376
концентрически-зональнсе строение этих образований. Очевидно, рудо-
носные растворы, попав в условия сильно пониженного внешнего дав-
ления вследствие быстрого испарения растворителя (воды), подверглись,
резкому пересыщению, что в свою очередь привело к образованию кол-
лоидных растворов и выпадению гелей.
Аналогичные рудные сталактитовые образования встречаются
в цинковом месторождении Мореснет (ФРГ). По данным Р. Бека
(Beck, 1909), сталактиты, образованные в кровле пещер, обладают
здесь .полусферической или также незакономерно почкообразной или
гроздьевидной формой и концентрически-зональным строением. После-
довательно сменяющие друг друга зоны сложены галенитом, пиритом и
сфалеритом. Внешняя зона .представлена лимонитом.
К группе низкотемпературных близповерхностных месторождений
относятся и очень .молодые своеобразные месторождения А к ш и й р я К-
ской группы в Нарыпском хребте (Киргизия), представленные двумя
свинцовыми месторождениями — Кульджа-Башат и Чункей.
В отличие от описанных месторождений, где представлены в основ-
ном руды карбонат-галенит-сфалеритового состава, здесь развиты
барит-галенитовые руды.
Рудные тела этих месторождений представляют собой типичные
выполнения пустот, не сопровождающиеся явлениями замещения.
Среди свипцово-цинковых месторождений описываемой группы такого-
типа проявления (по геологической обстановке, текстурным особенно-
стям и составу руд) являются, видимо, экзотическими. Аналогов
подобного типа руд в Советском Союзе не имеется.
Месторождения Акшийрякской группы изучались рядом геологов,,
по наиболее детально были изучены А. А. Луйк (1960). Район место-
рождения сложен известняками турнейского яруса карбона, на размы-
той поверхности которых лежат третичные краспоцветныс конгломе-
раты мощностью в несколько десятков метров. Известняки и конгло-
мераты разбиты трещинами, зонами нарушения.
Оруденение заключено преимущественно в конгломератах, частично
в песчано-глинистых прослоях среди них и по контакгу конгломератов
с известняками; ничтожные проявления имеются и в самих известня-
ках. Возраст оруденения считается послстретичным. Рудные тела
Кульджа-Башата представлены в основном почти вертикальными
маломощными жилами с мелкими горизонтальными ответвлениями
в конгломератах (мощностью от нескольких до десятков сантиметров).
При переходе в известняки жилы превращаются в серию тонких жилок
галенита. На границе известняков и конгломератов жилы часто обра-
зуют гнезда чистого галенита. Рудные тела Чункея приурочены к кар-
стовым пустотам или пещерам в известняках и образуют гнездообра^.
ные тела, соединяющиеся сложными жилами.
Минеральный состав руд очень прост. Они сложены баритом и
галенитом с подчиненным количеством флюорита, барит и галениг
обычно содержатся почти в равных количествах, но иногда преобладает
один из них 1. В виде ничтожных следов в руде устанавливается сфале-
рит. Характерно полное отсутствие дисульфидов железа и халькопи-
рита. Руды в значительной степени подверглись окислению и поэтому
содержат значительное количество англезита, церуссита и немного
ковеллина.
Основными характерными особенностями строения руд являются
широко развитые кокардовые и тонкополосчатые или тонкослоистые
текстуры. В рудах с такими текстурами наблюдается ритмичное чере-
дование полос или концентров галенита и барита или галенита с бари-
том и барита с флюоритом.
1 Описание дано по данным А А Луйк и наблюдениям актора
37?
Полосчатые руды, приуроченные, как правило, к зальбандам жил
или гнезд, характеризуются ориентировкой полос параллельно конту-
рам стенок, будь то трещина или неправильная полость. В некоторых
участках эти руды образуют как бы корки на стенках трещин, причем
местами эти корки разломаны и обломки их цементируются массой
галенита или барита. В тонкополосчатых или слоистых рудах (назы-
ваемых ленточными) наблюдается очень тонкое ритмичное чередова-
ние светлых и темных прямолинейных полосок (постоянной мощности),
различающихся макроскопически благодаря полосчатому распределе-
нию в них галенита (рис. 489). Галенит то слагает тончайшие цепочки
Рис. 489. Полосчатая (слоистая| текстура гален ит-бари-
товой руды. Характерно наличие обломка породы
(справа), который мешает нормальному отложению
барита (белое) и галенита (черное), вследствие чего
полоски прерываются и частично огибают обломок.
Месторождение Чункей. Аьшинрякская группа. Поли-
рованный шлиф. Снято в косом свете. Нат. вет.
мелких зерен, то образует почти сплошные тонкие и более мощные
полоски, незаметно выклинивающиеся по простиранию. В ряде участ-
ков полосчатость претерпевает как бы деформацию, при этом причи-
ной изгибов полосок или их смещения являются либо включения
обломков вмещающей породы (см. рис. 489), либо подобие микросбро-
сов (рис. 490).
То, что полосчатость как бы смещается или огибает посторонние
включения (при этом агрегаты барита и галенита не испытывают ника-
кой деформации), говорит о том, что это происходило в процессе отло-
жения осадка, который находился в гелеобразном состоянии, когда
вся масса была еще вполне пластичной. В полосчатых барит-галенито-
вых рудах часто заключены массивные обломки, сложенные баритом
и флюоритом, или полосчатые обломки галенит-баритового состава.
Последние показывают, что процесс формирования полосчатых руд,
вероятно, не был одноактным, часть материала выпадала в виде ило-
подобного осадка или геля, потом кристаллизовалась, разламывалась
(вследствие каких-то слабых движений) и затем вновь происходило
осаждение.
Крупнококардовые руды занимают преимущественно центральные
части жил или карстовых полостей. Они представляют собой участки,
в которых обломки боковых пород разной формы, состава и величины
(в основном гальки конгломератов) обрастают ритмически чередую-
378
щимися концентрическими полосками галенита и барита (рис. 491)-
Количество и размеры таких обломков варьируют в широких пределах
Весьма интересно то, что обломки породы ие замещаются рудообра-
зующими минералами. Вместе с тем они не соприкасаются друг с дру-
Рпс. 490. Гопкоподосчатая (слоистая) галснит-баритовая руда с тон-
ком секущей зонкой, обогащенной галенитом (темное, в центре). В ниж-
ней части штуфа — обломки породы. Месторождение Чункей. Акшнй-
.рякская группа. Полированный шлиф. Снято в косом свете. Нат. вел
Рис. 491 Кокардовая текстура. Мелкие обломки обрастают чере-
дующимися зонами галенита (темное) и барита (белое) с преобла-
данием барита в периферических частях кокард. Месторождение
Акшийрякской группы. Полированный штуф. Снято в косом свете.
Нат вел.
гом непосредственно, а соприкасаются, как правило, кокарды, перифе-
рическим слоем которых почти всегда является барит. Промежутки
между ними либо заполняются также баритом, либо остаются пустоты
(рис. 492). В тех случаях, когда обломков мало и они мелкие, они
сцементированы баритом с небольшим количеством галенита.
Наряду с кокардами, имеющими неправильные очертания,
довольно часто можно видеть округлые или овальные (как бы немного
сплющенные) концентрически-зональные образования, очень похожие
379
Рис. 492. Срастание трех кокард с образованием ничем не выполнен-
ной полости (черное в центре). Серое — барит, белое галенит Место-
положение Акшийрякской группы. Полированный шлиф. 4
Рнс. 493. Часть кокарды, сложенной концентрически-полосчатым агре-
I атом барита с флюоритом (темное) и галенитом (белое). Галенит
частично замещен церусситом (светло-серое). Месторождение Акшни-
рякской группы. Полированный шлиф. X 4
на оолиты. В них нередко даже не заметно включения породы, вокруг
которого происходило нарастание отдельных зон, и внутренняя часть
их также сложена баритом или баритом и флюоритом.
Характерной особенностью строения кокард и оолитов является то.
что каждая зона почти всегда представляет собой тесное срастание
двух или трех минералов. Так. полоски, сложенные галенитом, всегда
содержат барит (рис. 493). В отдельных концентрах кокард или
оолитов галенит замещается церусситом. В баритовых полосках обычнп
заключены мелкие зерна галенита и флюорита. Вообще количествен-
ные соотношения и размеры
зерен минералов в отдельных
зонах или полосках различны,
но очень часто два или три
минерала находятся почти
в равных соотношениях.
В галенитовых полосках
зерна галенита часто имеют
определенную ориентирован-
ность, направленность роста
кристаллов в сторону перифе-
рических зон. Нередко они об-
разуют удлиненные формы,
напоминающие скелетные или
дендритовые кристаллы. Ба-
рит, флюорит и галенит часто
находятся в очень тесных сра-
станиях (рис. 494), при трав-
лении обнаруживающие зо-
нальность (см. «Текстуры и
структуры руд» рис. 44). В пре-
делах полосок, сложенных ба-
ритом и флюоритом, сраста-
ние минералов совершенно не-
закономерное, пластинчатые
зериа барита располагаются
беспорядочно.
В галенитовых полосках
срастания галенита с баритом
указывают постоянно на более
позднее выделение барита по
Рпс. 494. Деталь участка баритовой полосы
кокарды, показанной на рис. 493. Тесное
срасташ с барита (серое) с флюоритом (тем-
но-серое) и галенитом, частично замещенным
церусситом (свстчое). Месторождение Ак-
шннрякской группы. Полированный шлиф.
X 165
отношению к галениту, иногда даже наблюдаются прожил ковндные
выделения барита и признаки замещения галенита баритом (рис. 495)
В то же время в полосках барита нередко тонкие выделения галенита
явно ксепоморфны по отношению к бариту (рнс. 496). Это подтверж
даст многократно повторяющееся отложение одних н тех же минера-
лов, обусловившее большое число генераций барита и галенита.
Барит и флюорит находятся обычно в настолько тесном срастании,
что наиболее вероятно их совместное выделение. Возможно, что
частично флюорит ксеноморфеп по отношению к бариту.
Отмеченные особенности текстур и срастании минералов показы-
вают, что отложение руд сопровождалось образованием гелей и что
наличие коллоидных растворов сложного состава, с меняющейся по
мере выпадения концентрацией компонентов, обусловило сложное чере-
дование различных агрегатов минералов и их совместное* выпадение
без четко выраженной постоянной временной последовательности.
Процесс формирования руд протекал при постоянном поступле-
нии новых порпий раствора и некоторой циркуляции их в трещинах
или полостях. Более ранние порции растворов были более богаты гале-
381
ннтом или, во всяком случае, в начальный период отложения выпа-
дала большая часть галенита. Об этом свидетельствует то, что в кокар-
довых и оолитовых образованиях зоны (концентры), расположенные
Рис. 495. Крупнозернистый агрегат галенита (белое), сцементирован-
ный мелкокристаллическим пористым агрегатом барита (темное)
Месторождение Акшийрякской группы. Полированный шли>1). У 85
Рис. 496. Мелкозернистый агрегат барита (серое) с очень мелкими
выделениями флюорита (черное) н галенита (белое). Месторожде-
ние Акшийрякской группы. Полированный шлиф. X 85
ближе к центру, содержат больше галенита, а в ленточных рудах более
мощные полоски галенита располагаются ближе к стенкам. Галенит
постепенно как бы уступает место бариту. Во всех кокардовых рудах
внешние корки всегдв состоят из барита, иногда с ничтожным количе-
ством галенита (или церуссита, заместившего галенит). В цементе
кокард и оолитов также развит в основном барит.
382
На основании своих наблюдений А. А. Луйк предполагает, что
1енит и барит в процессе отложения з кокардах н на стенках трещин
разовывали твердый осадок, а не студенистый, пластичный. Однако
аиведенные нами выше данные о ряде деталей строения ленточных
д, включающих обломки пород или корок нлн претерпевших смеоде-
I, противоречат этому выводу. По-видимому, при отложении руд,
п уже было отмечено, все же имело место образование гелей, (похо-
жих на илистые осадки). Это не противоречит возможности образова-
ли кокард подобно оолитам, поскольку и оолиты могут образоваться
I коллоидных растворов (Рожкова, 1937; Бетехтин и др., 1958).
Рис. 497. Обломки концептрическп-зональиых агрегатов сфалеоига. сце-
ментированные карбонатной массой. Трускавецкое месторождение. Поли-
рованный шлиф. Снято в косом свете. X 4
По мнению А. А. Луйк (1960) руды Акшийрякских месторождений
формировались из термального источника тина гейзера с пульсирую-
щим действием, обусловившим ритмичное отложение минералов. При
формировании кокардовых руд гальки, высвобождавшиеся из конгло-
мератов, попадали в трещины илн полости, в которых они обращались
рудообразующими минералами, находясь во взвешенном состоянии и
в движении благодаря пульсации источников. Автор проводит анало-
гию в образовании кокардовых руд Акшийрякских месторождений и
оолитов в современных гейзерах.
Руды Трускавецкого месторождения в Предкарпатье имеюг
своеобразный минеральный состав и текстурные особенности. В отличие
от опнсаиных, это месторождение заключено не в карбонатных поро-
дах, а в глинах в соленосной толще.
По данным М. И. Ициксона и Н. 3. Хейфец (1947), руда залегает
в соленосных отложениях миопена, представленных брекчированными
песчанистыми, местами известковистыми глинами. Специфичность мине-
рального состава заключается в том, что рудообразующие минералы—
сфалерит и галеннт — сопровождаются такими минералами, как само-
родная сера и гипс.
38а
Сфалерит образует в этих породах небольшие скопления, тонкие
прожилки, а также мельчайшие тонкорассеянные сферические выделе-
ния. Весьма характерно широко распространенное колломорфное
строение и очень светлая окраска агрегатов сфалерита. Нередко кол-
ломорфные образования сфалерита наряду с нерудными минералами
слагают массу между обломками глинистых пород, местами нарастают
на обломки глинистой породы, в которых наблюдаются мелкие равно-
Рис. 498. Почковидный агрегат сфалерита, состоящий из
мелких сферических телец с большим количеством пор (чер-
ные округлые). Пространство между почками выполнено
самородной серой (темно-серое) и галенитом (белые кри-
сталлы) Трускавецкое месторождение. Полированный шлиф.
X 40
мерно распределенные сферические образования сфалерита. Иногда
в карбонатной межобломочной массе колломорфный сфалерит встре-
чается в виче обломков (рис. 497), что свидетельствует о потвижках
во время рудообразования.
Строение колломорфных агрегатов сфалерита, хотя и весьма свое-
образно, но имеет много общего с ранее описанным колломорфным
сфалеритом месторождения Верхней Силезии Сменяющие друг друга
концентрические полоски разделены тончайшими черными зонками тон-
кодисперсного глинистого вещества. В центральных участках отдель-
ных почек иногда располагаются хорошо образованные кристаллики
галенита. Нередко удается наблюдать, что колломорфные образования
состоят из скопления мелких сферических телец сфалерита (рис. 498).
384
Для подобных скоплений весьма характерно наличие многочисленных
пор, часто сферической формы. Образование скоплений обусловлено,
по-видимому, слипанием большого числа сферических телец. Идеаль-
ная сферическая форма последних особенно хорошо выявляется, когда
они встречаются поодиночке или же бывают захвачены позднее обра-
зующимися минералами: галенитом, пиритом, гипсом. Мелкие глобули
сфалерита, включенные в радиально-лучистые полусферические обра-
зования пирита, показаны на рис. 499. При рассмотрении с большим
увеличением можно наблюдать группировку таких глобуль, а местами
соединение двух близко расположенных глобуль тонким проводником.
Особенно эффектные скоп-
Рис. 499. Среди полусферических образований
пирита (белое) наблюдаются захваченные им
мелкие шарики сфалерита (серое). Черное —•
самородная сера. Трускавецкое месторождение.
Полированный шлиф. X 40
(см. рис. 498). В этих случаях галенит
дной серой. Встречаются и прожилки
ления сферических телец
сфалерита в поздних кри-
сталлах прозрачного гипса
можно наблюдать с по-
мощью бинокулярной лупы.
Взаимоотношения сфа-
лерита и галенита доста-
точно разнообразны, что
обусловлено наличием не-
скольких генераций этих
минералов. Наряду с уже
отмечавшимся галенитом,
представленным большей
частью кристалликами, рас-
полагающимися в централь-
ных частях концентров сфа-
лерита, широко распростра-
нены выделения галенита,
более поздние по отноше-
нию к сфалериту. Галенит
часто выполняет промежут-
ки между отдельными сфе-
рическими образованиями
сфалерита (рнс. 500) или
между колломорфными аг-
регатами, представляющими
скопления таких образований
нередко ассоциирует с саморс
галенита, правда, невыдержанные, секущие колломорфные образования
сфалерита (рис. 501).
Более поздним по отношению к сфалериту является также и пирит.
На рис. 502 можно видеть растрескавшийся обломок колломорфного
сфалерита, трещинки в котором заполнены самородной серой и пири-
том.
Как уже отмечалось, присутствие самородной серы представляет
своеобразную особенность минерального состава руд Трускавецкого
месторождения. Она выступает обычно как более поздний минерал,
выполняя промежутки между колломорфными агрегатами сфалерита,
образуя в них прожилки и цементируя их обломки. По-видимому, по
времени образования сера ближе к галениту, совместно с которым она
цементирует различные агрегаты сфалерита (см. рис. 498). Весьма
интересно также наблюдавшееся автором тесное срастание самород-
ной серы и галенита (рис. 503 н 504) среди выделений серы, выполняю-
щих промежутки между колломорфными образованиями сфалерита.
Характер срастания скорее всего свидетельствует об одновременном
образовании указанных минералов. Самородная сера встречается
также в руде в виде хорошо образованных кристалликов в пустотах.
25 Зак. 824
385
Рис 50Q. Галенит (бстое) и самородная с*ра
(темнот) выполняют промежутки между колло-
морфными образованиями сфалерита (серое). В са-
мородной сере галенит обладает явными кристал-
лическими ограничениями. Трускавецкое месторо-
ждение. Полированный шлиф ' 320
Рис. 501. Прожилкообразное выделение галенита (белое) в кол-
ломорфных образованиях сфалерита (светло-серое). Черное— само-
родная сера и глинистое вещество (?). Трускавецкое месторождение.
Полированный шлиф. X ^5
Значительным распространением в рудах нередко пользуется гипс,
также относящийся к наиболее поздним минералам. Самородная сера
располагается иногда среди его массы в виде хорошо образованных кри-
сталлов (рис. 505).
Рис. 502. Катаклазированный колаоморфный сфалерит (серое), сце-
ментированный пиритом (белое) и самородной серой (темное). Тру-
скавецкое месторождение. Полированный шлиф. X 40
Рнс. 503. Тонкое срастание галенита (белое) и самородной серы
(темно-серое), выполняющей полость среди сфалерита (серое).
Трускавецкое месторождение. Полированный шлиф. X 85
Присутствие в рудах в тесной парагенетической ассоциации с суль-
фидами таких минералов, как сера и гипс, являющихся показателями
высокого потенциала кислорода в минералообразующей среде, позво-
ляет говорить о формировании руд вблизи поверхности. Вместе с тем
387
эти минералы свидетельствуют и о ннзкои температуре рудоотложения.
Вполне понятно в этих условиях и образование колломорфных и
Рис. 504. Участок срастания серы
с галенитом, показанный на рис. 503.
Белое — галенит, темное — само-
родная сера. X 320
оолитовых форм обособления сфале-
рита. Очевидно, реакции, протекав-
шие в условиях повышенной концент-
рации цинка, наличия сульфидных
растворов и присутствия органики
в глинах, способствовали выпадению
сульфида цинка в виде геля.
Карбоиат-галенит-сфалеритовые
руды в изверженных породах
Большой интерес представляют
жильные свинново-цинковые месторо-
ждения, отложение руд в которых,
судя по совокупности геологических
данных, происходит в близповерхност-
ных условиях при относительно низ-
ких температурах. Текстурные особен-
ности руд таких месторождений при
широком развитии колломорфных,
а также крустифнкационных текстур
доказывают их близповерхностное об-
разование.
Типичными представителями таких
месторождений являются молодые
в основном третичные свинцово-цинко-
вые месторождения среди эффузивов: Кудерское (Грузинская ССР),
с характерными исключительно интересными колломорфными тексту
Рис. 505. Кристаллик самородной серы (светло-серое в центре)
окружен гипсом (темно-серое). Справа (вверху) галенит (белое)
и сфалерит (серый рельефный) в виде мелких сферических выде-
лений. Трускавецкое месторождение. Полированный шлиф. X 40
рами, жильное месторождение Банска-Штьявница (Чехословакия), для
которого характерно многостадийное рудоотложение и широкое прояв-
ление крустифнкационных, кокардовых и брекчиевых текстур.
388
Кудерское месторождение свинцово-цииковых руд располо-
жено на южном склоне Кавказского хребта. Рудное тело, представ-
зенное кальцитовой жилой со сфалеритом и галенитом, залегает в пор-
фиритах в различной степени измененных гидротермальными процес-
сами. Вблизи рудных тел порфириты превращены в смесь кальцита,
хлорита, серицита, кварца, пирита и цеолитов.
Основная масса руд сложена плотны-м скрытокристаллическим
метаколлоидным маложелезистым сфалеритом, окрашенным в светлые
цвета различных оттенков: в меньшем количестве присутствует в руде
Рис. 506. Колломорфные образования сфалерита в галенит-сфалсрнт-кальцитовой
жиле среди порфирита (левая часть снимка). Сфалерит (серое) нарастает на
галенит (черное). В центре жилы сфалерит раздроблен и обломки его цементи-
руются кальцитом (белое). Кудерское месторождение. Полированный шлиф. Снято
в косом свете. Нат. вел.
галенит и дисульфиды же теза — пирит, марказит, мельниковит. Из
жильных минералов преобладает кальцит, реже наблюдается халце-
дон. Структурно-текстурные особенности руд изучены и детально опи-
саны Т. В. Иваницким (1953). Здесь отметим лишь некоторые инте-
ресные черты строения колломорфных агрегатов сульфидов в этих
рудах.
Для руд этого месторождения чрезвычайно характерны почковид-
ные выделения сфалерита колломорфной текстуры, состоящие из чере-
дования более светлых и более темных полосок (рис. 506). Как и в дру-
гих месторождениях свинцово-цинковых руд, образовавшихся в близ-
поверхностных условиях, сфалеритовые почки колломорфного строе-
ния в виде ядра часто содержат довольно крупные зерна или кри-
сталлы галенита (рис. 507), выделившиеся из раствора до выпадения
заключающего его геля сфалерита. Нередко в руде встречаются уча-
стки с раздробленными и смещенными друг относительно друга поч-
кообразными выделениями колломорфного сфалерита, сцементирован-
ными кальцитом (рис. 508). Следует отметить, что жильные минералы,
389
представленные в подобных месторождениях кальцитом, баритом,
кварцем, халцедоном, цеолитами и др., обычно отлагаются после руд-
ных образований.
Показанный па рис. 506 участок жилы кальцита с колломорфным
сфалеритом обладает рядом характерных черт. Так, например, в левой
Рис. 507. Каемки колломорфного сфалерита (серое) вокруг кристаллов
галенита (черное) в кальцитовой массе (белое). Кудсрское месторожде-
ние. Полированный штуф. Снято в косом свете. Нат. вел.
части снимка можно видеть, как почковидные агрегаты сфалерита
отложились непосредственно па вмещающем жилы порфирите, одно-
временно обволакивая и окружая со всех сторон расположенные около
Рис. 508. Обломки колло морфного концентрически-зонального сфа-
лерита (серое разных оттенков), нарастающего на галенит (черное)
в кальцитовой массе (бепое). Часть штуфа, изображенного на
рис. 506. X 4
зальбанда ранее выделившиеся кристаллы галенита. Выделения сфале-
рита, расположенные ближе к центральной части жилы, подверглись
раздроблению и обломки их погружены в цементирующую кальцито-
вую массу. Детали строения этих обломков показаны на рис. 508.
Колломорфный сфалерит находится часто в тесном срастании
с жильными минералами. С халцедоном, например, он нередко обра-
390
зует тонкоднсперсные смеси, свидетельствующие об одновременном
образовании обоих минералов. Халцедон более поздней генерации
выполняет пространства между выделениями сфалерита и наряду
с кальцитом проникает в него в виде тонких ветвящихся прожилков.
Почти постоянное присутствие тонких включений халцедона и каль-
цита, часто неразличимых микроскопически, но устанавливаемых
химически, является весьма своеобразной особенностью колломорфно-
зональных почковидных образований сфалерита.
Рассматривая последовательность формирования отдельных зон
в колломорфном сфалерите, интересно остановиться на одной из дета-
лей строения руд, изображенной на рнс. 509. Здесь непрерывное чере-
Рис. 509. Концентричсски-зональное строение колломорфных
образований сфалерита. В центре снимка сфалерит перифери-
ческом тонки its только нарастает на более ранние зонки, но
и залечивает в них трещинку. Черное галенит; светлое —
кальцит. Кудерскос месторож дсние. Полированный шлиф.
Снято в косом свете
дование последовательно сменяющих друг друга различно окрашен-
ных концентрических полосок сфалерита, отлагающихся вокруг кри-
сталла галенита, оказывается нарушенным даже с небольшим смеще-
нием. При этом наиболее интересно то, что трещинка, пересекающая
кайму сфалерита, проходит в кристалл галенита и залечивается тем
самым сфалеритом, который казалось бы без всяких перерывов нара-
стает иа предыдущую более светлую кайму. Эти данные совершенно
определенно указывают на то, что таже в последовательно нарастаю-
щих полосках выделение колломорфных образований сфалерита про-
исходило с перерывами.
Другой не 'менее интересный факт был описан Т. В. Иваницким
(1953). Он наблюдал микробрекчни, обломкн которых были сложены
сфалеритом. В некоторых обломках сфалерит с характерной концент-
рически-зоналыюй текстурой был представлен двумя генерациями.
Более поздняя генерация в виде корки облекала обломок более ран-
ней генерации. Тот факт, что эта корка также обломана, свидетель-
ствует о том, что к моменту бречировання она уже была в твердом
состоянии. Цемент микробрекчии представлен карбонатным вещест-
вом и сфалеритом наиболее поздней генерации. Таким образом, выде-
ление сфалерита в виде колломорфных образований в данном случае
продолжалось с перерывами в течение относительно длинного проме-
жутка времени.
391
Структуры колломорфных концентрически-полосчатых агрегатов
сфалерита обычно очень тонкозернистые, в некоторых-участках более
крупнозернистые (с размером зерен в сотые доли миллиметра).
Нередко почковидные образования обнаруживают радиально-лучистое
или перистое строение.
Не менее интересны и многообразны, по данным Т. В. Иваницкого
(1953), различные формы выделений дисульфидов железа. Мельнико-
вит-пирит и мельниковит-марказит образуют совместные концентриче-
ски-полосчатые почковидные, а также мелкие шаровидные скопления,
во многом морфологически сходные со сфалеритовыми. Пространства
между почковидными выделениями дисульфидов железа нередко за-
полнены халцедоном и кварцем. Характерно обрастание скрытокри-
сталлических агрегатов дисульфидов более крупнокристаллическими
корками марказита, обладающими иногда лучистым или шестоватым
строением.
Взаимоотношения дисульфидов железа со сфалеритом разнооб-
разны. Нередко дисульфиды обрастают сфалерит и вместе с тем по-
следний содержится в виде мелких сферических образований в почко-
видных выделениях пирита и марказита. Подобные взаимоотношения
говорят о весьма близком и возможно почти одновременном их выде-
лении.
Наличие многих генераций сфалерита и дисульфидов железа сви-
детельствует о длительности и прерывистости процесса выпадения
сульфидов из растворов.
Интересной особенностью возрастных взаимоотношений минера-
лов в месторождениях описываемого типа, как уже упоминалось, явля-
ется также более раннее отложение галенита по сравнению со сфалери-
том. Хорошо образованные кристаллы галенита кубического облика
обычно окружаются со всех сторон концентрически-зональным сфале-
ритом (см. рис. 507 и 510).
Интересно, что подобные взаимоотношения сфалерита и галенита
наблюдаются и в закавказских свинцово-цинковых месторождениях,
залегающих в карбонатных породах. Например, в месторождении
Дзишра, так же содержащем колломорфный сфалерит, как и в Ку-
дерском месторождении, более раннее отложение галенита сказывается
в его четко выражейном идиоморфизме по отношению к сфалериту,
что хорошо видно на рис. 511. Агрегат мелкозернистого сфалерита
выполняет при этом промежутки между крупными кристаллическими
зернами галенита, отчасти приобретая прожилковидные формы. Гале-
нит, обладая правильными ограничениями, все же обнаруживает неко-
торые признаки коррозии.
Детальное исследование колломорфных образований различных
минеральных агрегатов в описываемом типе руд дает возможность
получить данные о последовательности коагуляции их гелей, а также
о последовательности выделения отдельных сульфидов при раскри-
сталлизации гелей. Интересно, что эта последовательность часто ока-
зывается несколько отличной от той, которая характерна для многих
сульфидных руд, кристаллизовавшихся из растворов, не проходивших
стадии гелей. Как было показано выше, галенит кристаллизуется
раньше сфалерита, а сфалерит в виде шарообразных выделений в кол-
ломорфных рудах частично выпадает из раствора раньше, чем пирит.
Это подтверждается тем, что среди концентрически-зональных почко-
видных выделений дисульфидов железа (пирита, марказита и мельни-
ковита) наблюдались идеально образованные шарики сфалерита. Опи-
санные особенности строения агрегатов сфалерита и дисульфидов
железа в Кудерском месторождении весьма сходны с таковыми в ру-
дах Верхнесилезских месторождений. Несмотря на различные мас-
392
штабы оруденения, очевидно, что процессы формирования руд в от-
крытых полостях в обоих случаях протекали одинаково.
Интересными текстурными особенностями обладают многочислен-
ные рудные жилы месторождения Банска-Штьявница (Чехо-
Рис. 510. Идиоморфные зерна галенита (белое) окружены колломорф-
ным сфалеритом (серое). Кудерское месторождение. Полинованный
шлнф. X 40
Рис. 511. Сфалерит (серое) выполняет промежутки между идиоморф-
ными зернами галенита (белое). Черное — карбонат. Месторождение
Дзишра. Полированный шлиф. X 6
Словакия), залегающие среди вулканических пород неогенового воз-
раста. Жила Терезия, по данным детально изучавшего ее М. Кодера
(Kodera, 1956), расположена главным образом в пропнллнтизирован-
ном пироксеновом андезите, частично в днорите. Она формирова-
лась на незначительной глубине в условиях напряженной тектониче-
ской деятельности, что в значительной мере обусловило характерные
393
особенности минерального состава
руд определяется присутствием,
минералов (сфалерита, галенита,
и текстур руд. Своеобразие состава
помимо главных рудообразующих
пирита и халькопирита, кварца н
IV/к !"•’/ I
Рнс. 512. Взаимоотношения основных стадий мине-
рализации в северной части жилы Терезия. Место-
рождение Банска-Штьявница. Зарисовка по жиле.
По М. Кодера.
1 — диорит; стадии минерализации: 2 — родонитовая I.
3 — родонитовая И. 4 — рудная. 5 — кохардовая. S — киарц-
карбонатная
Рис 513. Кварц-роионитовый агрегат. Кварц (белые) выпол-
няет промежутки между идиоморфными кристалликами со до-
нита Месторождение Баиска-Штьявиица. Прозрачный шлиф.
X 46
карбонатов) таких минералов, как гематит и родонит, довольно широко
развитых в ранних стадиях минерализации.
Процесс оруденения по-разному протекал в южной и северной
частях жилы. В южной, более глубоко расположенной части жилы,
оруденение началось с отложения кварца с тонкораспределенным
394
Рис. 514. Кварц-сульфидные прожилки в тонкозернистом
кварц-родонитовом агрегате (темно-серое). Кварц — белое,
сульфиды (сфалерит, халькопирит, галенит) — черное. Место-
рождение Банска-Штьявпица. Прозрачный шлиф. У 10
Рис. 515. Кокардовая текстура руды. Кокарды, состоящие из тонких чередующихся
полосок кварца, карбоната, сульфидов (пирита, сфатсрита) и гематита нарастают иа
обломки диорита, замешенного родонитом Светлое между кокардами — кварц и кар-
бонат. Месторождение Банска-Штьявница. Полированный штуф. Нат вел.
Рис 516. Чередование тонких полосок кварца
(белое) и карбоната (темно-серое), слагаю-
щих кокарды. Черное — пирит. Месторожде-
ние Банска-Штьявница. Прозрачный шлиф
X 10
Рис. 517. Го же, но снято в скрещенных ни-
келях. Тонкозернистая структура кварцевых
полосок с различной величиной зерен кварца
в отдельных полосках
в нем гематитом (так называе-
мый «цннопель»), а в северной
части жнлы, расположенной
ближе к поверхности, в на-
чальные стадии рудного про-
цесса отлагались родонит и
кварц. При этом агрегаты
кварца с пылевидным гемати-
том развивались в пироксено-
вом андезите, цементировали
его обломки и слагали само-
стоятельные полоски по заль-
бандам жилы.
М. Кодера выделяет в се-
верной части жнлы семь ста-
дий минерализации: первую
родонитовую, вторую родони-
товую, рудиую, кокардовую,
кварц-карбопатную, доломито-
вою и баритовую. Взаимоот-
ношения основных стадий ми-
нерализации в этой части
жилы хорошо видны на зари-
совке (рис. 512).
Автор не имеет достаточ-
ного материала для деталь-
ного рассмотрения интересного
вопроса о соотношении стадий
минерализации. Характеристи-
ка некоторых своеобразных
текстурных и структурных осо-
бенностей руд приводится
лишь кратко, по данным М. Ко-
дера и наблюдениям, получен-
ным при изучении образцов,
собранных автором в север-
ной части жилы Терезня прн
посещении месторождения.
Наиболее характерными и
развитыми почти во всех ста-
диях минерализации текстура-
ми руд являются брекчиевая,
кокардовая, крустификациоц-
ная, друзовая и прожилковая.
В родонитовой стадии ми-
нерализации широко распро-
странена брекчиевая текстура,
в которой обломки кварцевого
диорита, пнритизированного и
в различной степени замещен-
ного тонкозернистым агрега-
том родонита и кварца цемен-
тируются более крупнозерни-
стым родонитом н гребенча-
тым кварцем с друзовыми по-
лостями. В участках жилы,
сложенных продуктами ’ не-
скольких стадий минерал иза-
396
ции, кварц-родонитовые агрегаты располагаются обычно в ее лежачем
и висячем боках (см. рис. 512). Кварц в этих агрегатах выполняет про-
межутки между идиоморфными кристаллами родонита (рис. 513).
В родонит-кварцевых прожилках в диорите кварц нередко слагает их
центральную часть. Агрегаты родонита местами рассекаются кварц-
сульфидными прожилками (рис. 514) более поздней рудной стадии
минерализации.
Сфалерит, галенит, халькопирит и пирит, слагающие совместно
с кварцем образования рудной стадии минерализации встречаются
в жиле нередко в виде скоплений с массивной текстурой.
Рис. 518. Крустификационная текстура. Первая полоска, нарастающая
на диорит (1), сложена родонитом (2). Затем следует полоска кварца
(3). в которой видна (лучше в верхней части снимка) прерывистая
полоска гематита (черное). За кварцем следует полоска галенита (4)
и окаймляющего его сфалерита (5). В центре прожилка кварц (6).
Месторождение Банека-Штьявница. Полированный штуф. Нат. вел.
Особенно характерна для руд месторождения кокардовая тек-
стура, наиболее широко развитая в кокардовую стадию минерализа-
ции.
На рис. 515 представлен типичный образец с кокардовой тексту-
рой, обусловленной нарастанием чередующихся тонких полосок кварца,
карбоната, сульфидов, гематита на обломки днорита, замещенные
родонитом. Под микроскопом выявляется тонкозернистая структура
кварца, приобретающего идиоморфные очертания при расположении
в карбонатных полосках (рис. 516 и 517). В кварце н карбонате мес-
тами наблюдаются кристаллики пирита. В кокардах постоянно встре-
чаются также полоски, сложенные сфалеритом и гематитом. В сра-
стании с гематитом, представленным мелкими изометрнчными выделе-
ниями, состоящими местами из тончайших пластинок, обычно нахо-
дится весьма тонкозернистый кварц.
М. Кодера наблюдалась следующая последовательность чередо-
вания полосок, начиная с вмещающей породы, на которую они нара-
стают. Первую полоску мощностью 0,5—1 см слагает кварц; в верх-
ней ее части отмечаются несколько полосочек карбоната и тонкая по-
лоска рудных минералов. В некоторых местах каарцу предшествует
397
тонкая полоска родонита. За кварцем следуют две полоски гематита,
разделенные полоской кварца в 0,5 си с небольшим количеством руд-
ных минералов. На вторую полюку гематита нарастает несколько
Рис. 519. Сфалерит (серое) нарастает на иди о
морфный галенит (белое). Черное — кварц. Место
рождение Банска-Штьявница. По цфованнып шлиф
полосок, сложенных квар-
цем, карбонатом и као-
линитом, средн которых
наблюдается одна, реже
несколько, полосочек ге-
матита. Затем распола-
гается полотка сульфи-
дов мощностью 0,5—
1 см, в которой сосредо-
точено основное количе-
ство рудных минералов
этой стадии минерализа-
ции. Местами опа разде-
ляется кв рцсм на две
части. Завершающая по-
лоска сложена кварцем.
Такое чередование
тонких полосок различ-
ных минералов, слагаю-
щих кокарды, обуслов-
лено их ритмичным отло-
жением, вызванным изме-
нением состава и кон-
центрации рудообразую-
щих растворов.
Наряду с кокардо-
вой текстурой в кокардр-
вой стадии минерализа-
ции широко развиты так-
же брекчиевая и крусти-
фикационная текстуры.
На рис. 518 представлена
крустификационная тек-
стура кварц-сульфидного
прожилка с симметрич-
ным расположением сла-
гающих его полосок. Пер-
вая полоска, граничащая
с кварцевым диоритом,
сложена кварц-родонито-
вым агрегатом, родонит
здесь образовался частич-
но путем замещения дио-
рита, частично путем на-
растания на пего. Далее
следует полоска кварца,
в верхней части которой
наблюдается тонкая пре-
рывистая и фестончато-
изогнутая полоска гема-
тита. Кварц сменяется
сфалерит-галеннтовой по-
лоской, причем непосредственно на кварц нарастает галенит, а сфале-
рит лишь окаймляет агрегаты последнего. Центральная часть прожилка
выполнена снова кварцем.
398
Рис. 520 Прожилочки галенита (белое) секут агре-
гат сфалерита (серое). Черное — кварц. Месторо-
ждение Банска-Штьявница. Полированный шлиф.
X 90
Обращает на себя внимание отмеченный при описании руд Кудер-
ского месторождения идиоморфизм агрегатов галенита по отношению
к нарастающему на него сфалериту (рис. 519), свидетельствующий
о более позднем выделении последнего. В тех же образцах местами
наблюдаются и обратные взаимоотношения этих минералой, когда
галенит сечет сфалерит в виде тонких прожилков (рис. 520). К позд-
ней генерации галенита, видимо, относятся также мелкие выделения
галенита в прожилках кварца, секущих сфалерит (в верхней части
рис. 519).
М. Кодера подмечены некоторые интересные особенности рас-
пределения руд с различной текстурой в пределах участков жил, сло-
женных продуктами нескольких стадий минерализации. Кокардовая
и брекчиевая текстуры руд обычно бывают развиты в лежачем боку
жилы, в то время как крустификационная текстура большей частью
бывает приурочена к висячему боку жилы. Примечательно также то,
что мощность полоски, сложенной в лежачем боку жилы рудами ко-
кардовой и брекчиевой текстуры, составляет обычно не менее 30 см,
тогда как мощность полоски с крустификационными текстурами
в висячем боку не превышает 5 см. Центральная часть жилы и прост-
ранство между кокардами бывают выполнены материалом последней
кварц-карбонатной стадии минерализации, содержащим многочислен-
ные друзовые полости. Эти соотношения хорошо видны на рис. 512.
Объясняются они тектоническими подвижками, имевшими место во
время формирования кокардовой стадии минерализации и нарушив-
шими во многих местах уже отложившийся материал. Раздробленные
образования ранних стадий нагромождались в лежачем боку жилы,
где они цементировались и обрастали более поздним материалом.
В висячем боку в это же время нередко происходило спокойное после-
довательное отложение чередующихся полосок с образованием крусти-
фикационной текстуры.
ГЛАВА XII
ЗОЛОТЫЕ РУДЫ
Разнообразие минерального состава золоторудных месторождений
послужило одним из оснований для создания различных классифика-
ций, в которых типы золотых руд нередко выделяются по присутствию
в рудах каких-либо характерных минералов, таких, как сульфиды
свинца и цинка, шеелит, арсенопирит, турмалин, теллуриды и селе-
ниды и др. Наблюдаются, однако, и существенные сходные черты
минерального состава золоторудных образований. В подавляющем
большинстве месторождений присутствуют ранний жильный кварц и
более поздние сульфиды, с которыми, как показали многочисленные
исследования, большей частью связано золото.
Рассматривая принципы систематики золотых руд, Н. В. Петров
ская (19556, 1960) справедливо отмечает важную роль закономерно
меняющихся соотношений ранних—кварцевых и более поздних —
сульфидных ассоциаций, отражающих наиболее существенные разли-
чия условий формирования месторождений. Эти соотношения исполь-
зованы как главный признак золоторудных формаций в предложенной
ею классификации. Выделенные формации руд распространены в пре-
делах обособленных широких площадей и проявлены в связи с опре-
деленными типами магматизма и с различными тектоническими струк-
турами.
Текстурные и структурные особенности золотых руд некоторых ме-
сторождений освещены по литературным данным и частично наблю-
дениям авторов. Основываясь на классификации Н. В. Петровской
(19556), будут описаны золото-кварцевые руды с небольшим количе-
ством сульфидов (0,5—5%) — месторождения Енисейского кряжа,
Бестюбе (Казахская ССР), Мазер-Лод (Калифорния, США), золото-
кварцевые руды, в которых сульфиды играют более заметную роль
(до 10—20%),— месторождения Березовское (Средний Урал), Дже-
тыгара (Казахская ССР), Грэс-Вали (Калифорния, США) и руды
месторождения Дарасун (Забайкалье), хотя и относимые к этому
типу, но содержащие уже значительно большее количество сульфидов.
Описаны будут также золото-кварц-халцедоновые руды, содержащие
ничтожное количество сульфидов, иногда теллуридов и селенидов и
относимые в связи с особенностями своего геологического положения
к особому типу — месторождения Балейского рудного поля (Забай-
калье), Лебонг (Индонезия), Криппл-Крик (Колорадо, США), Голд-
филд (Невада, США). Руды существенно сульфидного типа, в кото-
рых золото часто извлекается лишь попутно с другими металлами
(медноколчеданные, полиметаллические руды) здесь не рассматри-
ваются.
400
Типичными представителями золото-кварцевых руд с небольшим
количеством сульфидов являются руды месторождений Енисей-
ского кряжа, детально изучавшиеся Н. В. Петровской (1956а).
Рудоносные кварцевые тела -располагаются главным образом в слан-
цах, причем размещение их контролируется региональными зонами
расслаицевания- Формы рудных тел весьма разнообразны. Широко
развиты -сложные «ленточные» жильные тела, переходящие в серии
сближенных субпараллельных, часто неправильных ветвящихся жил
и прожилков. Местами в сланцах наблюдаются жилы и прожилки
сложной изогнутой формы (рис. 521). Рудные тела представлены
Рис. 521. Сложные изогнутые прожилки кварца (белое) ленто-глого строе-
ния в сланце (черное). Советский рудник. Енисейский кряж.
По Н. В. Петровской. Уз нат. вел.
также линзами, сменяющимися по простиранию сериями четковидиых
жил.
Текстурные особенности руд в значительной мере определяются
взаимоотношениями кварцевых рудных тел с вмещающими их поро-
дами. В жилах постоянно наблюдаются включения боковых пород
в виде полос и тонких полосочек филлитов, ограниченных поверхно-
стями трешин расслаицевания, клочьевидных разорванных отщепле-
ний сланцев с зубчатыми очертаниями, угловатых обломков рогови-
ков. Присутствие в жилах многочисленных параллельных тонких поло-
сок сланцев нередко обусловливает полосчатые текстуры руд (рис.
522), особенно характерные для краевых частей жил.
В кварце полностью отсутствуют признаки крустификации стенок
трещин и очень редки друзовые полости. Однородное строение кварце-
вых агрегатов местами нарушается скоплениями (в виде полос и
пятеи) хлорита, слюд, альбита и других нерудных минералов. Приуро-
ченность этих скоплений к краевым частям жил и к включениям
сланцев в кварцевой массе, а также зависимость состава слагающих
их минералов от состава окружающих жилы пород позволили
Н. В. Петровской рассматривать их как реликты этих пород, претер-
певшие перекристаллизацию и переотложение.
Сульфиды встречаются в месторождениях Енисейского кряжа
в незначительных количествах. Наиболее широко развиты пирит и
арсенопирит, образующие в кварце рассеянные вкрапления отдельных
зерен и более редкие гнездовидные скопления. Весьма характерно, что
26 Зак. 824 401
вкрапления пирита in его мелкие гнезда вытягиваются не только вдоль
контактов, но и в направлении поперечном к контурам рудных тел.
Такое расположение сульфидов, обусловленное приуроченностью их
к трещинам в кварце, свидетельствует о их более позднем образова-
нии.
Еще более четки текстурные взаимоотношения кварца с поздними
сульфидами (сфалеритом, галенитом, халькопиритом, иногда мелко-
зернистым пиритом), сопровождаемыми анкеритом и гребенчатым
Pirc. 522. Полосчатая текстура кварцевой жилы, обусловленная многочислен-
ными включениями в кварце (белое) тонких полосок сланца (черное). Пгзо-
летарское месторождение. Енисейский кряж. По И. В. Петровской. Прозрач-
ный шлиф. Снято С ОДНИМ ИИКОЛСМ. У ]6
кварцем. Эти минералы обычно находятся в ассоциации друг с другом
и встречаются лишь в отдельных участках, часто разобщенных участ-
ками «пустого» кварца на десятки и сотни метров. Сфалерит, галенит
и халькопирит большей частью образуют тонкие прожилки и прожил-
ковидные выделения, секущие кварц, а также пирит и арсенопирит.
Изредка наблюдаются брекчиевые текстуры, в которых остроуголь-
ные обломки кварца цементируются сульфидами.
Кварц обычно представлен массивными крупнозернистыми агре-
гатами мутно-белого, так называемого полумолочного цвета. Под мик-
роскопом он имеет вид агрегата неправильных зерен размерами 0,5—
1,0 см с извилисто зубчатыми, реже плавно изогнутыми формами
границ (рис. 523). У контактов жил иногда наблюдаются шестова-
тые структуры кварца.
Характерной особенностью руд Енисейских месторождений явля-
ется повсеместный интенсивный их метаморфизм, проявления которого
описаны Н. В. Петровской (1956а). Метаморфические преобразования
РУД прежде всего сказываются на изменении агрегатов жильного
кварца, слагающего до 90—99% жильного выполнения.
402
Прослежены признаки последовательных стадий таких измене»
иий и их особенности, зависящие, в частности, от 'Положения участков
в общей структуре рудоносных зон (близость к длительно развивав-
шимся разломам). Повсеместно отмечается облачное :и слабомозаНЧ-
ное угасание зерен кварца. Облачное угасание нередко сопровожда-
ется появлением по нх границам более мелких зерен кварца, возни-
кающих при начальной перекристаллизации деформированных участ-
ков (рис. 524). Реже деформация кварца проявляется в его весьма
своеобразном (сетчатом или тонкоморщинистом) угасании, когда уча-
стки угасания имеют тонколипзовидную, напоминающую волокна
форму ( рис. 525). Н. В, Петровская отмечает, что эти волокна ориоп-
Рул. 5ЯЗ>. 'iiJpYBKWZS» ¥Я>*гфВДи Игарка»
кварца обладают плавно изогнутыми ограничениями. Наблю-
дается сетчатое угасание зерен, вызванное деформацией. Советский
рудник Енисейский кряж По Н. В. Петровской. Прозрачный
шлиф. Снято в скрещенных николях. X 6
тированы преимущественно вдоль граней ромбоэдра кварца, т. е. по
направлениям плоскостей скольжения.
Пластическая деформация кварца особенно четко выявляется Ари
наличии в нем тонких полосок реликтовых включений серицита, сми-
нающихся одновременно с кварцем (см. рис. 525).
Широко развиты в месторождениях Енисейского кряжа также
явления грануляции кварца, зерна которого вначале расчленяются на
мозаично угасающие участки. В. Уайт (White, 1943), изучавший золо-
торудные кварцевые жнлы США, указывает, что начальная стадия
метаморфизма сопровождается явлениями перераспределения «много-
численных мельчайших жидких включений — вакуолей, обычно пере-
полняющих жнльпый кварц. Онн, по его мнению, собираются вдоль
двух главных «плоскостей вакуолей», протягивающихся на значитель-
ное расстояние через границы зерен и соответствующих плоскостям
максимальных усилий в эллипсоиде деформации.
Увеличение степени метаморфизма приводит к возникновению
агрегата мелкозернистого сахаровидного кварца. Начальная стадия
такой перекристаллизации кварца иногда характеризуется появлением
агрегатов мелкозернистого кварца по трещинкам в крупнозернистом
кварце (рис. 526). В зонах развития интенсивных тектонических дефор-
403
маний з сплошной мелкозернистой массе кварца сохраняются лишь
разобщенные остатки крупных его зерен с мозаичным угасанием
(рис. 527).
Рис. 524. Структура деформирован-
ного кварца. Советский рудник. Ени-
сейский кряж. По Н. В. Петровской.
Прозрачный шлиф. Снято' а скре-
щенных николях. X 16
Рис. 525. Структура пластически де-
формированного кварца. Советский
рудник. Енисейский кряж. По
Н. В. Петровской- Прозрачный шлиф.
Снято в скрещенных ничолях. X 16
Рис. 526. Прожнтповидпые новооб-
разования мелкозернистого кварца
по трещинкам деформированного
крупнозернистого кварца. Советский
рудник. Енисейский кряж. По
Н. В. Петровской. Прозрачный шлиф
Снято в скрещенных пиколях. '< 16.
Рис. 527. Реликты крупнозернистого
кварца в мелкозернистом кварце,
возникшем при грануляции. Богунай-
ское месторождение. Енисейский
кряж. По Н- В. Петровской. Про-
зрачный шлнф. Снято в скрещенных
пиколях. X 16
Динамометаморфизму подверглись также пирит и арсенопирит.
Агрегаты этих сульфидов нередко катаклазированы, иногда полностью
раздроблены. Местами около зон дробления в иих появляются струк-
туры грануляции.
404
В отличие от минералов ранних ассоциаций минералы поздней
сульфидной ассоциации почти неметаморфизованы. В отдельных мел-
ких полостях выщелачивания они образуют друзы хорошо сохранив-
шихся кристалликов. Не несут следов деформации и поздние генера-
ции кварца, карбонатов и других минералов.
Все эти данные говорят о том, что наиболее интенсивное развитие-
метаморфизма жильного вещества имело место в процессе рудообра-
зования, а не после его окончания (Петровская, 1956а).
Интересны описываемые Н. В. Петровской (1955а) взаимоотноше-
ния золота с главными минеральными ассоциациями—кварцем, ран-
ними сульфидами и поздними сульфидами, слагающими рудные-
жилы.
Для енисейских месторождений, как и для большинства других
золото-кварцевых месторождений с незначительным количеством суль-
фидов, характерно присутствие крупного золота с размером его частиц
от десятых долей миллиметра до 1—2 мм в поперечнике. Иногда:
наблюдаются и более крупные самородки.
Золото выполняет трещины в кварце, причем форма его выделе-
зий большей частью неправильная ксеноморфная, подчиняющаяся
эчертаниям выполняемых им трещин. При изучении в отраженном-
:вете с применением структурного травления выявляется зернистая
структура его выделений и полисинтетически-двойниковое внутреннее-
строение зерен. Приуроченность более мелких частиц золота к субмик-
роскопическим трещинам, границам мозаичных блоков кварца и гра-
зицам зерен кварца иногда устанавливается лишь при микроскопиче-
ских наблюдениях.
Нахождение золота в участках деформированного трещиноватого»
кильного кварца и взаимоотношения его с последним, несомненно,
свидетельствуют о более позднем образовании золота.
В большинстве енисейских месторождений отмечается тесная за-
висимость в расположении золотоносных участков рудных жил от рас-
пределения участков, обогащенных ранними сульфидами — пиритом и
арсенопиритом, хотя во многих скоплениях этих сульфидов золото-
часто отсутствует. По отношению к пириту и арсенопириту золото-
является более поздним минералом. В богатых участжах золото иногда
цементирует раздробленный арсенопирит и пирит (рис. 528). В ассоциа-
ции с золотом при этом часто находятся более поздние сульфиды —
халькопирит, галенит и др. Нередко золото образует мелкие вкрапле-
ния и тонкие прожилки, располагающиеся по трещинкам в ранних
сульфидах (рис. 529).
Позднее образование золота по сравнению с пиритом и арсенопи-
ритом и вместе -с тем приуроченность его к скоплениям этих минера-
лов объясняется Н. В. Петровской (1955а) и другими исследователями
благоприятными свойствами сульфидов, способствующими отложению-
золота из -растворов, повышенной хрупкостью и в связи с этим легкой
проницаемостью агрегатов сульфидов.
Наиболее тесно золото связано с ассоциацией поздних сульфи-
дов. Золото, галенит, халькопирит, пирит часто слагают отдельные
участки прожилков, выполняющих трещинки в жильном кварце. Время
выделения главной части золота, по-видимому, было весьма близким
периоду отложения поздних сульфидов. Наблюдающиеся местами про-
жилочки золота в позднем пирите и галените (рис. 530) свидетель-
ствуют, однако, о том, что золото являлось одним из наиболее позд-
них минералов этой ассоциации.
Текстурные особенности руд золото-кварцевого месторождения
Бес тюбе (Казахская ССР) дают представление о прерывистости
рудоотложения, обусловленной наличием ряда подвижек, происходив-
ших в процессе рудообразования. Месторождение расположено в смя-
405
Рис. 528. Зернистая структура золота, цементирующего раздробленный
пирит (белое). Черное—-кварц. Алсксаидро-Агеевское месторождение.
Енисейский кряж. По Н. В. Петровской. Полированный шлиф. Про-
травлено НС1+СгО3. X 60
Рис. 529. Прожилки золота (белое) по трещинкам
в арсенопирите (светло-серое). Советский рудник. Ени-
сейский кряж. По Н. В. Петровской. Полированный
шлиф. X 64
тых в складки палеозойских породах. Рудные жилы приурочены к тре-
щинам в иижнесилурийском складчатом фундаменте. Согласно
А. Г. Телешко и Г. Н. Шавкину заполнение трещин жильным материа-
лом происходило в три стадии минерализации.
Главная масса жильного вещества, представленного молочио-бе-
лым кварцем, содержащим незначительное количество сульфидов
{пирита и арсенопирита), отложилась в первую стадию. Тектониче-
ские движения, происходившие после отложения кварца, произвели
дробление и рассланцеванне последнего и вмещающих околожильиых
пород. Образовавшиеся в массе раннего жильного кварца трещины и
зоны трещиноватости, рас-
положенные главным об-
разом параллельно кон-
тактам жил, были выпол-
нены минералами второй
стадии — кварцем, каль-
цитом, пиритом, арсено-
пиритом, сфалеритом, са-
мородным золотом, халь-
копиритом, галенитом,
блеклой рудой, бертьери-
том, антимонитом и дру-
гими минералами. С про-
жилками этих минералов
связана основная масса
золота месторождения
Бестюбе. К наиболее по-
здним образованиям от-
носится халцедоновид-
иый кварц.
Текстуры руд обус-
ловлены взаимоотноше-
. ниями раннего кварца
с поздними сульфидными
и кварц-сульфиднымн
прожилками. Параллель-
ное расположение про-
жилков создает характер-
ные текстуры руд, часто
приближающиеся к по-
лосчатым (рис. 531). Возникновение полосчатых текстур руд в резуль-
тате наложения на ранние кварцевые массы поздних образований хо-
рошо видно на рис. 532. Наряду с тонкими параллельными кварц-суль-
фидными прожилками наблюдаются поздние нарушения и развитые
вдоль них прожилки халцедоновидного кварца.
В более нарушенных участках рудных тел с интенсивной трещино-
ватостью раннего кварца кварп-сульфидные прожилки, ориентирован-
ные в нескольких направлениях, местами образуют густую сеть. Такого
рода текстура растрескивания изображена на рис. 533. В отличие от
раннего крупнокристаллического молочно-белого кварца, кварц в этих
прожилках представлен среднезернистыми агрегатами с размером зерен
около 0,6 мм. Полупрозрачные или прозрачные зерна его почти ие
содержат включений пузырьков газов и жидкостей. Весьма характерна
ассоциация этого кварца с кальцитом.
При дроблении кварцевой жильной массы появляются брекчие-
вые текстуры, в которых обломки молочио-белого кварца с сульфид-
но-кварцевыми прожилочками второй стадии минерализации, а также
небольшое количество обломков пирнтизированных раздробленных и
Рис. 530. Прожилок золота (белое) сечет выделе-
ние галенита (темно-серое в центре), расположен-
ное в трещиноватом арсенопирите (светло-серое).
Советский рудник. Енисейский кряж. По Н. В. Пет-
ровской Полированный шлиф. X 70
407
рассланцованных вмещающих пород цементируются серым халцедоио-
видньгм кварцем.
Типичными представителями кварцево-золоторудной формации
являются также известные месторождения района Мазер-Л од в Ка-
рие. 531. Параллельное расположение сульфидных прожил-
ков (черное) в жильном кварце (белое). Месторождение
Бестюбе. По А. Г. Телешко и Г. Н. Шавкину. Полированный
штуф. Нат. вед.
лифориии (Knopf, 1929). Рудные тела расположены здесь в сланцах,
зелеиокамениых породах и местами в серпентинитах в виде крутопа-
дающих кварцевых жил и отдельных крупных линзообразных тел. На
Рис. 532. Жилка раннего молочно-белого кварца и расположенные в ней параллельно
зальбандам тонкие прожилки полупрозрачного кварца с мелкими зыделениями суль-
фидов рассекаются и смещаются поздним нарушением. Месторождение Бестюбе
По А. Г. Телешко и Г. Н. Шавкину. Полированный штуф. Нат. вел.
концах такие лиизы нередко расщепляются иа ряд параллельных квар-
цевых прожилков.
Жильное выполнение представлено в основном грубозернистым
молочно-белым кварцем. Как в висячем, так и в лежачем боку жилы
сопровождаются широкими зонами кварцевых прожилков, количество
которых по мере удаления от жилы уменьшается.
408
Характерной текстурной особенностью жил является нх -полосча-
тое строение, обусловленное присутствием тончайших включений чер-
ных сланцев, располагающихся параллельно стенкам жил. По мощно-
сти они варьируют от нескольких сантиметров до долей миллиметра.
Наиболее тонкие из них часто бывают причудливо изогнуты. Полосы-
кварца, разделяемые этими включениями, могут достигать одного
метра, в других же случаях, как это видно на рнс. 534, они могут быть»
очень тонкими.
Возникновение полосчатого строения жил А. Нопф (Knopf, 1929)
связывает с прерывистым характером открытия и заполнения жильных.
Рис, 533. Густая сеть прожилков сульфидов и позднего кварца в раннем жильном»
кварце. Месторождение Бестюбе. По А. Г. Телсшко и Г Н. Шапкину. Полированный-
штуф. Нат. вел.
трещин. Об этом, по его мнению, свидетельствует местами растаскива-
ние полосок сланца при приоткрывании жилы.
В наиболее крупных кварцевых телах мощностью до 18 jw, зале-
гающих в зеленокаменных породах, полосчатая текстура в кварце
отсутствует.
В жилыюм кварце наблюдаются местами также брекчиевые тек-
стуры. Угловатые обломки разных размеров представлены зеленока-
меиной породой и сланцами. Обломки обычно сильно изменены, но не-
окварцованы. Они содержат пирнт и арсенопирит в больших количе-
ствах, чем кварц, выполняющий межобломочное пространство. Нередко
обломки окружаются оторочками анкерита.
В больших количествах обломки встречаются в призальбандовой
части жил, но местами отдельные обломки наблюдаются далеко от
зальбандов и от других обломков. На руднике Ориджииал Амадор,
например, в 2—3 м от лежачего бока жилы в грубозернистом кварце-
мощностью 7 м наблюдались изолированные блоки зеленокаменной
породы диаметром до 0,5 м.
409’
На сложность и прерывистость процессов образования кварцевых
жил указывает также пересечение местами раннего темного кварца
сетью более поздних прожилков белого кварца.
Золото в пределах жил распределено неравномерно. Выявлено
наличие рудных столбов н пустых участков. Во многих рудных столбах
•отмечается повышенное содержание сульфидов, главным образом пи-
.рита. Сульфиды обычно содержатся в тонких полосках сланца, разде-
-ляющих полосы кварца, или в обломках сланца и зеленокаменной
породы в кварце.
Следует отметить, что ряд исследователей золоторудных месторож-
дений описываемого типа (Петровская, 19566 н др.), указывают па то,
Рис. 534 Ленточный кварц. Полосчатая текстура обусловлена параллель-
ным расположением включений сланцев (черное). Рудник Плимут. По
А. Нопфу. Штуф. Нат. вел.
'что особенности строения руд, существенно влияющие на их золото-
носность, должны учитываться прн поисках и оценке рудных участков.
Н. В. Петровская (19566) особенно подчеркивает неоднородность
жильного выполнения, как положительный признак при поисках. Уча-
стки жил, переполненные включениями сланцев или других вмещаю-
щих пород, чаще всего обогащены сульфидами и золотом, в то время
как тела массивного однородного кварца практически безрудны. Повы-
шенной золотоносностью характеризуются также жилы с ленточной
текстурой, обусловленной полосовидными включениями сланцев,
а также жилы с брекчневидиыми текстурами.
К аналогичным выводам приходит П. А. Строна (1960), изучав-
ший золоторудные месторождения Восточной Якутии. По его данным,
все золотоносные участки пластовых жил отличаются развитием полос-
чатых текстур. Приуроченность золота к участкам жил с неоднородным
строением объясняется указанными авторами тем, что эти участки осо-
бенно благоприятны для развития внутриминерализационной трещино-
ватости, определявшей размещение золота.
410
Типичным представителем золото-кварцевых руд с относительно
большим количеством сульфидов является Березовское месторож-
дение (Урал).
В геологическом строении района принимают счастие кислые и
основные изверженные породы и девонские осадочные породы, пред-
ставленные филлитовыми, слюдяно-глинистыми и кварц-серинитовыми
сланцами, а также рассланцованные основные эффузивы. Все эти
породы рассечены густой сетью даек гранит-порфира, плагиогранит-пор-
фира и плагиосиенит-порфира и лампрофира преимущественно мери-
дионального простирания. Большой интерес представляет факт при-
уроченности рудных жил к дайкам гранит-порфира и плагиогранит-
порфира. Огромное количество маломощных кварцевых жил и про-
жилков рассекают дайки в широтном направлении, большей частью не
выходя за их пределы и располагаясь перпендикулярно к их стенкам.
В результате в дайках возникает система так называемых «лестнич-
ных» жил. Лишь редко жилы наблюдаются за пределами дайки в бо-
ковых породах (так называемые «красичные» жилы). Среди жил,
залегающих в дайках, наряду с наиболее распространенными широт-
ными крутопадающими лестничными жилами, встречаются также так
называемые «диагональные» жилы северо-восточного и юго-восточ-
ного простирания с падением под углом около 45° на юго-восток или
юго-запад.
Около рудных жил гранитоидные породы даек подвергнуты интен-
сивным метасоматическим изменениям и превращены в породы, состоя-
щие в основном из кварца, мусковита и пирита — широко известные
под названием «березиты».
По данным П. И. Кутюхина, детально изучавшего это месторож-
дение, текстуры руд, слагающих лестничные и диагональные жилы,
различны.
Руды лестничных жил отличаются крупнозернистостью слагающих
их минеральных агрегатов, которые на 95% состоят из кварца и лишь
на 5% из сульфидов, хотя в отдельных участках количество сульфидов
достигает 50% жильного выполнения. Кварц нередко представлен
хорошо образованными кристаллами; размер отдельных кристаллов
достигает 10 см. В центральных частях жил наблюдаются друзовые
пустоты, обрамленные кристаллами кварца. Сульфиды, представлен-
ные главным образом халькопиритом, пиритом, блеклой рудой и гале-
нитом, выполняют эти друзовые полости, а также образуют прожилки
по трещинкам в кварце. Местами кристаллы кварца окружаются со
всех сторон сульфидами. Интересно, что пирит при этом иногда нара-
стает на кварц, образуя каемку, в которой удлиненные кристалличе-
ские зерна его располагаются длинной стороной перпендикулярно
граням кварца Сульфиды не только заполняют пространство между
кристаллами кварца, но и разьедают их.
В тех случаях, когда полости в кварце заполнены сульфидами
лишь частично, сами сульфиды участвуют в друзовых текстурах в виде
друз хорошо образованных крупных кубических кристаллов пирита.
При этом на грани этих кубов пирита нередко нарастают блеклая
руда в виде кристалликов тетраэдрического облика и кристаллики
галенита.
Сульфиды в отдельных участках жил образуют значительные
скопления. Массивная блеклая руда, например, бывает сосредоточена
в центральной части некоторых жил.
Руды диагональных жил, не отличаясь от руд лестничных жил по
минеральному составу, обладают иными текстурными особенностями.
Для них уже не характерны друзовые текстуры, они, как правило,
«обладают типичной полосчатой текстурой. Полосчатая текстура их
411
Рис. 535. Полосчатое расположение сульфидов в жильном кварце. Березовское
месторождение. По П. И. Кутюхину. Полированный штуф. Нат. зсл.
Рис. 536. Кварцевая жилка с пиритом. Плитчатое строение жильного кварца
обусловлено системой параллельных зальбанду трещин. Березовское место-
рождение. Полированный штуф. Нат. вел.
определяется плитчатым строением жильного кварца и полосчатым
распределением сульфидов (рис. 535).
При ознакомлении с этими рудами в забоях горных выработок
прежде всего бросается в глаза постоянное присутствие по контактам
жил с березитами четковыраженных борозд скольжения. Эти борозды
проходят как по кварцу, так и по заключенным в нем крупным кри-
сталлам пирита. В полированном штуфе руды (рис. 536), представ-
ляющем собой поперечный срез небольшой жилки, взятой по всей мощ-
ности, отчетливо выявляется плитчатое строение жильного кварца,
обусловленное рассечением кварцевой массы рядом трещинок парал-
лельных зальбандам. Вдоль этих трещинок жильный кварц очень
легко раскалывается на отдельные плитки, при этом устанавливается,
что стенки всех этих трещинок несут на себе борозды скольжения. Тре-
щинки, как правило, выполнены серицитом. Нередко вдоль них наблю-
даются также многочисленные мельчайшие хорошо образованные кри-
сталлики пирита (рис. 537). Крупные кристаллические зерна пирита
и агрегаты их в местах пересечения такими трещинами сильнотрещи-
новаты, а иногда даже раздроблены, но при этом вокруг крупных кри-
сталлов располагаются часто не мелкие обломочки, а хорошо образо-
ванные кристаллики пирита. Известны также случаи, когда малень-
кие кристаллики пирита появляются в трещинах, секущих крупные
кристаллы его. При этом кристаллы пирита, находящиеся в слаботре-
щиноватых участках кварца, являются ненарушенными.
Под микроскопом кварц имеет вид среднезернистого более или
менее равномернозернистого агрегата. Мутные зерна его, содержа-
щие многочисленные мелкие включения, в скрещенных николях харак-
теризуются резким волнистым угасанием, указывающим на то, что они
подверглись процессу катаклаза.
Зерна кварца (размером около 0,5 ши) нередко распадаются на
мелкие неправильной формы и неравномерно погасающие участки
(рис. 538). Вдоль границы таких участков часто наблюдаются це-
почки мельчайших лишенных включений зернышек кварца, возникших
при грануляции или перекристаллизации кварца, сопровождающих
процесс катаклаза. Цепочки мельчайших зернышек кварца можно
видеть на рис. 538 и в более увеличенном виде на рис. 539. Следует
также отметить, что зерна кварца обладают характерными неровными,
зазубренными границами.
В прозрачных шлифах материал, выполняющий трещинки, обу-
словливающие плитчатое строение кварца и полосчатую текстуру руд-
ных жил, состоит в основном из чрезвычайно мелкозернистого про-
зрачного кварца, серицита и нередко мелких хорошо образованных
кристалликов пирита (см. рис. 537 и рис. 538). Наряду с мелкими изо-
метричными зернами кварца, около кристалликов пирита наблюдается
«стебельчатый» кварц, удлиненные индивиды которого располагаются
своими длинными сторонами перпендикулярно граням пирита, на
которые они нарастают (рис. 540).
Приведенные данные о наличии борозд скольжения как вдоль
зальбандов жил, так и вдоль параллельных трещин в кварцевой
массе и явления деформации зерен кварца свидетельствуют о динамо-
метаморфизме кварцевых жил.
Остановимся кратко на некоторых особенностях срастания руд-
ных минералов и последовательности образования их в рудных жилах.
Наряду с кварцем, слагающим основную массу рудных жил,
к числу наиболее ранних минералов относится пирит, крупные хорошо
образованные кристаллы и агрегаты зерен которого заключены
в кварце и, как было показано выше, совместно с ним нередко под-
вергаются катаклазу. Иногда в срастании с пиритом наблюдается
шеелит редко встречающийся в золоторудных месторождениях.
413
Рис. 537. Кристаллики пирита (черные)
и серицит (серые прожилковидные вы-
деления) расположены вдоль трещинки
в кварце (основная масса). Березов-
ское месторождение. Прозрачный шлпф-
X 10
Рис. 538. Тот же участок, что и *
рис. 537, но снятый в скрещенных ни
Колях Видно блоковое строение и моза
ичное угасание зерна кварца около
трещинки, выполненной мелкозернистым
квараэм
Рис. 539. Участок шлифа, изображен
ного на рис. 538. Цепочки мельчайших
зернышек кварца в катаклазированном
кварце с мозаичным угасанием. Бере-
зовское месторождение. Прозрачный
шлиф. Снято в скрещенных никелях.
Х46
Рис. 540. Участок шлифа, изображен-
ного иа рис. 538. Стебельчатые зерна
кварца, расположенные перпендикуляр-
но граням кристалликов пирита (чер-
ные). Прозрачным шлиф. Снято вскре
щенных иикэзях. X 46
Галенит, блеклая руда, халькопирит, айкинит и другие сульфиды,,
постоянно встречающиеся в жилах, но развитые в меньших количе-
ствах по сравнению с пиритом, совместно с кварцем поздней генера-
ции образуют прожилки в пирите (рис. 541) и раннем кварце. Иногда
в галените, цементирующем раздробленный пирит, наблюдаются агре-
гаты пластинчатых кристаллов мусковита (рис. 542). Эти соотношения
свидетельствуют о принадлежности перечисленных сульфидов к более-
поздней парагеиетическюй ассоциации.
Золото тесно связано с ассоциацией этих поздних сульфидов..
Обычно оно встречаемся среди них в виде мельчайших выделений раз-
Рис. 541. Выделение золота (ярко-бслос) в прожилке галенита (светло-
серое). Светлая основная масса — пирит. Черное — кварц. Берсзовское
месторождение Полированный шлиф >' 165
мером от 0,001 до 0,1 мм. Очень часто оно обнаруживается в прожил-
ках галенита (см. рис. 541) и блеклой руды. Интересно, что в отдель-
ных участках некоторых жил, обогащенных блеклой рудой, золото рас-
полагается в блеклой руде не повсеместно, а лишь там, где последняя
выполняет прожилочки в катаклазированиом пирите (рис. 543).
Большое число мельчайших выделений золота неправильной,
иногда округлой формы постоянно наблюдается и в самом пирите.
Такая тесная связь золота с пиритом в большинстве случаев объясня-
ется, по-видимому, его осаждающим влиянием на золотоносные рас-
творы более .поздних стадий, как это отмечается Н. В. Петровской
(1955а) и другими исследователями. Некоторая часть тонкодисперс-
ного золота, по мнению большинства исследователей, отлагалась сов-
местно с пиритом.
Приведенные данные о тесной ассоциации золота с поздними
сульфидами свидетельствуют о выделении его главных количеств
в наиболее позднюю стадию гидротермального процесса.
Рассмотрение текстурных н структурных особенностей руд лест-
ничных и диагональных жил Березовского месторождения позволяет
выявить характерные различия их, обусловленные особенностями фор-
мирования выполняемых ими трещин. Н. И. Бородаевский и М. Б. Бо-
415-
родаевская (1947) приходят к выводу, что лестничные и диагональ-
ные жилы возникли в результате одновременного выполнения сопря-
женных трещин разрыва и скола. Лестничные жилы выполняли зияю-
Рис. 542. Пластинчатые кристаллы мусковита (черное) среди галенита
(светло-серое). Белые кристаллы слева — пирит. Березовское месторожде-
ние Полированный шлиф. X 85
Рнс. 543. Выделения золота (ярко-белые), расположенные в местах пере-
сечения блеклой рудой (темно-серое) агрегатов трещиноватого пирита
(белое). Черное—кварц. Березовское месторождение. Полированный шлиф.
X 165
•:<цие трещины разрыва, а диагональные жилы — трещины скола,
в связи с чем в момент заполнения и после кристаллизации кварца
претерпели сжатие, обусловившее плитчатое строение кварцевых жил.
416
Несмотря на наличие ряда подвижек в процессе рудообразования
к зиикиовеиие рудных жил происходило в сравнительно спокойной
-ектоиической обстановке, иа что указывает отсутствие брекчиевых
текстур руд и лишь локальное развитие явлений катаклаза.
Джетыгаринское месторождение (Казахская ССР) представ-
!яет интерес как пример формирования руд в условиях интенсивных
тектонических подвижек.
Рудные тела месторождения, -по данным П. И. Кутюхина, пред-
тавлены кварцевыми жилами в плагиогранитах. Среди рудных мине-
Рис. 544. Полосчатое расположение мелкозернистых сульфидов вдоль
нескольких параллельных трещин близ зальбанда жилы. Центральная
часть жилы сложена крупнозернистыми кварц-сульфидиыми агрегатами.
Джетыга римское месторождение. По П. И. Кутюлину. Полированный
штуф. Нат. веч.
ралов преобладают пирит, арсенопирит и сфалерит, присутствуют
также галенит и халькопирит. Жилы обладают сложным строением и
характеризуются раздробленностью, брекчированием и полосчатыми
текстурами рудной массы, обусловленными тектоническими подвиж-
ками в плоскости жилы
Особенностью внутреннего строения жил является чередование
участков с полосчатым распределением сульфидов и участков, сложен-
ных массивными крупнозернистыми сульфитными рудами.
Полосчатые текстуры руд весьма часто наблюдаются в приза ль-
бандовых частях жил. Они обусловлены наличием в рудной массе мно-
гочисленных небольших трещинок, параллельных зальбанду. Мелкозер-
нистые агрегаты сульфидов располагаются вдоль этих трещинок, под-
черкивая полосчатое строение рудной массы. Интересно, что централь-
ные части жил при этом иногда бывают сложены почти ненарушенными
сравнительно крупнозернистыми агрегатами кварца и сульфидов
(рис. 544).
Для руд Джетыгаринского месторождения весьма характерны
брекчиевые текстуры, свидетельствующие об интенсивном проявлении
27 Зак. 824 417
тектонических движений. Дроблению подвергаются боковые породы,
ранний кварц и ассоциирующие с ним пирит и арсенопирит, а местами,
при повторных подвижках, также кварц поздней генерации.
Иногда наблюдаются сравнительно редкие для месторождения
брекчиевые текстуры, когда обломки наиболее раннего серого мелко-
зернистого кварца, отложенного, по-видимому, главным образом при
замещении боковых пород и содержащего многочисленные выделения
пирита и арсенопирита, цементируются более поздним кварцем, лишен-
ным выделений сульфидов (рис. 545).
Нахождение в центральных частях некоторых рудных жил прожил-
ков позднего кварца с шестоватым и друзовым строением также сви-
Ррс. 545. Брекчиевая текстура руд. Обломки наиболее раннего серого кварца с пири-
том и арсенопиритом цементируются белым кварцем. Джетыгарпиское месторожде-
ние. По П. И. Кутюхину. Полированный штуф. 2/з иат. вел
детельствует о их прерывистом формировании. Промежутки между
удлиненными зернами кварца в этих агрегатах бывают выполнены
поздними сульфидами. В штуфе, изображенном на рис. 546, прожилок
шестоватого кварца рассекает ранний кварц. В последнем вдоль па-
раллельных нарушений наблюдаются полосчатые скопления пирита и
арсенопирита.
В золото-кварцевых жилах месторождении Грэс-Вали (Кали-
форния, США), описанных В. Джонстоном (Johnston, 1940), представ-
ляет интерес довольно широкое развитие наряду с главной массой
однородного молочно-белого кварца его гребенчатой разновидности,
а также присутствие в сравнительно больших количествах жильного
карбоната — анкерита.
Рудные жилы, сложенные кварцем, сульфидами (арсенопиритом,
сфалеритом, халькопиритом, галенитом), золотом и анкеритом, распо-
лагаются в основном в гранодиоритах и в серпентинитах. Молочно-
белый кварц, являющийся главным жильным минералом, обычно вы-
полняет небольшие трещины, но иногда мощность жил превышает
1 м. Широко распространен в жилах и гребенчатый кварц, составляю-
щий, однако, не свыше одного процента жильион массы. Наблюдения
в горных выработках, а также микроскопические исследования позво-
лили установить постепенный переход молочно-белого кварца в гре-
418
бенчатый. Различия между ними заключаются тишь в том, что пер-
вый возникает при полном выполнении жильной полости, а второй при
частичном. Кристаллы гребенчатого кварца большей частью распола-
гаются перпендикулярно к зальбандам жилы. Вокруг них нередко
наблюдается тонкая каемка тонкозернистого анкерита, а остальное
пространство выполняется более крупнозернистым анкеритом. Иногда
на каемку анкерита в свою очередь нарастает тонкая каемка более
позднего кварца.
Анкерит в жилах часто встречается и в виде прожилков, секущих
кварцевую жильную массу. На основании этих соотношений В. Джон-
стон выделяет анкерит в са-
мостоятельную «подстадию»
следующую за более ранней
кварцевой «по дета дней».
К числу золото-кварце-
вых месторождений, руды»
которых содержат значп-t
тетьное количество сульфи-
дов, относится Д а р а с у н-
ское месторождение в Вос-
точном Забайкалье.
Месторождение приуро-
чено к области развития
разных по возрасту и со-
ставу изверженных пород и
представлено многочислен-
ными сульфидно-кварцевы-
ми жилами. Золотоносные
сульфидно-кварцевые жилы,
по данным Д. А. Тимофеев-
ского (1957), располагаются
в приконтактовой зоне гра-
нодиоритов ранневарисско-
го возраста с метаморфизо-
ванными габброидными по-
родами и амфиболитами р11С 546 Прожилок белого кварца с шестова-
нижпего палеозоя В текто- тым строением в более раннем жильном кварце,
нических нарушениях типа Джетыгаринское месторождение. По П. И. Ку-
трещин скалывания, сдай- тюхи">’ Полированный штуф. Нат. вот.
гов и взбросо-сдвигов.
Большинство рудных жил характеризуются чередованием разду-
вов и пережимов. Некоторые из жил состоят из нескольких маломощ-
ных прожилков, местами-сливающихся в одну более мощную жилу.
Минеральный состав руд отличается широким распространением
наряду с сульфидами и кварцем, сульфосолей и карбонатов. В тесной
ассоциации с сульфидами и сульфосолями находятся самородное
золото, теллуриды золота и серебра, самородные серебро и висмут,
теллуровисмутиты.
Строение рудных тел н текстурные особенности руд свидетельст-
вуют о формировании рудных жил в несколько стадий, разделенных
тектоническими подвижками. Детально изучавшие месторождения
Д. А. Зенков (1946) и Д. А. Тимофеевский (1957) выделяют семь ста-
дий минерализации (от более ранних к более поздним): кварц-турма-
линовую. кварц-пиритовую, кварц-арсенопиритовую, галенит-сфалери-
товую, тетраэдрит-халькопиритовую, карбонат-кварц-сульфоантимони-
товую и карбонатную.
Некоторые представления о строении жил дают зарисовки стенок
горных выработок. На рнс. 547 показана рудная жила, в которой на-
27* 419»
блюдается полосчатое распределение разных по составу минеральных
агрегатов. В лежачем боку (правая часть рис.) жила сложена преиму-
щественно кварцем с неравномерно распределенной вкрапленностью и
скоплениями зерен пирита. В центральной части кварц-пиритовый аг-
регат раздроблен и сцементирован более поздним кварцем. В висячем
боку жилы (левая часть рис.) проходит полоса сложного минералъ-
5 0 5 Юм
m «• ^^4. КЩ|5. F^T|6. ^5^7
Рис. 547. Полосчатое строение рудной жилы, сложенной разновозрастными
ассоциациями минералов
1 — березитизироваиный кварцевый диорит; 2 — кварц и пирит; 3— кварц и арсено-
пирит; 4 ~ кварц; 5 ~ галенит и сфалерит; 6 — карбонаты, кварц и сульфоантимоннты
свинца; 7 — карбонаты Месторождение Дарасун. Схематическая зарисовка кровли
штрека по Чжач Тау
ного состава. Она отделяется от пирит-кварцевой полосы кварц-арсе-
нопиритовой жилкой, от которой ответвляется прожилок, проникаю-
щий и выклинивающийся в пирит-кварцевой полосе лежачего бока.
Вдоль зальбанда висячего бока симметрично по отношению к кварн-
арсенопиритовой жилке располагается узкая полоса того же Состава.
К ней примыкает прерывистая полоса, сложенная галенитом и сфале-
ритом, а затем брекчия, в которой обломки измененных кварцевых ди-
оритов, кварц-арсенопиритовых, кварц-пиритовых и галенит-сфалери-
товых агрегатов заключены в кварц-карбонат-сульфоантимонитовом
цементе. Кроме того, сульфоантимоннты свинца в ассоциации с карбо-
420
натами и кварцем образуют в кварц-пиритовой массе у лежачего бока
жилы серию тонких (мощностью 1—2 лш) прожилков, параллельных
ее зальбандам. Наиболее поздние карбонаты выполняют пустоты среди
кварцевой и сульфидной массы. Наличие брекчиевых и прожилковых
текстур позволяет различить в данном участке жилы шесть разновоз-
растных минеральных ассоциаций, которые почти полностью соответ-
ствуют стадиям минерализации, установленным Д. А. Зенковым и
Д. А. Тимофеевским.
Остановимся более подробно на характеристике структурно-тек-
стурных особенностей минеральных агрегатов, относящихся к отдель-
ным стадиям минерализации.
К наиболее ранней стадии относятся кварц-турмалиновые агре-
гаты, образующие прожилки среди измененных кварцевых диоритов
или обособленные полосы в жилах полосчатого строения. Кварц-тур-
малиновые полосы в таких жилах чередуются с полосами, сложен-
ными ассоциациями более поздних минералов, чаще всего пирит-квар-
цевыми. О более позднем отложении пирит-кварцевых агрегатов сви-
детельствуют нередко наблюдающиеся пересечения кварц-турмалино-
вых полос пирит-кварцевыми прожилками.
Турмалин и кварц образуют тесные срастания. Многочисленные
включения различно ориентированных игольчатых микрокристаллов
тхрмалина в кварце придают последнему темную окраску. Местами
турмалин образует в кварце радиально-лучистые агрегаты, реже он
наблюдается в промежутках между зернами кварца. Все это указы-
вает на то, что турмалин и кварц по времени выделения близки.
Пирит в незначительных количествах присутствующий в кварц-
турмалиновых жилах, в одних случаях разъедается и замещается тур-
малином и кварцем, в других развивается в форме метакристаллов,
замещая кварц. При этом игольчатые включения турмалина в кварце-
остаются незамещенными.
Для кварц-турмалиновых полос характерны брекчиевые текстуры,,
в которых кварц-турмалиновые агрегаты цементируют обломки изме-
ненных вмещающих пород. Вместе с тем обломки кварц-турмалиновых
агрегатов встречаются среди пирит-кварцевых полос, относящихся
к последующей второй стадии минерализации. Пирит-кварцевые агре-
гаты второй стадии минерализации чаще всего имеют полосчатую тек-
стуру. обусловленную чередованием полос гребенчатого кварца, вклю-
чающего редкие скопления пирита, с полосами, сложенными преиму-
щественно пиритом (рис. 548). Границы между кварцевыми и пирито-
выми полосами резкие, но без признаков нарушений, которые указы-
вали бы на перерыв в отложении минералов. В кварцевых полосах
пирит заполняет пространства между идиоморфными зернами кварца-
и трещинки в них, т. е. кварц выделялся несколько раньше пирита.
В полосах, сложенных преимущественно пиритом, устанавливаются
признаки более позднего выделения кварца по отношению к пириту.
Взаимоотношения пирита и кварца свидетельствуют о том, что полос-
чатое строение жил с меняющимися количественными соотношениями
пирита и кварца, обусловлено последовательным отложением этих
минералов.
Таким образом, в жилах, сложенных наиболее ранними кварц-
турмалиновой и пирит-кварцевой ассоциациями, тесно сочетаются про-
жилковая, брекчиевая и полосчатая текстуры. Последняя образуется
как в результате наложения на кварц-турмалиновые жилы параллель-
ных прожилков более поздней пирит-кварцевой ассоциации, так и
вследствие последовательного отложения пирита и кварца в течение
одной стадии минерализации.
Более поздняя кварц-арсенопиритовая стадия минерализации
в виде обособленных жил проявляется редко. Обычно арсенопирит и
421
кварц образуют полосы в жилах, сложенных разновозрастными мине-
ральными ассоциациями. Такие жилы часто имеют симметрично-полос-
чатое строение (рис 549k Кзарп-арсенопиритовые полосы сложены
шестоватыми кристаллами арсенопирита и кварца, нарастающими пер-
Рис. 548. Полосчатая текстура руды, сложенной кварц-турмал«новой (темное) и
пирнт-кварцевой (светлое) ассоциациями Месторождение Дарасун. Штуф.
*/з нат. вел.
/ -обломки кварц-тчрмалиновых агрегатов. . кварц: пирит
Рис. 549. Симметрично-полосчатая жила, сложенная пирит-квар-
цевой (/), кварц-арсенопиритовой (2) и карбон ат-сул ьфоантимс.-
нитовой (3) ассоциациями. Месторождение Дарасун. Полиро-
ванный штуф. Нат. вел.
пендикулярно к стенкам трещин непосредственно на боковые породы
или на полосы, образованные более ранними кварц-турмалиновой и
пнрит-кварцевой ассоциациями.
Узкие кварц-арсенопиритовые полосы встречаются вдоль зальбан-
дов почти всех жил, сложенных несколькими разновозрастными ассо-
422
циациями. Нередко они представляют наиболее раннюю ассоциацию
минералов жильного выполнения. Местами они подвергаются дробле-
нию и цементируются минералами более поздних ассоциаций.
В кварц-арсенопиритовых жилах или полосах в ассоциации с квар-
цем и арсенопиритом почти везде присутствует пирит. Он образует мел-
козернистые агрегаты и иногда округлые почковидные образования.
Относительное количество пирита в разных жилах и даже в разных
участках жил различно. Встречаются жнлы, где пирит и арсенопирит
Рис. 550. Три генерации арсенопирита и кварца: крупные шестоватые
кристаллы арсенопирита (/) и кварца (2) образуют обособленные полосы,
которые перемежаются с полосами, сложенными среднезернистым пирит-
кварц-арсеноппритовым агрегатом более ранней генерации (•?) и мелко-
зернистым кварцем с арсенопиритом поздней генерации (4). Месторож-
дение Дарасун. Полированный шлиф. X 6
присутствуют почти в равных количествах. Обычно ширит сильно раз-
дроблен и сцементирован кварцем и арсенопиритом.
Арсенопирит и кварц в этой ассоциации, по-видимому, образуют
есколько генераций, из которых наиболее распространенными явля-
ются две. Одна из генераций арсенопирита и кварца представлена от-
носительно крупными шестоватыми кристаллами, нарастающими на
стенки полостей, центральные части которых заполнены более позд-
яими карбонатами. Другая генерация выражена агрегатами, тесно
срастающихся мелких зерен. Эти мелкозернистые кварц-арсенопирито-
зые агрегаты выполняют пространства между крупными кристаллами
I арсенопирита или образуют обособленные полосы, перемежающиеся
I с полосами крупнозернистого арсенопирита и кварца (рнс. 550).
Интересны взаимоотношения кварц-арсенопиритовой ассоциации
с более поздней сфалерит-галенитовон ассоциацией. Жилы, в которых
эти ассоциации встречаются совместно, чаще всего имеют симметрич-
но-полосчатое строение, обусловленное последовательной сменой (от
зальбандов к центру) пирит-арсенопирит-кварцевых полос полосами,
сложенными галенитом, тетраэдритом и бурнонитом. Ближе к центру
жилы в составе ее обычно преобладает сфалерит, нередко раздроблен-
ный и сцементированный кварц-карбонат-сульфоант-имонитовым агре-
гатом (рис. 551). Пирит-арсенопирит-кварцевые полосы обычно также
423
Ряс. 551. Симметрично-полосчатая жила, сложенная пирит-кварц-арсенопиритов1^
гетраэдрит-бурнонит-галенит-сфалсритовой и карбоиат-сульфоантнионитовой ас
циациями. Месторождение Дарасун. Полированный штуф. Нат. вел
I -- бсрезитпаираванный кварцевый диорит; 2 -пирит, арсенопирит, кварц; j — галенит, тИМ
эдрит, бурнонит, сфалерит; 4 — брекчия, в которой обломки представлены сфалеритом, а цемен- -
карбонатами в тесном срастании с с>*льфоанткмонитамн свинца-
Рнс. 552. Сфалерит-карбонатная жила полосчатого строения: сфалерит
(серое), бурнонит и сульфоантимоннты свинца (белое), карбонаты (тем-
ное) , измененные боковые породы — (светло-серое). Месторождение Дарасун.
Полированный штуф- 2/з нат. вел.
раздроблены и сцементированы сфалерит-галенитовым агрегатом..
Местами крупные различно ориентированные обломки арсенопирит-
кварцевого состава заключены в галенит-сфалеритовых полосах.
Галенит, сфалерит, тетраэдрит и бурнонит образуют тесные сра-
стания. Галенит и сфалерит разъедаются и замещаются бурнонитом и
тетраэдритом, а чаще всего наблюдаются среди выделений бурнонита
и тетраэдрита в виде реликтовых островков. Прожилки бурнонита
пересекают тетраэдрит и галенит. Местами бурнонит развивается по
[раницам выделений галенита и сфалерита, замещая галенит и в виде
тонких прожилков проникая в сфалерит. В тех случаях, когда сфале-
рит и галенит граничат друг с другом, не наблюдается признаков
разъедания одного минерала другим. Оба минерала имеют крупнозер-
нистую структуру и часто раздроблены и сцементированы карбонатами.
В отдельных участках жил, где ранние ассоциации минералов
отсутствуют, галенит-тетраэдрит-бурнонит-сфалеритовые агрегаты
отлагаются непосредственно на стенки трещин, примыкая к изменен-
ным боковым породам.
В полированных штуфах из таких жил нередко можно заметить,
что сфалеритовые полосы имеют форму натечных образований (рис.
552). Невооруженным глазом хорошо различается зональное строение
сфалеритовых полос, обусловленное чередованием темно- и светлоок-
рашенных зон. Под микроскопом в отраженнОхМ свете зональное строе-
ние в агрегатах сфалерита проявляется только благодаря тонким це-
почкам и прожилковидным выделениям сульфоантимонитов свинца и
бурнонита, которые приурочены преимущественно к темноокрашенным
зонам или границам темных и светлых зон, повторяя внешние очер-
тания полос. Структура сфалеритовых агрегатов крупнозернистая
с двойниковым строением некоторых зерен. Удлиненные зерна сфале-
рита обычно располагаются перпендикулярно к зальбандам жилы.
Центральную часть жил с такими сфалеритовыми оторочками у заль-
бандов выполняют карбонаты, либо кварц ъ карбонаты в тесном сра-
стании с сульфоантимонитами свинца. Интересно, что вместо карбона-
тов и кварца иногда встречается гипс, проросший тончайшими иголоч-
ками сульфоантимонитов свинца, которые обусловливают необычную
черную окраску гипса. В таких случаях гипс заполняет и тонкие тре-
щинки в сфалерите. Взаимоотношение этих двух минеральных агрега-
тов свидетельствует о более позднем выделении гипса и сульфоанти-
монитов свинца по отношению к сфалериту.
Тетраэдрит-халькопиритовая ассоциация наиболее разнообразна
по составу и формам срастаний минералов. Помимо халькопирита и
блеклой руды, в ней встречаются бурнонит, пирит, пирротин, арсенопи-
рит, марказит, мельниковит-пирит, самородные золото и более редкие-
серебро и висмут, теллуриды золота и серебра, висмутин, сульфовис-
мутиты меди. Жильные минералы представлены кварцем и сидеритом.
Большинство жил, в которых тетраэдрит-халькопиритовая ассоциация
присутствует наряду с более ранними или более поздними ассоциа-
циями, имеют симметрично-полосчатое строение. Бурнонит-тетраэдрит-
халькопиритовые полосы располагаются между кварц-арсенопиритовыми
либо кварц-пиритовыми полосами, окаймляющими зальбанды жил и
полосами наиболее поздних карбонатов или кварца и карбонатов
в тесном срастании и сульфоантимонитами свинца, выполняющих цент-
ральную часть жил (рис. 553). Полосчатое строение жил еще более
подчеркивается тем, что главные минералы этой ассоциации (халько-
пирит, тетраэдрит и бурнонит) обособляются также в виде довольно
четко разграниченных полос. Тетраэдрит и бурнонит развиваются
путем замещения халькопирита. В зависимости от степени замещения
в одних участках жил различаются только халькопиритовые полосы,
в других — халькопиритовые и тетраэдритовые или тетраэдритовые и
425»
-бурнонитовые. Таким образом, полосчатое строение жнл обусловлено
не только наложением ассоциаций минералов более поздней стадии на
ранее образованные, или последовательным отложением минералов
но и замещением ранее выделившихся минералов более поздними ми-
нералами той же ассоциации.
Для выяснения условий формирования этой многоминеральной
ассоциации представляют интерес также участки жил с довольно
крупными (до 10 см в поперечнике) гнездообразными скоплениями
тетраэдрит-халькопиритовых агрегатов. Такне скопления располага-
ются на полосах кварц-арсенопиритового состава. Поверхность их
Рис. 553. Симметрично-полосчатая текстура руды, обусловленная сменой (пт заль-
бандов к центру жилы) пирит-кварцевых полос (/) полосами, сложенными пиритом
(2), тетраэдритом и бурнонитом (3) и карбонатами (4). Месторождение Даресун.
Полированный штуф. Нат. вел.
покрыта корочками кварца и карбонатов в тесном срастании со сфа-
леритом, бурнонитом и сульфоанти\юнитами свинца. Структура агре-
гатов, слагающих корочки, зернистая без каких-либо признаков кон-
центрически-зонального или радиально-лучистого строения. Между
отдельными гнездовндными скоплениями располагаются более позд-
ние карбонаты.
Разрез одного нз скоплений представлен на рис. 554. Поверхность
его имеет несколько остроугольных выступов, по форме на поминаю-
щих кристаллы арсенопирита. Кварц-карбонатная корочка, окружаю-
щая скопление, имеет более сглаженные формы и в связи с этим по-
верхность всего скопления приобретает плавно изогнутые очертания.
Гнезцовидные скопления, как и полосы или обособленные жилы,
сложенные этой ассоциацией минералов, очень неоднородны по составу
и структуре. Халькопирит, преобладающий в их составе, представлен
агрегатами крупнозернистой структуры с полисинтетически-двойнико-
вым строением отдельных зерен. Многочисленные трещинки, зоны
микробрекчий, где халькопирит наблюдается в виде обломков, и изо-
гнутость двойников свидетельствуют о том, что халькопирит подвер-
гался механической деформации. Трещинки в халькопирите обычно
-.426
заполнены блеклой рудой и карбонатами, которые образуют густую
сеть различно ориентированных прожилков.
Пирит наблюдается среди крупнозернистых агрегатов халькопи-
рита в виде идиоморфных полигональных зерен, пятнистых скоплений
мельчайших идиоморфных зернышек или своеобразных сферических
образований (рис. 555). Размеры идиоморфных кристаллов пирита
колеблются от нескольких десятых долей миллиметра до нескольких
миллиметров. Местами скопления окружены каймами блеклой руды
или карбонатов. Большинство из них сильно раздроблены, причем тре-
Рнс. 554. Гнездовидное скопление иирит-тетраэдрит-халькоииригового агрегата
среди пирит-кварц-карбонатной массы. Месторождение Дарасун. Полированный
шлиф. Нат. всл.
Г—кварц и арсснопириг; 2— кварц и пирит; 3— халькопирит; -/ — карбонаты со сфалеритом,
бурнонитом р с'‘льфоантимонптамИ свинца; 5—карбонаты; 6— пирит; 7— кварц.
щинки не выходят за пределы зерен пирита в окружающий халькопи-
рит или в окаймляющие пирит блеклую руду и карбонаты.
Скопления мельчайших зернышек пирита в халькопирите имеют
в сечении обычно округлые очертания. Реже встречаются неправиль-
ные, линзовидные или прожидковые обособления, вытянутые вдоль
трещинок, заполненных карбонатами или блеклой рудой. Местами
в промежутках между зернами пирита наряду с халькопиритом наблю-
даются карбонаты, блеклая руда или землистые массы мельниковита.
Прожилки блендой руды более поздней генерации пересекают эти скоп-
ления и продолжаются в окружающем халькопирите (рис. 556). Под
микроскопом при больших увеличениях отчетливо видны идиоморф-
ные очертания кристалликов пирита. Местами на фоне скоплений мел-
ких зернышек выделяются более крупные зерна с полигональными
очертаниями. Такое зерно пирита, расположенное в центре округлого
скопления мельчайших зерен пирита и блеклой руды, видно в верхней
части рнс. 555.
427
Рнс. 555. Разнообразные по форме скопления пирита (белое) в халь-
копирите (светло-серое); темно-серое — блеклая руда; черное — кар-
бонаты и выбоины (дефекты полировки шлифа). Месторождение
Да расу и. Полированный шлиф У 17
Рнс. 556. Скопление мельчайших зернышек пирита (белое)
в халькопирите (светло-серое). Между зернами пирита— блек-
лая руда (серое). Прожилки блеклой руды пересекают пирито-
вый агрегат м продолжаются в халькопирите. Черные точечные
скопления — землистая масса мельниковита. Черные прожилки—
карбонаты. Месторождение Дарасун. Полированный шлиф. X 85
Сферические образования пирита в центральной части обычно
сложены агрегатом мелких полигональных зерен, а в краевых частях
более крупными зернами, которые ограничиваются зернами с идио-
морфными очертаииими. В центре некоторых сферических образова-
шй наблюдаются «звездчатые» полости, заполненные более поздними
карбонатами или тетраэдритом. Тетраэдрит и карбонаты в таких слу-
чаях разъедают и замещают пирит по сети тонких трещинок, весьма
апомннаюших трещинки усыхания в мета коллоидных образованиях
(рис. 557).
В обособленных тетраэдрит-халькопиритовых жилах сплошные
массы халькопирита местами образуют скопления с неясно выражен-
Рис. 557. «Сферический» агрегат зерен пирита Пирит (белое) разъ-
едается и замещается блеклой рудой (серое) и карбонатами (чер-
ное). Месторождение Дарасун Полированный шлиф. X 25
ной формой натечных образований. Халькопирит обычно окаймляет
агрегаты пирита сферической формы и сам обрастает каймами призма-
тических кристаллов арсенопирита или блеклой руды, которая заме-
шает халькопирит. Пустоты в халькопиритовой массе згполнены карбо-
натами с редкими метакристаллами арсенопирита. Характерной де-
талью строения таких жил является наличие метасоматических про-
жилков арсенопирита, которые обычно не выходят за пределы жил.
На рис. 558 прожилок арсенопирита имеет ряд мелких ответвлений. Прн
детальном изучении строения прожилков выяснено, что в отдельных их
участках удлиненные кристаллы арсенопирита располагаются симмет-
рично по обе стороны трещинки, перпендикулярно ее стенкам На про-
должении тех же прожилков есть участки, в которых видно нарастание
кристаллов арсенопирита на стенки полостей, середина которых запол-
нена более поздними карбонатами. Очевидно, в закрытых участках тре-
щин арсенопирит развивался метасоматическим путем, а в приоткры-
тых участках путем выполнения пустот.
Отмеченные особенности строения гнездообразных скоплений, жил
и полос тетраэдрит-халькопиритовой ассоциации позволяют предполо-
жить их формирование из гелевых масс.
К одной из наиболее поздних минеральных ассоциаций относятся
сульфоантимониты свинца, образующие тесные срастания с поздним
мелкозернистым кварцем и карбонатами. В качестве второстепенных
429
Рис. 558. Сеть прожилков арсе юпиэита (белое)
в халькопирите (серое). Темное — хварц и кар-
бонаты. Месторождение Дарасун. Полированным
штуф. Нат. вел.
вдоль трещинок, параллельно жиле,
минералов в этой ассоциации наблюдается сфалерит, бурнонит, анти-
монит, пирит и арсенопирит, а нз нерудных минералов гипс. Эта ассо-
циация присутствует во многих жилах, заполняя межобломочные про-
странства в брекчиях, содержащих обломки более ранних минераль-
ных агрегатов, и пустоты в жилах, а также образует параллельные и
секущие прожилки в полосчатых рудах, сложенных ранними ассоциа-
циями. В березитизнрованных кварцевых диоритах около кварц-суль-
фидных жил или в самих этих жилах часто встречаются карбонат-
кварц-сульфоантимонитовые прожилки, сложенные у зальбандов гре-
бенчатым кварцем, с редкими шестоватыми кристаллами арсенопирита,
а в средней части кварц-
карбонат - сульфоантимоии-
товым агрегатом (рис. 559).
Местами в прожилках на-
блюдается полосчатая тек-
стура, обусловленная чере-
дованием кварцевых и кар-
бонатных полос, различаю-
щихся по крупности зерен.
На рис. 560 видно пере-
сечение кварц-карбонат-
сульфоантимонитовым про-
жилком жилы, сложенной
чередующимися полосами
пиритового, кварцевого и
кварц-арсенопиритового со-
става. Прожилок, пересекая
кварц-пиритовую жилу, вы-
ходит за ее пределы и про-
должается в измененном
кварцевом диорите, в кото-
вндны цепочки метакристал-
лов пирита. Цепочки прерываются и смещаются кварц-карбопат-суль-
фоантнионитовым прожилком.
Наблюдались случаи, когда прожилок, расположенный вдоль
зальбанда кварц-пиритовой жилы, пересекает ее н продолжается вдоль
другого зальбанда.
Характерную особенность структурных взаимоотношений минера-
лов составляет широкое распространение необычайно тонких сраста-
ний. Главные жильные минералы этой ассоциации — кварц, карбонаты
(аикерит, доломит и кальцит) и гипс содержат многочисленные вклю-
чения тончайших иголочек сульфоаитимонитов свинца, которые при-
дают этим минералам черную окраску. Сульфоантимониты свинца,
представюнные несколькими минералами, образуют тесные срастания
друг с другом, что из-за близости оптических свойств этих минералов
чрезвычайно затрудняло нх определение. Только применение рентге-
новского анализа ничтожно малых проб (не более 0,01 мг) в сочета-
нии с микроспектра л ьным анализом тех же проб позволило устано-
вить несколько минералов, образующих срастания.
Сульфоантимониты свинца, входящие в состав прожилков, пере-
секающих кварц-турмалиновые, кварц-пиритовые и кварц-арсеиопири-
товые жилы, представлены обычно буланжеритом и джемсонитом.
Игольчатые кристаллы их тесно срастаются с карбонатами, образуя
спутанноволокнистые агрегаты, средн которых местами располагаются
идиоморфные кристаллы кварца (рис. 561). Иногда встречаются снопо-
видные агрегаты буланжерита или пластинчатые выделения, располо-
женные в массе карбонатов, пронизанных тончайшими иголочками
джемсонита. Пластинки буланжерита в этом случае имеют разъеден-
430
иые очертания и, по-видимому, замещаются джемсонитом (рис. 562).
Джемсонит обычно наблюдается также в тесном срастании с карбона-
тами (доломитом, кальцитом), образуя тончайшие иголочки или спу-
танноволокнистые агрегаты. Местами в карбонатах, пронизанных иго-
лочками джемсонита, видна сеть тонких прожилков более «позднего
кальцита, в которых джемсонит отсутствует, но видны цепочки идио-
морфных зернышек галенита. По-видимому, эти прожилки заполнили
трещинки в карбонатно-джемсонитовой массе (рис. 563).
В тех случаях, когда кварц-карбонат-сульфоантимонитовые про-
жилки пересекают жилы галеиит-сфалеритового состава или включают
Рис. 559. Симметрично-полосчатая жилка, сложенная арсенопириг-кзарцевой (/) ’г
кварц-карбонат-сульфоантнмонитовой (2) ассоциациями, располагается вдоль заль-
банда полосчатой пирит-кварцевой жилы согласно с ее полосчатостью. 3 — пирит;
4 — кварц. Месторождение Дарасун. Полированный штуф. Нат. вел
обломки галенит-тетраэдрит-бурнонит-сфалеритовых агрегатов, количе-
ство минеральных разновидностей сульфоантимонитов свинца в них
увеличивается.
Детальные исследования состава сульфоантимонитовых агрега-
тов, проводившиеся в лаборатории минера графин ИГЕМ АН СССР’
аспирантом из КНР Чжан Тау, позволили ему установить, помимо
буланжерита и джемсонита следующие сульфоантимоннты свинца:
геокронит, плагионит, семсеит, цинкенит. Все эти минералы образуют
тонкие взаимные прорастания и пространственно тесно связаны с гале-
нитом и бурнонитом.
Наиболее ранний из них геокронит замещает галенит и бурнонит,
образуя каймы вокруг выделений бурнонита и галенита и тонкие про-
жилки по спайности в последнем (рис. 564). В местах наиболее интен-
сивного замещения на месте галенита возникают равномернозернистые
агрегаты геокронита. Характерно, что вдоль трещин по периферии вы-
делений геокронит имеет более мелкозернистую структуру (рис. 565).
431
Рис. 560. Кварц-карбонат-сульфоантимопитовый прожилок, секу-
щий полосчатую тпгрнт-кварцевую жилу и продолжающийся
в березитизировэнном кварцевом диорите. Месторождение Дара-
сун. Полированный штуф. Нат. вел.
I — пирит; 2—-кварц; 3 — сфалерит; 4 карбонаты, кварц- и сульфоан-
тимониты свинца; 5 измененный кварцевый диорит
Рис 561. Агрегат игольчатых крен бузапжерита (белое} в карбонат-
ной массе (темное). Серые идиоморфные зерна—кварц. Месторожде-
ние Дарасуп. Полированный шлиф. X 40
аблюдались случаи пересечения геокронита прожилками плагионита
замещение его буланжеритом, джемсонитом и семсеитом.
Семсеит образует тонкие метасоматические прожилки в галените
>цс. 566), бурноните и геокроните, замещая эти минералы и сам
Рис. 562. Пластинчатые выделения буланжерита (/) а кар-
бопатах (темное), содержащих включения игольчатых кри-
сталлов джемсонита. Топкие прожилки джемсонита пересе-
кают буланжерит Месторождение Дарасун. Полированный
шлиф. * 165
Рис. 563. Сеть кварцевых прожилков, включающих цепочки зерен
галенита (белое) в карбонатно-джемсонитовом агрегате (серое).
Темные идиоморфные зерна—кварц. Месторождение Дарасун. Поли-
рованный шлиф. X 40
замещается плагионитом и цинкенитом, прожилки которых пересекают
выделения семсеита.
Один из распространенных минералов этой группы цинкенит
нередко образует почковидные скопления и радиально-лучистые агре-
гаты в гипсе (рис. 567). Спутан поволоки истые агрегаты цинкенита
2В Зак. 82? 433
наблюдались среди выделений бурнонита. Как уже отмечалось, тон-
кие прожилки цинкенита встречались в семсеите, геокроните и плагио-
ните. По-видимому, цинкенит является одним из более поздних суль-
фоантимонитов свинца.
Рис. 564 Замещение галенита (серое) геокронитом (белое) Черное кар-
бонаты и выбоины (дефекты полировки шлифа). Месторождение Дараеун.
Полированный шлиф. Протравлено НС1 1:1. > 85
Рис. 555. Зернистая структура агрегатов геокронита. Относи
телыю крупнозернистые участки сменяются мелкозернистыми
в периферических частях выделений Месторождение Дараеун
Полированный шлиф. Снято в скрещенных пиколях. х. i65
Самая поздняя ассоциация в рудных жилах представлена карбона-
тами (анкеритом, сидеритом, доломитом, кальцитом), не содержа-
щими включений рудных минералов. Они выполняют полости в суль-
фидно-кварцевых жилах и образуют прожилки, секущие рудоносные
жилы и измененные боковые породы.
434
Все описанные минеральные ассоциации, кроме кварц-карбонат-
сульфоантимонитовой и карбонатной, содержат самородное золото.
Оно обычно наблюдается в ассоциации с сульфитами и кварцем в виде
Рис. 566 Прожилки ссмсеита (белое) в галените (серое). Чер-
ное передние минералы .и выбоины (дефекты но.шпонки
шлифа) Месторождение Дарасун. Полированный шлиф. Снято
в скрещенных пиколях. X 165
Рис. 567. Почковидные выделения цинкенита (/) в гипсе (2). Кварц (3)
находится в срастании с агрегатом сульфоантимонптов свинца (4).
Месторождение Дарасун. Полированный шлиф, х 6
мельчайших, различимых лишь под микроскопом, выделений. Кроме
того, в некоторых сульфидах (главным образом в арсенопирите, пи-
рите, тетраэдрите и халькопирите) золото содержится в виде тонко-
дисперсной примеси. Видимое невооруженным глазом золото встреча-
28* 435
стоя редко. Находки его отмечались преимущественно в ассоциации
с пирротином.
В самых ранних минеральных ассоциациях — кварц-тур малиновой
и пирит-кварцевой, золото встречается относительно редко и явля-
ется более поздним по отношению к турмалину, кварцу и пириту.
Характерно, что золото встречается преимущественно в тех участках
жил, где на кварц-тур малиновую и кварцевую ассоциации накладыва-
ются более поздние ассоциации, особенно тетраэдрит-халькопирито-
вая. В таких случаях золото развивается по границам зерен пирита и
кварца и иногда цементирует раздробленные зерна пирита.
Наибольшее содержание золота как в виде субмикроскопической
примеси, так и в виде различимых под микроскопом выделений отме-
Рис. 568. Выделение золота (белое) в халькопирите
(темное) Черное — карбонаты и выбоины (дефекты
полировки шлифа). Месторождение Дарасун. Полиро-
ванный шлиф. X 320
чается в минералах тетраэдрит-халысопиритовой ассоциации. В мень-
шем количестве оно присутствует в кварц-арсенопиритовой и галенит-
сфалеритовой ассоциациях.
Обычной формой выделения золота являются округлые, изомет-
рические или неправильные включения в халькопирите, пирротине,
тетраэдрите, бурноните и галените размером в тысячные доли милли-
метра. Часто наблюдаются также причудливые по форме выделения
в пространствах мфкду зернами этих минералов (рис. 568) или на гра-
ницах их с кварцем. Золото образует прожилковидные «втеки» по гра-
ницам зерен сульфидов. Тонкие прожилки, ответвляющиеся от выде-
ления золота, пересекают зерна сульфидов.
В ассоциации с золотом довольно часто встречается серебристое
золото, отчетливо различающееся в полированных шлифах под микро-
скопом по более высокой отражательной способности и беловато-жел-
тому цвету. Серебристое золото образует тонкие прожилки, секущие
выделения самородного золота и включающих его минералов — халь-
копирита, тетраэдрита и других сульфидов. На рис. 569 показаны не-
правильные выделения самородного золота и тонкие выклиниваю-
щиеся прожилки серебристого золота в халькопирите и тетраэдрите,
которые выполняют пространства между зернами кварца. Тонкие про-
жилки тетраэдрита, секущие халькопирит, пересекаются прожилками
136
серебристого золота. В выделениях самородного золота видны вклю-
чения тетраэдрита и халькопирита.
В тесном срастании с золотом и серебристым золотом местами
встречаются тетрадимит, самородный висмут и висмутин. Прожилки
золота пересекают эти минералы.
Строение рудных жил, текстуры и структуры руд Дарасунскоги
месторождения свидетельствуют о том, что рудные жилы образова-
лись главным образом путем заполнения трещин. Формирование руд
происходило в несколько стадий, разделенных тектоническими подвиж-
ками. Каждая стадия характеризуется своими ассоциациями минера-
Рис. 569 Неправильные выделения золота (/) и тонкие про-
жилки серебристого золота (2) в халькопирите (3); прожи тки
и халькопирите, каймы вокруг зерен кварца и болел круп-
ные выделения — блеклая руда (4). Черное — кварц. Место-
рождение Дараеун. Полированный шлиф, v 165
лов, последовательно сменяющимися во времени, что указывает на из-
менение состава рудоносных растворов.
Наблюдающиеся признаки мета коллоидного строения агрегатов
позволяют высказать -предположение об участии гелей в определенные
стадии формирования руд.
Золото-кварц-халце домовые руды, связанные с месторождениями,
приуроченными к областнм относительно недавней вулканической дея-
тельности. обладают характерными особенностями строения и состава
слагающих их минеральных масс. Геологические условия залегания и
особенности строения руд позволяют относить их к близповерхностным
образованиям.
Минеральный состав руд весьма своеобразен. В рудах большинства
месторожпений наряду с золотом содержится также серебро, местами
даже преобладающее над золотом. Золото обычно тонкорассеянное,
часто образует тесные срастания с рудными и нерудными минералами.
Присутствие в рудах некоторых месторождений больших количеств
теллуридов и селенидов позволяет выделять даже золото-теллуристые
и золото-селенистые типы руд. Из нерудных минералов характерно
присутствие мелкозернистого роговикового кварца и, что особенно
интересно, адуляра. В некоторых месторождениях в большом количе-
стве встречается алунит.
За рубежом большое число месторождений этого типа встречается
в Румынии (Трансильвания). США (Голдфилд, Криппл-Крик, Комсток
437
Рис 570 Тонкополосчатая текстура жидыюг •
кварца. Баденское месторождение Полирован-
ный шт\ф. Нат ч? ',
и др.), Индонезии; в СССР они сравнительно мало известны. Наиболее
интересны по текстурным особенностям руд месторождения Баден-
ского рудного поля 1 в Забайкалье.
Рудные жилы Ба ленского месторождения, их минеральный сос-
тав, текстуры руд и особенности их происхождения детально изучались
Н. В. Петровской и М. Г. Андреевой (Петровская и др., 1961), по дан-
ным которых в основном и приводится описание руд месторождения.
Жилы залегают среди толщи переслаивающихся меловых песчаников
и конгломератов, выполняющих тектоническую депрессию, в основа-
нии которой расположены варисские гранодиориты. Рудные тела рас-
пределены неравномерно,
иногда наблюдаются от-
дельные участки, где раз-
лично ориентированные жи-
лы образуют своего рода
штокверк Контакты жил
резкие.
Руды сложены в основ
ном мелкозернистым, до
весьма тонкозернистого,
ъалцедоновидным кварцем
Из нерудных минералов в
подчиненных количествах
встречаются адуляр, карбо-
наты, каолинит, серицит и
(идрослюды, а из рудных
минералов, помимо само-
родного золота, пирит, мар-
казит. арсенопирит, пирар-
гирит, халькопирит, блеклые
руды (фрейбергит, тетра-
эдрит), антимонит и другие
редко наблюдающиеся ми-
нералы.
Наиболее характерны для руд полосчатые текстуры. По всей своей
мощности жилы бывают сложены тонкополосчатой массой халцедоно-
видного кварца, состоящей из чередующихся тонких и тончайших (до
долей миллиметра) полосок, в общем параллельных границам жил и
отличающихся друг от друга различными оттенками розовой, серой и
коричневой окраски (рис. 570).
Конфигурация отдельных полосок изменчива. В одних частях жил
они сравнительно правильны и лишь слегка плавно изогнуты, местами
почти прямолинейны. В других участках наблюдаются сложные фес-
тончатые их изгибы. Нередко такие изгибы встречаются вокруг облом-
ков боковых пород в рудной массе, причем полоски повторяют все
неровности этих обломков. При внимательном рассмотрении и среди
на первый взгляд прямолинейных полосок удается различить тонкую
гофрировку, характерную для колломорфных образований.
Под микроскопом выявляется, что сменяющие друг друга тонкие
полоски прежде всего различаются по крупности слагающих их зерен
кварца. Наиболее тонкозернистые полоски опаловидны и почти изо-
тропны (рис. 571), наиболее крупнозернистые нередко характеризуются
гребенчатым строением. Отдельные .полоски отличаются Друг от друга
также по степени загрязнения тончайшим пылевидным веществом и по
количеству мельчайших пустот.
1 В дальнейшем тексте л в подписях к иллюстрациям эти месторождения для
краткости именуются Ба л ейским месторождением.
В осевых частях жнл, сложенных полосчатым халцедоновидным
кварцем, иногда наблюдаются щелевидные полости, покрытые короч-
ками кварцевых кристалликов или «почками» тонкозернистого кварца.
По особенностям строения описанные выше колломорфные обра-
зования кварца весьх’а напоминают отложения кремнезема некоторых
источников. Так, кремнистые отложения источников Стимбот (Невада,
США) также характеризуются сменой последовательно нарастающих
друг на друга крустификационных полосок, состоящих нз халцедона или
м -лкозернистого кварца Интересно, что в отложениях таких источни-
ков наряду с другими металлами обнаружены следы золота и се-
ребра.
Отмеченные текстурные особенности полосчатых руд характери-
зуют их как образования, возникшие в результате выполнения рудовме-
Рис 571. Чередование тонких полосок кварца, характеризую-
щихся различной степенью зернистости. Балейское месторожде-
ние. Прозрачный шлиф. Снято в скрещенных никоих '< 20
щающих полостей путем последовательного наслоения гелевых отло-
жений кремнезема.
Ширина 1полос различна и в отдельных участках рудного поля
преобладают не тонкополосчатые, а широкополосчатые образования.
Некоторые жильные тела н шрожилки сложены массивным халцедоно-
видным кварцем, почти лишенным полосчатого строения.
Большой интерес представляет присутствие в полосчатых рудах
адуляра, приуроченного к отдельным, но многократно повторяющимся
полоскам. В обогащенных адуляром полосках кристаллики его скапли-
ваются по границам фестончатых зон кварца, нарастая на них в обе
стороны (рис. 572). Вблизи жил, богатых адуляром, он развивается
также и во вмещающих породах. В виде агрегатов мелких зерен он
замещает цемент в песчаниках и конгломератах.
При изучении особенностей расположения адуляра ® рудах
Н. В. Петровская выяснила, что он концентрируется преимущественно
в зонах, загрязненных реликтовым .пылевидным веществом боковых
пород. Наблюдались скопления адуляра, в центральной части которых
располагались остатки каолинита и глинистого вещества, в отдельных
кристалликах адуляра отмечаются включения последнего, захвачен-
439
ные ими при росте. Там, где в кварце отсутствовало загрязняющее
глинистое вещество, количество адуляра резко уменьшалось, вплоть
до полного его исчезновения. На основании этих наблюдений Н. В. Пет-
ровская сделала вывод о том, что адуляр возник в рудах при реакции
кремнекислых богатых калием растворов с глиноземистым материа-
лом боковых пород.
Вдоль полосок располагаются также рудные минералы — пирит,
марказит, пираргирит и золото. Характерен чрезвычайно малый размер
частиц золота, измеряемых первыми микронами. Такие пылевидные
Рис. 572. Кристаллики адуляра (/) сосредоточива-
ются по границам фестончатых полосок халцедоно-
видного кварца (2), нарастая па них в обе сто-
роны. Балейское месторождение. По Н. В. Петров-
ской. Прозрачный шлиф '< 6
Рис. 573. Сношение «crjcr-
ков» золота и пираргирит!
(темное) вдоль слоев в полос
чатон руде. Балейское место
рождение. По Н. В. Петров
ской. Штуф. X 1,5
частицы золота, концентрирующиеся в виде .полосок (рис. 573), иногда
образуют сгустки и становятся видимыми.
Полоски, содержащие пылевидное золото, обладают мощностью
до нескольких миллиметров. Они нередко многократно повторяются,
явно шриурочиваясь к границам зон, обогащенных адуляром. Часто
вместо сплошной полоски наблюдаются цепочки из округлых сгустков
пылевидного золота размером от детей миллиметра до нескольких мил-
лиметров. Микроскопическое изучение сгустков золота позволило уста-
новить, что они представлены скелетными губчатыми сростками мель-
чайших ксеноморфных частиц, цементирующих зерна кварца, пирита
и других минералов (рис. 574).
В некоторых участках в призальбавдовых частях жил, сложенных
гребенчатым адуляром золото окаймляет его кристаллы в виде 'преры-
вистых оболочек, состоящих из губчатых 'комочков (рис. 575). Весьма
характерна также тесная ассоциация золота с сульфидами, особенно
с пираргиритом.
В рудах месторождения встречается и более крупное видимое
золото, связанное с мелкогребенчатыми разновидностями золотоносного
кварца, для агрегатов которого характерно наличие мелких друзовых
пустотой. Формы выделений этого золота большей частью тонкопластин-
чатые. Местами наблюдаются скопления такого пластинчатого золота
(рнс. 576). Размер своеобразных пластинчатых частиц золота дости-
гает 5—10 мм в длину н 1—2 мм в толщину. Края пластинок неровные,
так как границы их повторяют очертания окружающих кристалликов
кварца.
Золото в полосчатых рудах не только приурочено к определенным
полоскам, нс и образует ответвления вдоль поперечных трещинок.
Иногда полоски с тонкодисперсным золотом располагаются одна под
другой, образуя субпараллельные се-
рин и выклиниваются па расстоянии
5—10 мм от центральной части такой
серии. Создается впечатление, что рас-
положение золота определяется попе-
речными к слоям полосчатого кварца
трещинками, в стороны от которых
золото проникало вдоль слоев вме-
щающего кварца. Эти и другие фак-
ты, описание Н. В. Петровской и
М. Г. Андреевой, приводят этих иссле-
дователей к выводу о более позднем
образовании большей части тонкозер-
нистого золота.
Местами полосчатые руды рассе-
каются тонкими жилками кварца бо-
лее поздней генерации, также харак-
Рис. 574. Золото (белое) выполняет
промежутки межцу зернами кварца
(черное) в тонкозернистом кварце-
вом агрегате. Балейское месторожде-
ние. По Н. В. Петровской. Полиро-
ванный шлиф X ПО
теризующимися крусти фикационно-по-
лосчатым строением, но не содержа-
щими адуляра и бедными золотом.
Такие жилки, отличающиеся голубо-
вато-белым цветом, срезают под
острым углом фестончатые изгибы по-
лосок кварца более ранней генерации
(рис. 577). При рассмотрении под микроскопом выявляется чрезвычайно
сложное фестончато-кружевное строение таких прожилков (рис. 578).
Иногда эти более поздние образования кварца располагаются в осевых
частях жил и следуют параллельно более ранним полосчатым образо-
ваниям. не нарушая их.
Такое сложное строение отдельных участков рудных жил указы-
вает нй прерывистый характер процесса рудообразования и па
неодновремешюсть отложения гелевых масс, слагающих рудную
жилу.
Интересной текстурной особенностью баденских рут является
также присутствие среди них весьма своеобразных пластинчатых
разностей кварца. Этн образования представляют собой агрегат пла-
стинок различной величины, то близко примыкающих друг к другу и
слагающих сплошные массы, то разобщенных в виде каркасов (рис. 579)
с беспорядочным их расположением. Под микроскопом все пластин-
чатые образования оказываются сложенными мелкозернистым квар-
цем (рис. 580 и рис. 581). Присутствие в ряде мест среди кварца релик-
тов тонких клиновидных кристаллов кальцита (рнс. 582) показывает,
что пластинчатый кварц возник путем замещения более ранних тонко-
пластинчатых кристаллов кальцита. Следы таких «первоначальных
пластинок выявляются также благодаря наличию среди агрегатов
кварца участков, ограниченных прямыми поверхностями, от которых
начинается рост зерен кварца и к которым приурочены скопления
оттеняющих их пылевидных частиц (см. рнс. 580).
441
V
V
V
V
«S®
v v v v v
Iv^i IWS12
|v v) e
l*w*i4
Рис. 575. Золото образует сгустки около кристаллов адуляра. 1 — крупно-
гребенчатый адуляр; 2 — пластинчатый кварц; 3 — оторочка тонкослои-
стого халцедона; 4 — золото и пираргирит; 5 — жилки кварца; б — изме-
ненный гранодиорит. Балейское месторождение. По Н. В. Петровской.
Зарисовка
Замещение пластинчатых кристаллов ранних жильных минералов,
например кальцита или барита, более поздними кварцем и адуляром
наблюдается и в других близповерхностных золоторудных жилах
В. Линдгрен (Lindgren,
1933) приводит ряд приме-
ров таких пластинчатых
кварцев из месторождений
Криппл-Крик (Колорадо,
США) и Лямар (Айдахо,
США).
Следует отметить, что
морфологические особенно-
сти кварца из месторожде-
ния Лямар весьма сходны с
пластинчатым кварцем из
балейских рул
Интересное объяснение
происхождения пластинча-
тых образований кварца в
балейских рудах предложе-
но II. В. Петровской (Пет-
ровская и др.. 1961). Уча-
стие пластинчатых образо-
ваний кварца в полосчатых
рудах, в которых они слага-
Рис. 576 Скопление пластамиатых выделений зо-
лота (белое) в мелкогребенчагом кварце (серое)
Ба томское месторождение. Полированный шлиф
ют полоски, многократно
чередующиеся с полосками
колломорфпого халцедоно-
видного кварца, местами
фестончато-изгибающиеся и
образующие почковидные выступы, позволило ей предположить, что
пластинчатые образования также отлагались из гелевых масс. Пластин-
чатый кальцит, адуляр и кварц кристаллизовались из тех же коллопд-
Рис. 577. Пересечение полосчатых руд прожилком кварца
поздней генерации. Балейское месторож тонне Полирован-
ный штуф. Нат вел.
ных растворов, которые образовывали наслоения сложного поликомпо-
нентного геля на стенках трещин. Пластинки кальцита первыми воз-
никали в гелевой массе, обрастая при ее дальнейшей раскристаллиза-
ции кварцем и адуляром, что обусловило упрочение тонких каркасов.
443
Последующее изменение условий приводило к растворению калыщга
и его полному вытеснению кварцем.
Подобное изменение состава жильного выполнения магл о бить
обусловлено изменением условий равновесия в рудоносных растворам
Рис. 578 Сложное фсстопчато-кружевное строение прожи тса кварца,
показанного на рис. 577. Балейское месторождение. Полированны»
шлиф. Снято в скрещеиных никелях. X 10
в более поздние моменты образования рудной жилы. Растворение кар-
бонатов, возможно, происходило благодаря тому, что в более поздних
порциях растворов большое значение приобретал ион НСО?,, устойчи-
Рж б?'"1 Пластинчатый кварц. Балейское месторождение
Штуф. Нат. вет
вый, как известно, лишь при температурах ниже 90° С. Возникавшие
при этом бикарбонаты кальция как хорошо растворимые соединения
уносились растворами, а на месте кальцита отлагался кварц.
Следует, наконец, отметить присутствие в бал ейских рудах брек-
чиевых текстур, возникавших неоднократно в ходе рудообразования.
Рис. 580 Мелкозернистое строение п^й_
стинчатых образований кварца. Вд^т>
бывших тонких пластинок карбоната tJa'_
блюдастся скопление оттеняющего их г>ы.
левидного вещества (темное). Бале»кт-Ое
месторождение. Прозрачный шлиф у 20
Рис. 581. То же. что на рис. 580, но снят0
в скрещенных никелях. Простр^{1СТВ0
между бывшими пластинками карСонатз
стожено более крупнозернистым кварцем,
а сами пластинки — мелкозернистым квар-
цем.
Рис. 582. Пластинчатые кристаллы кальцита, сохранив-
шиеся в пластинчатом кварце. Пространство между кри-
сталлами кальцита выполнено зернистым агрегатом
кварца. Баденское месторождение. По Н В Петровской.
Прозрачный шлиф Снят0 с скрещенных никелях 30
Интересны, в частности, брекчии, образование которых связано с пс< .
ними моментами рудообразования. Обломки в них представлены пог
чатым белым кварцем, а межобломочное пространство сложено иа.
более поздним темным, почти черным, халцедоновидным кварт ।
окраска которого обусловлена присутствием в нем многочисленны j
мельчайших вкраплений пирита. Особенностью распространения б им i
чий является то, что в жилах с полосчатыми текстурами руд они Г м
шей частью располагаются вдоль полосок кварца, а также часто 1|
урочены к щелевидным пустотам в тонкополосчатых рудах. Нног »|
наряду с брекчиевыми рудами, располагающимися параллельно п<'
чатой текстуре рудных жил, наблюдаются секущие полосчатость
Рис. 583. Участок гонкополосчатых рхд. расположенный между двхмяпро-
жилнамн черного халцедоновидпого кварца, содержащими обломнч полосча-
того кварт*.. Балейскй месторождение Полированный штуф. Нат. вел.
жилки таких руд. При соединении различно расположенных прожиль •
брекчиевых руд между ними оказываются зажатыми более крупны*
участки полосчатых руд (рис. 583). Мощность «прожилков» брекчиевы»
рут часто сильно варьирует, причем в отдельных случаях в образцам
встречается ступенчатое изменение мощности их (рис. 584).
С поздним темным .халцедоновидным кварцем ассоциирует час I
антимонит, представленный нередко хорошо образованными пластин
тыми кристаллами. Выделения антимонита обычно также расположи
между полосками кварца и в щелевидных полостях. Местами в штуф
руд в одной и той же полости наблюдаются и брекчии и агрегаты ант -
монита (рис. 585).
Приведенное краткое описание строения баденских руд не исиер
пывает их многообразия, ио позволяет выявить особенности, чара,.;
ризующие их как близповер.хиостные образования. К этим особепносп •«
прежде всего, относится полосчатое тонкокрустификационное строев*-
слагающего руды халцедоновидного кварца, свидетельствующее
о последовательном наслоении кварца, в открытых трещинках.
Близко Балейскому месторождению по текстурным особенностям
кварцевой жильной массы лишь месторождение Ле бон г в Индонезии
Рудные жилы мощностью до 10—20 м расположены здесь главным
образом в пропилитизироваином андезите. Жнлы сложены в основном
кварцем и характеризуются крустифнкационной текстурой жильной
массы. Последняя представлена чередованием тончайших светтых
446
Рис 584. Ступенчатое изменение мощности прожилка брекчиевых руд
Балейское месторождение Полированный штуф. Нат ват.
Рис. 585. Агрегаты антимонита (участки с блеском) в прожилке позднего
халцедоиовидиого кварка (черное), проходящем вдоль полосок кварца
в полосчатой руде. Балейское месторождение. Штхф. 2А нат. вел
голубовато-серых, желтоватых и беловатых, реже серых, полосок, сло-
женных волокнистым кварцем, мельчайшие удлиненные зернышки
которого расположены перпендикулярно к полоскам. Тонкое чередова-
ние полосок напоминает текстурный рисунок арагонитовых прослоев
в шпрудельштейне из Карловых Вар (Чехословакия). Местами полоски
изгибаются, точно повторяя контуры неровностей боковой породы или
Рис. 586. Дендритовидные образования золота и
селенида серебра (?) (черное) в тонкополосча-
том кварце (белое). Месторождение Лебонг.
Зарисовка. По Р. Беку.
включений.
Некоторое представление об этих рудах дает рис. 586, приводя-
щийся Р. Беком (Beck, 1909). Темные, в природных образцах обладаю-
щие не столь четкими ограничениями, дендритовые образования пред-
ставлены золотом и, по-видимому, селенидом серебра — агвиларитом.
Руды эти в отличие от руд Балейского месторождения содержат сере-
бро в значительно больших
количествах, чем золото, и
характеризуются присутст-
вием селена.
Среди золото-серебря-
ных руд большой интерес
представляют руды место-
рождения Криппл-Крик
(Колорадо, США), относя-
щегося к тем очень немно-
гим месторождениям, для
которых устанавливается
генетическая связь с щелоч-
ными, явно богатыми нат
рием, изверженными поро-
дами.
Согласно данным В. Линдгрена и Ф. Рэнсома (Lindgren a. Ranso-
me, 1906), месторождение приурочено к жерлу миоценового вулкана,
залегающего среди докембрийских пород.— гнейсов, кристаллически';
сланцев и гранита. Выполняющие жерло породы представлены глаз-
ным образом фонолитовой эруптивной брекчией, в которой залегают
многочисленные дайки и штоки фонолита, латит-фонолита, щелочных
базальтов и др. Как в брекчии, так и в дайках, главным образом по их
контакту с брекчией, наблюдается большое число нарушений, зон дроб-
ления с признаками неоднократного раскрытия и повторных перемеще-
ний по ним, свидетельствующих о возобновлении процесса оседания
масс, заполнивших жерло. Рудные тела представлены многочисленными
рудными прожилками, выполняющими трещины в зонах нарушений.
Системы таких параллельных тонких и коротких быстро выклиниваю-
щихся и затем снова появляющихся прожилков нередко наблюдаются
ио контакту с дайками.
Особенностью минерального состава руд этого месторождения
является то, что золото в них находится не в самородном виде, а вхо-
дит в состав теллуридов — креннерита, калаверита и др. Теллуриды
образуются в более поздние моменты рудоотложения после возникно-
вения ранних генераций кварца, адуляра и флюорита. С теллуридами
ассоциируют более поздние генерации тех же минералов, а также
доломит, целестин и более редкие сфалерит и галенит.
Рудные жилки и прожилки характеризуются крустификационной и
друзовой текстурами. В большинстве случаев полоски тонкие, а друзо-
вые полости узкие. Интересно, что местами даже тончайшие прожилочки
с теллуридами оказываются не полностью выполненными и содержат
пустоты. В боковых породах в результате гидротермального выщела-
чивания образуются часто и более крупные пустоты, стенки которых
покрыты кристалликами кварца и флюорита, а также толстыми корками
теллуридов золота.
448
Среди субвулканических золоторудных месторождений заслужи-
вают упоминания месторождения так называемой золото-алунитовой
формации. Типичным представителем их является месторождение Голд-
филд (Невада, США). Рудные тела здесь, по данным Ф. Рэнсома
(Ransome, 1909), приурочены к интрузиву дацитов, внедрившемуся
в эффузивно-осадочную серию пород третичного возраста. В пределах
рудных тел рудные минералы, представленные самородным золотом,
теллуридами золота, пиритом, марказитом, висмутином и фаматини-
том, встречаются обычно в виде мелких вкрапленных выделений и
прожилочков среди сильноизмененных дацитов. В том случае, когда
последние обладают брекчиевым строением, рудные минералы часто
отлагаются вокруг обломков, образуя типичные кокардовые текстуры.
Текстурные особенности руд месторождений, расположенных
среди молодых вулканических пород, показывают, что отложение мине-
рального вещества в них происходило в основном путем выполнения
открытых трещинных полостей. Широко развиты в них тонкополосча-
тые, крустификационные, гребенчатые и брекчиевые текстуры. В рудах
часто наблюдаются колломорфные образования, свидетельствующие
о значительной роли коллоидных растворов при их отложении. Харак-
терно также присутствие незаполненных полостей.
ГЛАВА XIII
ВОЛЬФРАМОВЫЕ РУДЫ
Для руд вольфрамовых месторождений гидротермального проис-
хождения, как и для руд ряда других металлов, в настоящее время
нет общепринятых классификаций, которые охватывали бы все извест-
ные типы этих месторождений. Среди вольфрамитовых месторождений
Забайкалья О. Д. Левицкий (1939) по минеральному составу выделил:
кварц-топазовый, кварцевый и кварц-сульфидный типы. Эти типы,
однако, не исчерпывают всего многообразия вольфрамовых руд.
Сложность отнесения ряда месторождений к какому-либо типу
часто определяется присутствием в их рудах минералов других метал-
лов, например, олова (касситерит) или молибдена (молибденит), так
что руды становятся уже по существу комплексными.
Описываемые отдельные типы вольфрамовых руд выделены по
минеральному составу. Ниже в основном по литературным данным
будут рассмотрены особенности строения руд вольфрамовых место-
рождений следующих типов: кварц-вольфрамитовые (месторождения
Северо-Коунрадское, Нураталдинское, Караобинское, Циновец,
Цзянси), кварц-сульфидно-вольфрамитовые (месторождения Букукин-
ское, Белухинское, Холтосонское), кварц-шеелитовые (месторождения
Верхне-Кайрактинское, Гумбейское), антимонит-ферберитовые (место-
рождения Ноцарское, Баулдер-Каунти, Ново-Ивановское, Барун-Шиве-
инское).
Типичным представителем руд кварц-вольфрамитового типа
являются рудные жилы Северо-Коунрадского месторождения
(Центральный Казахстан). Согласно В. С. Чурикову (1956, 1959) место-
рождение приурочено к крупному гранитному массиву предположи-
тельно пермского возраста. Оруденение представлено крутопадающими
кварц-вольфрамитовыми и кварц-молибденитовыми жилами и прожил-
ками в зоне тектонических нарушений, вытянутой в северо-восточном
направлении.
Наиболее ранними рудными образованиями являются 'кварц-
молибденитовые прожилки. Кварц-вольфрамитовые жилы и прожилки
формируются позже и нередко рассекают их (рис. 587). В тех случаях,
когда кварц и вольфрамит выполняют трещины, проходящие вдоль ран-
них кварц-молибденитовых прожилков, последние местами приобретают
сложное полосчатое строение (рис. 588), обусловленное расположением
кварц-вольфрамитового прожилка в центральной части кварц-молиб-
денитового.
Кварц-вольфрамитовые жилы обладают четкими, прямолинейными
зальбандами и выдержанной на значительном протяжении мощностью.
Жилы сложены в основном (на 95%) кварцем, а также вольфрамитом,
мусковитом, висмутином, пиритом и другими минералами.
450
Рис. 587. Пересечение кварц-вольфрамитовым прожилком (/) кварц-молибде-
нитового прожилка (2). Вмещающая порода — грейзенизнрозанпый гранит.
Севере-Коунрадское месторожден не. По В С Чурикову. Полированный штуф.
Нат. веч.
Рис. 588. Кварц-вольфрабитовый прожилок (/) располагается в центральной части
кварц-молибденитового прожилка (2} о тонкополосчатой текстурой. Севере-Коунрад-
ское месторождение. По В. С. Чурикову. Полированный штуф. Нат. вот.
Характерной особенностью строения рудных жил является при-
сутствие по их зальбандам мусковитовых оторочек и поперечношесто-
ватое сложение кварцевой жильной массы, подчеркиваемое расположе-
нием отдельных удлиненных кристаллов и агрегатов рудных минералов
перпендикулярно зальбандам. Типичны также друзовые полости с кри-
сталлами различных рудных и нерудных минералов.
Мусковитовые оторочки обычно располагаются в виде симметрич-
ных полосок по обоим зальбандам жилы, нарастая на слюдисто-квар-
цевый грейзен, обычно развитый около рудных жил. В небольших
Рнс 589. Слюдяная оторочка, нарастающая на мускобитовый грейзен, возник-
ший за счет мелкозернистых гранитов. Видно радиалыю-лучистое сложение ото-
рочки. Север о-Коун р адское месторождение. По В. С. Чурикову. Прозрачный
шлиф. Снято в скрещенных николях. X 10
жилках или прожилках, как отмечает В. С. Чуриков, эти полоски почти
смыкаются и в отдельных участках такие прожилки бывают иногда
нацело сложены мусковитом. В более мощных жилах слюдяные ото-
рочки нередко отсутствуют. Широко развито также асимметричное л
прерывистое расположение оторочек и нарастание их на облома I
грейзенизированного гранита, заключенные в кварцевой массе. В послед-
ней иногда также прослеживаются полоски мусковита небольшой про-
тяженности.
Оторочки сложены средне- и крупночешуйчатым мусковитом
в агрегатах которого обычно хорошо заметно радиально-лучистое сло-
жение (рис. 589). Помимо оторочек, мусковит образует в центральны
частях жил неправильные гнезда. Иногда эти скопления мусковита
имеют удлиненную форму и вытягиваются перпендикулярно оальбан-
дам жил. подчеркивая их поперечношестоватое строение.
Для кварц-вольфрамитовых рудных жил Северо-Коунрадского
месторождения наиболее типично массивное и поперечношестоватое
строение кварцевого жильного выполнения. Жилки меньшей мощности
иногда неликом сложены поперечношестоватым кварцем, длинные
индивиды которого местами протягиваются от одного зальбанда жилы
452
. другого. У зальбандов более мощных жнл шестоватое строение
редко выявляется благодаря присутствию удлиненных кристал^ов
-зких минералов, как вольфрамит, висмутин и другие минералы, рас^0_
Ьагающихся перпендикулярно зальбанду.
Для вольфрамита характерны удлиненные таблитчатые
. алиновидно сужающиеся по направлению к зальбандам
Г 590). Иногда в тонких кварц-вольфрамитовых прожилках
-ольфрамита вытягиваются от
1дного зальбанда до другого.
Наблюдается также располо-
- ъние наиболее крупных кри-
сталлов вольфрамита в при-
альбапдовых частях жил, где
го агрегаты местами слагают
рчти сплошные оторочки. На-
иболее типично, однако, для
ольфрамита, как и для ряда
других минералов, весьма не-
равномерное распределение
го в рудных жилах, приводя-
щее к появлению его гнездо-
бразных скоплении в одних
частках жил и к почти полно-
му отсутствию в других.
Особенностью строения
рудных жил является, как уже
было отмечено также присут-
ствие в них друзовых поло-
стей. Последние в жильном
выполнении расположены как
в центральных частях жил, так
и у их зальбандов. Полости
обычно бывают выстланы кои-
сталлами горного хрусталя,
иногда вольфрамита, изредка
кристалликами шеелита (рис.
591). Наряду с друзовыми пу-
стотами часто встречаются
мелкие удлиненные полости ти-
па шелон.
кристаллу
жил (рис’
кристаллы
Рис. 590. Кристаллы вольфрамита (чернО£л
клиновидной формы, распотожениые в квар.
цсвой жиле у ее зальбанда (внизу сннмьа)
Севере-Коунрадское месторождение. Yja
В. С. Чурикову. Штуф- Нат. вел.
Описанные особенности
строения кварц-вольфрамитовых руд Северо-Коуирадского месторо-
ждения позволяют с определенной уверенностью говорить о формиро-
вании основных слагающих их минералов (вольфрамита, кварца, мус_
ковита) в течение одной стадии минерализации.
Изучение строения жнт и текстур руд ряда других кварц-вольфра_
митовых месторождений свидетельствует, однако, о наличии в них
разновозрастных минеральных ассоциаций, что говорит о значительН0
более сложном процессе их формирования.
Несомненный интерес в этом отношении «представляют некоторЬ]е
наблюдения В. II. Степанова в Н у р а т а л д и н с к о м (Центральной
Казахстан) кварц-вольфрамитовом месторождении. Рудные тела Ме-
сторождения представчены кварцевыми и топаз-*кварцевыми жилами
со слюдяными оторочками и содержат вольфрамит, пирит, висмутин и
другие минералы. Вмещающие породы — биотит-кварцевые кристалли-
ческие сланцы.
Как и на Севере-Коунрадском месторождении здесь присутствуют
ранние кварц-молибденитовые прожилки, а также предшествующие
453
им кварц-полевошпатовые прожилки, не сопровождающиеся измене-
нием боковых пород. Наибольший интерес представляют, однако, кварц-
вольфрамитовые жилы с постоянно прослеживающимися мусковито-
выми оторочками и более поздние, местами накладывающиеся на пер-
вые, кварц-вольфрамит-топазовые жилы с неизменно присутствующим
пиритом и менее развитой мусковитовой отсрочкой. Около тех и других
жил вмещающие породы превращены в м усков ит-кварневый грейзен.
К Наиболее поздним образованиям относятся топазовые жилы с желе-
зистым вольфрамитом, флюоритом и селлаитом Эти жилысопровожда-
Рис. 591 Друзовая текстура кварц-вольфрамитовой руды. В друзовой полости
в кварцевой массе видны кристаллы кварца, кристаллики шеелита (/), нара-
стающие на таблитчатый кристалл вольфрамита (2), и сростки ромбоэдрических
кристаллов родохрозита (3). Севсро-Коунрадское месторождение.
По В. С. Чурикову. Штуф. • 2
ются весьма интенсивным изменением боковых пород, приводящим
к возникновению топазового грейзена.
В. И. Степанову удалось обнаружить весьма четкие доказатель-
ства более позднего образования кварц-топазовых жил с вольфрами-
том и пиритом и нх наложения на кварц-вольфрамитовые жилы
с хорошо выраженными мусковнтовыми оторочками. На рис. 592 при-
веден пример такого наложения. Тонкая симметричная жилка муско-
вита, переходящая по простиранию в кварц-вол ьфрамитовую жилку
с мусковнтовыми оторочками, здесь разорвана вдоль нижнего (левая
часть снимка) и верхнего (правая часть снимка) зальбандов и возник-
шее пространство выполнено топ аз-кварцевым агрегатом с флюоритом,
отличающимся от более позднего флюорита топазовых жил. Деформа-
ция и разрыв мусковитовой жилки особенно хорошо видны в правой
части снимка.
В тех случаях, когда разрыв происходит не вдоль зальбандов,
а в центральной части жилок, установить наложение удается лишь
после детальных исследований состава и взаимоотношений минералов.
454
В прожилке с симметрично расположенными мусковитовыми отороч-
ками, показанном на рис. 593, поздний кварц топазовый агрегат с пири-
том выполняет центральную часть жилки.
Кварц-вольфрамит-топазовые жилы с пиритом обладают часто
характерными особенностями строения. К ним прежде всего относится
шестов а тое строение, обусловленное расположением зерен кварца и
чередованием столбчатых выделений топаза и кварца. Эти столбча-
тые выделения не представляют собой, однако, удлиненные монокри-
сталлы, а сложены зернистым агрегатом кварца и топаза. Шестоватое
строение жил местами подчеркивается также аналогичным располо-
Рис. 592. Кварц-топазовый прожилок (/) с флюоритом (2), расположен-
ный вдоль зальбандов мусковнтового прожилка (3). В правой части
снимка видны деформация и разрыв последнего. Белые кристаллики
в кварц-бнотптовых сланцах, вмещающих прожилки — пирит. Нурзталдин-
ское месторождение. По В. И. Степанову. Полированный штуф. Нат, вел.
жением пластинчатых выделений пирита, состоящих из сросшихся
кристаллов пирита, ориентированных таким образом, что диагональ
уплощенного куба их обычно перпендикулярна зальбандам жилы.
Особенно интенсивное 'воздействие на кварц-вол ьфрамитовые жилы
оказывают .поздние топазовые жилы и прожилки. Эти жилы часто об-
ладают неправильными ограничениями, обусловленными образованием
не только путем выполнения трещи иных полостей, но и путем замеще-
ния боковых пород, подвергающихся сильной топазизации. Топазовый
прожилок с флюоритом и селлаитом показан на рнс. 594. В местах
пересечения топазовыми жилками кварц-вольфрамитовых прожилков
последние подвергаются почти полной переработке. Как это видно на
рис. 595, кварц-вольфрамитовый прожилок с пиритом наблюдается
лишь в правой части штуфа и далее не прослеживается. На его про-
должении располагается темный участок топазового грейзена, возник-
шего около топазовой жилки (находится слева, вне снимка). Весьма
интересно, что при образовании топазового грейзена на месте кварц-
вольфрамитового прожилка в последнем произошло растворение
кварца и вынос, кремнезема, а на месте прожилка возникли агрегаты
455
Рис. 593. Кварц-топазовый прожилок (/) с пиритом, расположенный в цен-
тральной части кварц-вольфрамит-мусковитового прожилка с мусковнто-
выми оторочками (2). 3 — кварц-биотитоные сланцы. Нураталдинское
месторождение. По В. И. Степанову. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 594. Топазовый прожилок в песчанике (темно-серое), превращен-
ном в топазовый грейзен. Нураталдпнское месторождение.
По В. И. Степанову. Штуф. X 1,5
I — топаз. 2 — флюорит 3 — селлаит (MgF2).
, j !на-
топаза, флюорита и метакристаллы вольфрамита, размер которых ;
чительно превышает мощность прожилка.
Из других, более поздних процессов, происходящих после форми-
рования кварц-вольфрамитовых рудных жил. большой интерес nIlbl^
ставяяет процесс калишпатизацни, местами интенсивно проявлен! ч
в Караобииском месторождении (Центральный Казахст^^'
Л. П- Ермилова наблюдала в кварц-вольфрамитовых жилах много*,
ленные суб параллельные прожилки калиевого полевого шпата, ра'~ик
кающие и замещающие жильный кварц (рис. 596) и грейзен. Прог*тсд
новепие в кварц прожилков калиевого полевого шпата сопровождав
Рис 596. Кварц-вольфрамитовый прожилок (/) с кристаллами пирита
(черные) в грейзенщцрованиом биотит-кварцевом кристаллическом
сланце. В левой части снимка прожилок замещен топазовым грейзеном
(2) с флюоритом (5) п вольфрамитом (4). Нураталдинское месторожде’
нне. По В. И. Степанову. Полированный штуф. Нат. вел.
явлением грануляции зерен кварца (рис. 597). В более поздние л °
менты 'рудообразования калиевый полевой шпат нередко замеща^тсн
агрегатами жнльбертита.
Аналогичные прожилки калиевого полевого шпата опио^11^
Ф. В. Чухровым (1960) в кварц-мол ибденитовых жилах Восто1'^.
Коунрадского молибденового месторождения I.Центральный
захстан). Здесь в участках максимального проявления процесса
шпатизации наблюдалось разубоживание рудных тел вслед.с^вие
выноса молибдена. В парагенезисе с калиевым полевым iun*jT
в прожилках нередко встречается флюорит. Прожилки и метасом***
ческие образования калиевого толевого шпата развиты также в ою '
жильных грейзенах. Интенсивная калншпатизация в некоторых слу4*
приводит здесь к возникновению довольно крупных флюорит-nojr
шпатовых метасоматических тел.
Известное месторождение Ци новей (Циннвальд) в Чехо^“
вакии, описанное во многих руководствах по рудным месторождения*1’
также относится к кварц-вольфрамитовому типу, хотя и обла,^
рядом специфических особенностей.
Рис. 596. Сгбпараллельные прожилки позднего калиевого полевого шпата,
секущие жильный кварц. Караобпиское месторождение. Но Л. П Ермиловой.
Полированный шт\ф Снято в косом свете Нат. вел
Рис. 597. Прожилки калиевого полевого шпата (/), ссккщпе жильный
кварц (2). В кварце наблюдается начальная стадия явления грануля-
ции. Караобпиское месторождение. По Л. П. Ермиловой. Поэзрачный
шлиф. Снято в скрещенных николях. X 20
Месторождение образовано системой пологопадающих и круто-
падающих жил, расположенных в гранитах, прорывающих в виде инт-
рузивного купола вмещающие кварцевые порфиры. Поверхность инт-
рузива полого падает во все стороны под кварцевые порфиры. Основ-
ные жилы залегают очень полого, параллельно друг другу и почти
параллельно контакту гранита и кварцевого порфира.
Пологие рудные жилы обычно обладают мощностью в несколько
десятков сантиметров. Главные минералы — кварц, циннвальдит,
топаз, калиевый полевой шпат, вольфрамит и касситерит; реже при-
• £72 2 £22 з 4 5 вм 6 7 [S&ss|
Рис. 598 Схематический разрез рудной жилы месторождения Циновец (по Р. Беку)
/ — гранит; 2 — грейзен, 3 — кварц, 4 — циннвальдит; б — вольфрамит, 6 —касситерит; 7—флюорит
сутствуют шеелит и флюорит и весьма редко отмечаются гюбнерит,
арсенопирит, сфалерит и другие сульфиды.
Схематическое строение рудной жилы по Р. Беку (Beck, 1909)
показано на рис. 598. Циннвальдит образует симметричные полоски
по обоим зальбандам кварцевой жилы, а также наблюдается в виде
небольшой тонкой просечки в кварцевой массе. Вольфрамит и касси-
терит нарастают на слюдистую оторочку. В друзовых пустотах в цент-
ральной части кварцевой жилы встречаются флюорит и шеелит.
Весьма интересные данные получены М. Штемпроком (Stemprok,
I960, 1961) при детальном изучении строения жил в забоях горных
выработок, текстурных особенностей руд и взаимоотношений главных
рудсобразующих минера тов. Наблюдения над взаимоотношениями
главных жильных минералов — кварца и циннвальдита показали, что
приведенное на рис. 598 симметричное расположение циннвальдитовых
оторочек вдоль зальбандов кварцевой жилы встречается сравнительно
редко. Гораздо чаще циннвальдит образует гнездообразные скопления,
нередко выполняющие полости между кристаллами кварца. Часто
такие гнезда соединяются в полоску, проходящую в центральной части
жилы и состоящую из незакономерно ориентированных чешуек цин-
459
нвальдита. Нередко наблюдается сочетание асимметричных прерывистых
оторочек по одному нз зальбандов с выполнением циннвальдитом дру-
зовых полостей в кварце в центральной части жилы. Иногда располо-
жение нескольких параллельных зальбандам полосок циннвальдита
обусловливает появление своеобразных полосчатых текстур в жилах
(рис. 599). Особенно интересные взаимоотношения этих минерало»
показаны М. Штемпроком (Stemprok, 1961) на большой прекрасно
выполненной фотографии забоя. Здесь, в кварцевой жиле, расщеплен-
ной на два субпараллельных прожилка, циннвальдитовая полоска, рас-
Рис. 599 Полосчатая текстура кварц-цпннвальдитовой жилы. Циннвальдит
(черное) образует вдоль обоих зальбандов жилы массивного кварца
(серое) по две полоски, разделенные кварцем, состоящие из таблитчатых
кристаллов, ориентированных перпендикулярно зальбандам. Гранит вдоль
жилы подвергся неравномерной грейзенизацни. Месторождение Цнновец.
По М. Штемпрок (фото Я. Барта). '/з иат. вел.
положенная в прожилке лежачего бока параллельно его зальбанду, от-
ходит от кварцевого прожилка и в виде самостоятельного прожилка
рассекает гранит и кварцевый прожилок висячего бока. В некоторых
жилах с симметричными циннвальдитовыми оторочками, последние
местами косо заворачивают к центру жилы, рассекая кварц в виде
отчетливого прожилка. На рис. 600 показан интересный случай, когда
асимметричная циннвальдитовая оторочка прн небольшом изменении
направления зальбанда кварцевой жилы сохраняет свое горизонталь-
ное положение и переходит из зальбанда вдоль тонкой трещинкн
в кварцевую жильную массу.
Эти н многочисленные другие наблюдения приводят М. Штем-
прока к выводу о том, что циннвальдитовые оторочки вдоль зальбан-
дов жил и полоски в жилах возникают в кварце метасоматическим
путем, причем растворы, из которых отлагается циннвальдит, для
своего проникновения используют контакт кварцевой жилы и грани-
тов и трещинки в кварцевой жильной массе.
460
Рис. 600. Кварцевая жила с асимметрично рас-
положенной циннвальдитовой оторочкой, прохо-
дящей вначале вдоль нижнего зальбанда, а за-
тем отклоняющейся по трещинке в кварцевую
массу. Месторождение Циновец Зарисовка по
М. Штемпрок
1 — гранит, 2 — циннвальдит; 3 — кварц с друзовыми
полостями.
Топаз, как и циннвальдит, местами образует симметричные по-
лоски по контакту жилы с гранитом, но гораздо чаще встречается
в виде изолированных, иногда соединяющихся гнездообразных скоп-
лений неправильной формы. От этих скоплений или полосок топаза
у зальбандов в кварц нередко отходят тонкие прожилочки топаза, сви-
детельствующие о его более позднем образовании. Иногда в жилах
наблюдаются брекчиевые текстуры, в которых агрегаты топаза цемен-
тируют обломки кварца.
Весьма сложным является установление возрастного положения
вольфрамита, который большинством исследователей в кварц-вольфра-
митовых жилах рассматривается как более ранний или одновремен-
ный с кварцем минерал.
М. Штемпрок приводит дан-
ные, указывающие па его
более раннее образование
по сравнению с циннваль-
дитом и топазом, которые
местами пересекают кри-
сталлы вольфрамита в виде
прожилочков. Он высказы-
вает предположение о более
позднем по отношению к
кварцу отложении вольфра-
мита, возможно, даже в ви-
де метакристаллов.
Калиевый полевой шпат
в жилах, согласно М. Штем-
проку, является одним из
поздних минералов. Места-
ми он образует в кварце гу-
стую сеть прожилков. Ино-
гда наблюдаются самостоя-
тельные полоски калиевого
полевого шпата вдоль одно-
го из зальбандов жилы, воз-
никающие путем разъеда-
ния кварца, округлые остат-
ки которого кое-где сохраняются среди скоплений калиевого полевого
шпата. Возрастные взаимоотношения полевого шпата и циннвальдита
в жилах достоверно установить не удается. Однако тот факт, что при
замещении калиевым полевым шпатом околорудного грейзена, состоя-
щего из кварца, циннвальдита, топаза и флюорита, замещению подвер-
гается в основном кварц, а циннвальдит сохраняется незатронутым,
указывает, по мнению М. Штемпрока, на более позднее образование
калиевого полевого шпата.
На основании изучения строения рудных жил и возрастных взаи-
моотношений минеральных агрегатов М. Штемпрок намечает следую-
щую последовательность рудообразования: 1) кварцевая стадия —
возникли кварцевые жилы, 2) грейзеновая стадия — сформировались
околорудные грейзены и произошло образование в жилах циннваль-
дита, топаза, вольфрамита и касситерита, 3) полевошпатовая ста-
дия— в рудных жилах отложился калиевый полевой шпат, развиваю-
щийся за счет кварца, и 4) наиболее поздняя сульфидная стадия —
образовались мало распространенные сульфиды, барит в виде само-
стоятельных жил и другие минералы.
Выдвигаемая последовательность формирования кварц-вольфра-
митовых рудных жил необычна и не во всем достаточно доказана, но,
несомненно, заслуживает внимания, поскольку основывается на изуче-
461
нии большого фактического материала. Аналогичная последователь-
ность отмечается для вольфрамитовых месторождений Южного Китая
(Davis, 1961).
Несомненный интерес представляет описание крупнейших в мире
вольфрамовых месторождений в Южном Китае (провинция
Цзян-си) в работе Сой Ке-цинь (Ke-Chin Hsu, 1943). Многочисленные
жилы располагаются здесь как в гранитах, так и во вмещающих их
осадочных породах вблизи от гранитных интрузивов. Жилы образова-
лись главным образом путем выполнения правильных параллельных
трещин, характеризующихся удивительно постоянным простиранием
и падением на большом расстоянии.
Жилы сложены массивным кварцем, в котором неравномерно рас-
пределены вольфрамит, касситерит, сульфиды и другие минералы (мус-
ковит, ортоклаз, турмалин, флюорит, топаз, берилл, альбит, серицит,
хлорит и кальцит). Таблитчатые кристаллы вольфрамита достигают
величины в 30 см (в среднем 3—9 см).
Наряду с массивными текстурами руд отмечаются и грубополосча-
тые. Слюда, берилл, вольфрамит, касситерит и реже турмалин обычно
приурочены к призальбандовым частям жил, центральная же часть их,
как правило, выполнена массивным кварцем. Отдельные кристаллы
вольфрамита и касситерита закономерно распределены в массивном
кварце. Изредка в кварцевых жилах наблюдается гребенчатая тек-
стура. В друзовых пустотах, встречающихся в небольшом количестве
почти во всех жилах, наблюдаются хорошо образованные кристаллики
кварца, мусковита, висмутина, флюорита, касситерита и шеелита.
Во многих жилах спорадически появляются минералы, связан-
ные с относительно более поздней, сульфидной, минерализацией.
Нередко пирит и халькопирит в ассоциации с хлоритом встречаются
в виде отчетливых прожилков. Ранние минералы при этом обычно
замещаются более поздними. В топазе, например, часто развиваются
серицит и хлорит, на месте его образуются также сфалерит, халько-
пирит и галенит. Ортоклаз большей частью подвергается замещению
серицитом и хлоритом.
Большой интерес представляет изменение боковых пород. Гра-
ниты, вмещающие вольфрамовые жилы, превращаются в грейзен на
расстоянии от 0,5 до 2 м от жич. Интенсивность изменения обычно
увеличивается по направлению к жиле, что дает возможность выде-
лить несколько зон.
Внешняя зона представляет собой измененный гранит, в котором
биотит и часть плагиоклаза замещены светлой слюдой (мусковитом).
Совместно с последней на месте плагиоклаза местами встречаются
мелкие зерна вторичного кварца. При замещении биотита нередко
наряду с мусковитом возникают лейкоксен и немного гематита. Пла-
гиоклазы изменены в значительно большой степени, чем калиевый
полевой шпат.
Ближайшая к жиле внутренняя зона является нормальным грейзе-
ном, представляющим собой макроскопически плотную сахаровидно-
зернистую породу светлого голубовато-серого или зеленовато-серого
цвета. Под микроскопом это равномернозернистая порода, состоящая
из неправильных зерен кварца и светлой слюды и иногда флюорита.
Биотит и полевые шпаты первоначального гранита полностью исче-
зают. Кварц обычно составляет 55—70%, остальное приходится на
долю светлой слюды.
Вдоль некоторых крупных близко расположенных кварц-вольфра-
митовых жил местами наблюдается «кварцевый грейзен», содержащий
до 85% кварца.
Интересно, что в кварц-мусковитовом грейзене, сопровождающем
рудные жилы, из -рудных минералов встречается касситерит, а воль-
462
фрамит отсутствует, тогда как в жилах эти минералы присутствуют
иногда в равных количествах.
В тех случаях, когда рудные жилы залегают среди филлитов,
сланцев и аргиллитов, около жил появляются турмалин и мусковит.
Эти минералы возникают в боковых породах вначале в виде отдель-
ных рассеянных метакристаллов, количество которых по мере прибли-
жения к жиле постепенно возрастает и непосредственно примыкающая
к жите порода бывает целиком сложена турмалином и мусковитом.
В месторождениях кварц-сульфидно-вольфрамитового типа в со-
ставе руд, помимо вольфрамита, весьма существенную роль играют
сульфиды (халькопирит, сфалерит, галенит и др.). В некоторых слу-
чаях наблюдается даже преобладание сульфидов над вольфрамитом
и тогда жилы 'принимают облик обычных сульфидных месторождений.
К месторождениям этого типа 'принадлежат известные забайкаль-
ские месторождения: Букукинское и Белухинское.
Рудное поле Букукинского месторождения (Левицкий, 1939)
сложено гранодиоритами, рассекаемыми дайками аплитов, лампрофи-
ров, гранодиорит-порфиров. Кварц-вольфрамитовые жилы, содержа-
щие обычные количества сульфидных минералов, залегают в гранодио-
ритах. На месторождении развиты пологопадающие и крутопадающие
жилы, различающиеся по своему строению, текстурным особенностям
п минеральному составу.
Исследователи, детально изучавшие эти месторождения (Левиц-
кий, 1939; Щеглов 1956; Барабанов, 1961; Онтоев, 1962 и др.), прихо-
дят к выводу о том, что строение рудных жил и текстурные особен-
ности руд в значительной мере определяются характером рудовмещаю-
щих трещин и особенностями их развития в течение процесса рудооб-
разования.
Рудные жилы, приуроченные к по.югопадающим трещинам раз-
рыва, представляют собой типичные жилы выполнения и характери-
зуются резкими контактами с вмещающими их гранодиоритами,
довольно постоянной мощностью и массивными текстурами руд. Жилы
сложены серым крупнокристаллическим кварцем (на 80—90%), воль-
фрамитом, молибденитом, мусковитом, флюоритом, пиритом, сфалери-
том. халькопиритом, пирротином, висмутином и другими менее распро-
страненными минералами (Онтоев, 1962). Околожильные изменения
выражаются в грейзенизации, причем зона грейзенизированных пород
незначительна и не превышает 0,2—0,5 м. У контакта жил обычно раз-
вит кварц-мусковитовый или кварц-флюорит-мусковитовый грейзен
мощностью от нескольких сантиметров до 0,1—0,2 м. Далее отме-
чается постепенный переход в грейзенизированный, затем, по мере уда-
ления от жилы, в серицитизированный и, наконец, в почти неизменен-
ный гранодиорит (Левицкий, 1939).
Изучение строения пологопадающих жил и взаимоотношений мине-
ральных агрегатов позволило Д. О. Онтоеву (1962) наметить некоторые
закономерности в распределении минералов в жилах по направлению
от зальбандов к центральным частям.
У зальбандов жил часто бывают развиты характерные прерыви-
стые оторочки мусковита мощностью от 0,2 до 0,5—1 см, прослеживаю-
щиеся по обоим зальбандам на протяжении нескольких метров. На
крупные листочки мусковита, слагающего оторочки, нарастает кварц,
вольфрамит, висмутин и другие минералы.
Другой особенностью пологопадающих жил является присутствие
в них молибденита, мелкие и крупные (до 0,5 см) чешуйки которого
также располагаются в виде оторочек, преимущественно в призаль-
бандовых частях жил, но иногда нарастают на плитчатые включения
гранодиоритов. Оторочки нередко, подобно мусковитовым, выдержи-
ваются на протяжении нескольких метров.
463
Жилы сложены крупнокристаллическим кварцем с вольфрамитом.
Характерно поперечпошестоватое строение кварца с расположением
удлиненных его зерен перпендикулярно зальбанду.
Вольфрамит встречается в виде крупных (до 10—15 см) толсто-
таблитчатых кристаллов, располагающихся в крупнокристаллическом
кварце либо изолированно, либо объединяющихся в гнездообразные
скопления. Последние нередко представлены лучистыми срастаниями
Рис. 601 Лучистые агрегаты вольфрамита (черное) в жильном кварце (светло-се-
рое) ориентированы перпендикулярно зальбанду кварц-вольфрамитовой жилы.
Букукинскос месторождение. По Е. П. Малиновскому. Штуф. Нат. вел.
удлиненных кристаллов вольфрамита, ориентированных обычно пер-
пендикулярно зальбандам жилы (рис. 601).
Кварц выполняет промежутки между крупными кристаллами воль-
фрамита. В участках с гребенчатым кварцем удлиненно таблитчатые
кристаллы вольфрамита и довольно широко развитые удлиненно приз-
матические агрегаты висмутина подчеркивают поперечпошестоватое
строение кварца. Изредка в жилах наблюдаются отдельные деформи-
рованные кристаллы вольфрамита или висмутина, залеченные жильиым
кварцем. Сульфидные минералы— пирит, сфалерит, реже пирротин и
халькопирит - располагаются обычно в промежутках между кристал-
лами вольфрамита, висмутина и кварца, образуя вкрапленные выделе-
ния и мелкие гнезда.
Центральная часть рудных жил в отдельных их участках бывает
сложена прерывистой зоной крупнокристаллического кварца, почти
лишенного вольфрамита, висмутина н обычных сульфидов. В этом
кварце неизменно присутствуют многочисленные мелкие чрузовые
пустоты, выполненные кристаллами горного хрусталя, флюорита,
464
а также мелкими кристаллами позднего вольфрамита, пирита, сфале-
рита, лучистыми агрегатами козалита, лиллианита и другими минера-
лами.
На основании особенностей строения рудных жил, закономерно-
стей распределения в них различных минеральных агрегатов и отсут-
ствия каких-либо четких признаков тектонических нарушений в про-
цессе их формирования Д О. Онтоев (1962) приходит к выводу о по-
следовательном отложении этих агрегатов от зальбандов жил к их
центральной части в течение одной стадии минерализации.
Рис 602 Изменение минерального состава рудной жилы Зарисовка по Д О Онтоеву
1 — грейзенизироваиный гранодиорит 2 — крупнокристаллический кварц, 3 — вольфрамит, 4—суль-
фиды (сфалерит, пирит пирротин, халькопирит) 5 — гнезда кальцита
Большой интерес представляют взаимоотношения вольфрамита и
сульфидов Обилие последних в жилах составляет, как уже отмеча-
лось, характерную особенность их состава Сульфиды (сфалерит,
пирит, пирротин и халькопирит) наблюдаются не только в виде нерав-
номерно рассеянных вкраплений и мелких гнезд в жильном кварце, но
образуют более крупные обособления в тесной ассоциации с вольфра-
митом. Скопления сульфидов наблюдаются часто в виде прерывистых
полос вдоль обоих зальбандов кварцевой жилы, причем вольфрамит
в таких участках может и отсутствовать. Д. О. Онтоев наблюдал также
интересные случаи изменения минерального состава рудных жил. На
рис. 602 можно видеть смену кварц-вольфрамитового участка рудной
жилы кварц-сульфидным, причем сульфиды в последнем почти полно-
стью выполняют жильную полость, а вольфрамит совершенно исче-
зает. Такие соотношения Д. О. Онтоев объясняет фациальной сменой
вольфрамитового оруденения существенно сульфидным в течение одной
стадии минерализации
465
Следует, однако, отметить, что, (помимо рассматриваеь}ого
Д. О. Онтоевым последовательного отложения вольфрамита и супь_
фидов, не сопровождаемого тектоническими подвижками, и явлени^‘ми
разъедания вольфрамита сульфидами, в некоторых жилах иаблк^да_
ется ряд признаков, свидетельствующих о более поз днем образова(1ИИ
некоторых сульфидов. Прежде всего это относится к хальконирцту
Рис. 603. Халькопирит (белое) рассекает в виде прожилков
крупные таблитчатые кристаллы вольфрамита (серое), заключен-
ные в кварце (светло-серое). Букукинское месторождение- Поли-
рованный штуф. Нат. вел
В изученных автором образцах А. Д. Щеглова, представленных <\„а_
стациями кварца, вольфрамита, сфалерита и халькопирита лрожи^ки
последнего нередко рассекают таблитчатые кристаллы вольфра\)ита
Рис. 604. Кварц-вольфрамитова я руда с большим количеством сульфидов
В центральной части штуфа наблюдается разъедание вольфрамита халькопири*
том. Букукинское месторождение. По А. Д. Щеглову. Полированный штуф*
Нат. вел.
1 ~ вольфрамит; 2 — сфалерит; 3 - халькопирит; 4 пирит; 5 — висмутин; 6 — кварц.
(рис. 603). Довольно часто встречаются также явления разъед811ия
вольфрамита халькопиритом. На рис. 604 видно, что среди халькоп
рита местами сохраняются лишь небольшие разъеденные остатки пе„_
воначального крупного кристалла вольфрамита. Постоянно ассоц1Ь
ирующий с халькопиритом сфалерит не замещает вольфрамит. Прцве
денные факты еще не позволяют относить выделение вольфрамиту п
некоторых поздних сульфидов в пологопадающих жилах к Разным
стадиям минерализации, но указывают на необходимость более детазь
ного изучения взаимоотношений вольфрамита и сульфидов.
466
В жилах местами встречаются также тонкие прожилки позднего
кварца, относящегося, видимо, к более поздним стадиям минерализа-
ции. В штуфе с крупнотаблитчатым вольфрамитом (рис. 605) к про-
жилочкам позднего кварца, рассекающим как вольфрамит, так и ран-
ний крупнокристаллический 'кварц, в отдельных участках приурочены
выделения халькопирита. Иногда такие прожилки пересекают не
только ранний серый кварц и вольфрамит, но и парагенетически свя-
занные с ним сульфиды — сфалерит и пирит. Так, па рис. 605 большое
зерно сфалерита разбито прожилками белого кварца и а три обломка
Рис. 605 Крупнотаблитчатый радиально-лучистый вольфрамит (/) среди массы
крупнокристаллического кварца (2). Прожилок позднего кварца (белое) рассекает
ранний кварц, вольфрамит и сфалерит (3). Белые хорошо образованные кри-
сталлы— пирит. Светлые прожилки в вольфрамите — халькопирит. Букукинское
месторождение. По А. Д. Щеглову. Полированный штуф. Нат. вел.
и, кроме того, пронизано многочисленными тонкими кварцевыми жилоч-
ками.
Здесь наблюдаются и другие интересные соотношения между
поздними образованиями и вольфрамитом. При внимательном рас-
смотрении фотографии штуфа можно заметить, что нижний кристалл
лучистого агрегата вольфрамита сильно изъеден кварцем. Первона-
чальные его ограничения, по-виднмому, продолжались до кристалла
пирита, нараставшего на вольфрамит. Среди крупнотаблитчатого воль-
фрамита можно видеть выделения халькопирита, рассекающего длин-
ные лучистые кристаллы вольфрамита в виде тонких прожил очков
либо выполняющие промежутки между ними. В тесиой ассоциации
с халькопиритом находится слюдистый минерал (жильбертит), обра-
зующий в нем лучистые сростки пластинчатых кристаллов, нарастаю-
щие на вольфрамит. Прожилочки халькопирита в вольфрамите мес-
тами пересекаются прожилочками позднего кварца, однако большей
частью последний встречается в халькопирите в виде хорошо образо-
ванных кристаллов.
467
В халькопирите часто наблюдаются мельчайшие выделения стан-
нина, располагающиеся в виде прямолинейно ориентированных цепо-
чек (рис. 606) и возникшие, по-видимому, в результате распада твер-
дого раствора. В халькопирите встречаются также мелкие выделения
сфалерита звездчатой формы.
Весьма интересно то, что сходные цепочки выделений станнина
наблюдаются и в расположенных среди халькопирита хорошо образо-
ванных кристаллах кварца. На рис. 607 можно видеть, как прямоли-
нейно вытянутая полоса цепочек станнина, протягивающаяся из ниж-
него правого угла снимка в верхний левый, проходит сначала среди
халькопирита, затем, не меняя своего направления, входит в хорошо
образованный кристалл кварца, а затем снова наблюдается в халько-
пирите.
Этот факт совершенно определенно указывает на то, что кри-
сталлы кварца представляют собой метакристаллы, образовавшиеся
позже халькопирита из растворов, особенности состава которых спо-
собствовали растворению халькопирита и сохранению незатронутым
станнина, оказавшегося в этих условиях устойчивым. Метакристаллы
кварца содержат в виде включений также звездчатые выделения сфа-
лерита.
В кристаллах пирита в халькопирите также наблюдаются вклю-
чения сфалерита звездчатой формы и мельчайшие выделения станнина.
Кристаллы кварца иногда нарастают со всех сторон на хорошо обра-
зованные кристаллы пирита (рис. 608).
Более позднее возникновение кварца по отношению к пириту хо-
рошо видно на рис. 609, где два метакристалла кварца, нарастающие
на метакристалл пирита, соединяются между собой прожилочком
кварца, проходящим по границе халькопирита и метакристалла пирита.
Приведенные соотношения кварца и пирита свидетельствуют о возник-
новении метакристаллов пирита до появления в халькопирите мета-
кристаллов кварца. Таким образом, здесь удается установить редко
встречающееся последовательное, несколько разорванное во времени,
образование в халькопирите метакристаллов различного состава —
пирита и кварца.
На некоторых участках пологопадающих жил, таким образом,
помимо основного жильного выполнения, представленного ассоциацией
кварца, вольфрамита и сульфидов, встречаются кварцевые прожилки,
относящиеся к более поздним стадиям минерализации и секущие ран-
ние ассоциации.
Иными особенностями строения и состава обладают жилы, распо-
ложенные в крутопадающих трещинах (Левицкий, 1939). Крутопадаю-
щие жилы Букукинского месторождения отличаются весьма сложной
морфологией. Для них характерно чередование небольших раздувов
с почти полными пережимами, иногда жилы постепенно выклинива-
ются, переходя в зону маломощных прожилков.
Минеральный состав крутопадающих жил также отличается от
состава пологопадающих жил. Здесь отмечается большое число гене-
раций кварца, поздний марганцовистый вольфрамит и гюбнерит, ассо-
циирующие с поздним кварцем, сфалеритом и триплитом, заметные
количества галенита. Типичные для пологопадающих жил крупноче-
шуйчатый молибденит, висмутин и сульфовисмутиты свинца в них от-
сутствуют.
Наиболее широко развиты в рудах полосчатые текстуры. Много-
кратные подвижки приводят к появлению в жилах характерной плит-
чатой отдельности, параллельной зальбандам. По зальбандам таких
жил и по границам отдельных плиток кварца наблюдаются типичные
борозды скольжения. Полосчатые текстуры жил при этом подчерки-
468
Рис. 606. Мельчайшие выделения стан-
нина (темно-серое) располагаются сре-
ди халькопирита (светло-серое) в виде
параллельных цепочек. Чеоные пластин-
чатые кристаллы — жильбертит. Буку-
кинское месторождение. Полированный
шлиф. Снято с иммерсией. X 165
Рис. 607. Метакристалл кварца (чеРНЬ|й
шестиугольник) и халькопирит (свет-
ло-серое) ------
точечные
кристалл
кукинское
содержат ориентированны®
выделения станнина. Белый
(слева вверху) — пирит- Бу-
месторождение. Пол/1Рован"
ный шлиф. X 325
Рис. 608. Метакристалл пирита (белое)
с включениями звездчатых выделений
сфалерита и цепочек мельчайших вы-
делений станнина обрастает метакри-
сталлами кварца (черное).Окружающая
масса — халькопирит (светло-серое).
Букукинское месторождение. Полиро-
ванный шлиф. X 85
Рис 609. Метакристаллы кварц*1 (чер-
ное), нарастающие иа метакРисталл
пирита (белое), соединяются тонким
кварцевым прожилком, проходя^1*®1 по
границе халькопирита (светло1сеРое'-
Букукннскос месторождение, ротиро-
ванный шлиф. X 325
ваются расположением поздней ассоциации галенита и других суль-
фидов по границам кварцевых полосок.
Полосчатые текстуры возникают также при раскрытии кварцевой
жильной массы и выполнении образующихся полостей более поздним
кварцем На рис. 610 среди тонкополосчатого жильного кварца можно
видеть прожилок позднего кварца, к зальбандам которого приурочены
мелкие кристаллики вольфрамита и выделения сфалерита. На рис. 611
среди крупнокристаллической массы раннего кварца расположен про-
жилок позднего сахаровидного кварца с мелкотаблитчатыми кристал-
ликами гюбнерита.
Большое значение при формировании крутопадающих жил, со-
гласно О. Д. Левицкому (1939), имели процессы метасоматоза вме-
щающих пород. Полосчатое строение жил в значительной мере опре-
деляется присутствием полос неравномернозернистого кварца, образо-
вавшегося путем замещения захваченных жильной массой плоских
обломков гранодиорита. Об участии процессов метасоматоза в образо-
вании рудных тел свидетельствуют также расплывчатые границы жил
и слияние жильного кварца с измененной боковой породой, иногда
приводящее к почти полному исчезновению первоначальных границ
жилы.
Околожильные изменения вмещающих гранодиоритов выражены
очень резко и охватывают зону до нескольких метров. Характерно
образование агрегата серицитоподобной слюды за счет биотита и агре-
гата кварца и серицита с подчиненными флюоритом и апатитом за счет
плагиоклаза. Флюорит в виде крупных кристаллов появляется также
наряду с сульфидами I пиритом, сфалеритом, галенитом) около руд-
ных жил в кварц-серицитовой породе.
Текстурные особенности крутопадающих жил, характеризующиеся
широким развитием полосчатых текстур, объясняются О. Д. Левиц-
ким (1939) особенностями трещинообразования. Оруденение приуро-
чено к ряду сближенных параллельных трещин скола, рассекающих
гранодиорит и местами соединяющихся друг с другом.
Степень раскрытия трещин на протяжении ослабленной зоны
была различной. В тех участках, где трещины оказались наиболее
открытыми, формирование жильного тела сопровождалось, по-види-
мому, спокойной кристаллизацией минералов с образованием крупно-
кристаллического кварца. В местах слабого раскрытия ‘трещин боль-
шое значение приобретали процессы метасоматоза. Кристаллизовав-
шиеся минералы частью заполнили трещинные полости, частью
заместили удлиненные обломки боковой породы, заключенные между
трещинами. Таким образом, жильная масса рудных тел в этих случаях
имела неодинаковое происхождение, чем и объясняется часто наблю-
даемое неоднородное строение жил.
Крутопадающие жилы образовались в течение нескольких стадий
минерализации (Левицкий, 1939; Щеглов, 1956) Помимо наложения
кварц-сульфидной стадии минерализации (с расположением триплита,
сфалерита, галенита и других сульфидов по трещинкам в раннем
кварце и прожилков сахаровидного кварца с гюбнеритом), в жилах
нередко наблюдаются наиболее поздние прожилки халцедоновидного
кварца с ферберитом. Прожилок такого белого мелкозернистого кварца
с розетковидными агрегатами и отдельными тонкопластинчатыми кри-
сталлами ферберита показан на рис. 612. В большом количестве среди
мелкозернистого кварца присутствуют довольно крупные кристаллы
фиолетового флюорита. Иногда такие прожилки проникают в раздроб-
ленные массы раннего кварца с крупнотаблитчатым вольфрамитом и
разъедают последний.
В некоторых случаях воздействие на вольфрамит растворов, отла-
гающих поздний- кварц, приводит к выщелачиванию вольфрамита и
470
Рис. 610. Прожилок позднего кварца (светлое в центре
снимка) рассекает ранний полосчатый кварц (теино-
серое). Черное-—-вольфрамит. Букукинское месторожде-
ние. По Е. П. Малиновскому. Штуф. */5 нат. вел.
Рис. 611. Прожилок позднего сахаровидного кварца (белое) с меткотаблитчатым
гюбнеритом (черное) в раинем кварце (серое). Тонкие серые прожилки в позд-
нем кварце— тонкозернистый роговиковый кварц. Букукинское месторождение.
По А. Д. Щеглову. Полированный штуф. Нат. вел.
образованию «пустот, лишь частично выполненных поздним кварцем
(рис. 613) и местами «пластинчатым кальцитом. Растворение кристал-
лов вольфрамита свидетельствует о том, что состав поздннх раство-
ров, по крайней мере на какой-то стадии нх изменения, существенно
Рис. 612. Прожилок позднего мелкозернистого кварца (белое) с тоикопластинча-
тыми кристаллами вольфрамита (черное) и хорошо образованными кристаллами
флюорита (темно-серые квадратные и прямоугольные сечения). Темная оторочка
по зальбанду прожилка — тонкозернистый кварц. Букукинское месторождение. По
А. Д. Щеглову. Полированный штуф- Нат. вел.
Рис. 613. Выщелоченные участки пластинчатых кристаллов вольфрамита (чер-
ное), расположенных в крупнокристаллическом кварце (серое), выполняются
поздним мелкозернистым кварцем (белое). Букукинское месторождение.
По А. Д. Щеглову. Штуф. Нат. вел.
отличался от состава ранних растворов, из которых отлагался воль-
фрамит.
Рудные жилы Белухинского месторождения, как и жнлы
Букукинского месторождения, наряду с кварцем и вольфрамитом со-
держат большие количества сульфидов (пирита, сфалерита, пирро-
472
тина, халькопирита, висмутина), а также тетрадимит, самородный"
висмут и другие минералы (Симонов, 1959).
Наиболее широко распространены массивные текстуры кварц-
сульфидно-вольфрамитовых руд. Иногда руды сложены крупнокри-
сталлическим кварцем, в котором расположены таблитчатые кри-
сталлы вольфрамита и сульфиды, выполняющие промежутки между
кристаллами последнего. Весьма часто, однако, крупнотаблитчатый
вольфрамит в рудных жилах бывает обособлен от сульфидов.
И. 3. Симонов (1959), изучавший руды месторождения, отмечает не-
однократно наблюдавшиеся случаи брекчирования крупнотаблитча-
тых кристаллов вольфрамита и цементации их кварцем с сульфидами.
Им наблюдались также самостоятельные кварц-сульфидные прожилки,
местами секущие рудные жилы, сложенные крупнокристаллическим
кварцем с таблитчатым вольфрамитом.
На основании этих данных И. 3. Самонов приходит к выводу
о том, что рудные жилы сформировались в течение двух стадий мине-
рализации— кварц-вольфрамитовой и кварц-сульфидной. Причем
минеральные ассоциации этих стадий минерализации обычно совме-
щены в пространстве и, видимо, близки по времени отложения.
Интересной особенностью руд этого месторождения является при-
сутствие халцедоновидного кварца и ассоциирующего с ним фербе-
рита, образующихся в течение четко выраженной наиболее поздней
стадии минерализации. Халцедоновидный кварц слагает нередко само-
стоятельные жилы. Помимо ферберита, в них присутствуют пирит,
арсенопирит, антимонит, бертьерит, флюорит, кальцит и другие мине-
ралы. Жилы халцедоновидного кварца нередко обладают полосчатой
текстурой, обусловленной чередованием полос халцедоновидного
кварца различной окраски и с различной крупностью зерен. Реже-
полосы халцедоновидного кварца чередуются с полосами темно-фиоле-
тового и зеленого флюорита. Изредка наблюдаются кокардовые тек-
стуры руд, связанные с отложением халцедоновидного кварца с фер-
беритом в пустотах между кристаллами раннего гребенчатого кварца.
Образец такой руды, взятый по всей мощности рудной жилы, пред-
ставлен на рис. 614. В правой части снимка видна слюдяная оторочка
жилы с листочками слюды, расположенными своими длинными сторо-
нами перпендикулярно зальбанду. Значительная часть образца сло-
жена крупными хорошо образованными кристаллами раннего кварца.
Большой интерес представляет тесная ассоциация позднего мелкокри-
сталлического ферберита с тонкозернистым халцедоновидным кварцем.
Эти минералы в виде последовательно чередующихся каемок обра-
стают кристаллы кварца, а также нарастают на слюдяную оторочку.
Обычно в этих поздних образованиях, выполняющих промежутки
между кристаллами кварца, наблюдается следующая смена слагаю-
щих .их минералов: первой на кристаллах кварца отлагается каемка
серого халцедоновидного кварца, затем каемка, состоящая из много-
численных мелких беспорядочно расположенных кристалликов фербе-
рита (рис. 615, 616). Эта каемка опять сменяется двухмиллиметровой
каемкой серого халцедоновидного кварца. Наконец, остающиеся по-
лости выполняются чрезвычайно тонкозернистым опаловидным квар-
цем. Характерной особенностью агрегатов этого кварца является их
волокнистое и местами колломорфное строение, по-видимому, свиде-
тельствующее о их гелевой природе. Иногда в опаловидном кварце
наблюдаются ничем не заполненные пустоты, в которых можно видеть
почковидную поверхность его образований.
Кварц-гюбнеритовые руды Холтосонского месторождения
(Джидинское рудное поле, Западное Забайкалье) также содержат
значительные количества сульфидов (Повилайтис, 1960) и поэтому
рассматриваются среди сульфидно-вольфрамитовых руд. Район место-
473
Рис. 614. Кокардовая текстура. Крупные кристаллы кварца (серые) обра-
стают каймами халцедоновидного кварца и ферберита (черныекристаллики).
Белое — опаловвдиый кварц. Месторождение Белуха. По И. 3. Самонову
Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 615. Чередование каемок халцедо-
иовидного кварца (белое) и кристалли-
ков ферберита (черное). Слева внизу—
опаловидный кварц. Месторождение Бе-
луха. Прозаичный шлиф. Х10
Рис. 616. То же, что на рис. 615, ио
снято в скрещенных ииколях. Хорошо
видно мелкозернистое строение халце-
доновидиого кварца и весьма тонкозер-
нистое опаловпдного кварца.
рождения сложен кембрийскими эффузивно-осадочными породами и
палеозойскими грааитондами (кварцевыми диоритами и Др ), среди ко-
торых располагается большинство рудных жил. Вблизи контакта
кварцевых диоритов с -породами эффузивно-осадочной толщи, послед-
няя прорвана небольшими интрузиями мезозойских лейкократовых
гранит-порфиров, к которым приурочено молибденовое оруденение
штокверкового типа (Первомайское месторождение).
Вольфрамовое оруденение, описание которого приводится, по дан-
ным ЭД. М. Повилайтис (1960) и Е. П. Малиновского, представлено
кварц-гюбнеритовыми жилами с пиритом, затем наиболее распростра-
ненными гюбнерит-кварцевыми жилами со значительными количест-
Рис. 617. Кристаллы гюбнерита, раздробленные и сце-
ментированные жильным кнарцем. Холтосонсное место-
рождение. По И. М. Повилайтис. Штуф. Нат. вел.
вами сульфидов (блеклой рудой, пиритом, галенитом, сфалеритом и
халькопиритом), редкими кварц-родохрозит-ф.пооритовыми жилами
с гюбнеритом и наиболее поздними жилами и прожилками халцедоно-
видного кварца с вольфрамитом.
Кварцевые жилы с гюбнеритом и пиритом обычно сложены мас-
сивным молочио-белым кварцем, в котором неравномерно и беспоря-
дочно распределены крупные кристаллы гюбнерита (размером от 2 до
15 см). Хорошо образованные кристаллы гюбнерита иногда раздроб-
лены и сцементированы кварцем (рис. 617). В некоторых же случаях
в крупных кристаллах гюбнерита наблюдаются хорошо образованные
кристаллы кварца (рис. 618).
Эти взаимоотношения гюбнерита и кварца, по мнению ЭД. ЭД. Пови-
л айтис, указывают на выделение последнего из растворов в процессе
рудообразования в более широком интервале времени по сравнению
с гюбнеритом.
Наиболее распространенные гюбнериг-кварцевые жилы с сульфи-
дами отличаются от гюбнерит-кварцевых жил более сложным строе-
нием, связанным с наложением на кварц-гюбнеритовую стадию мине-
рализации более поздней кварц-сульфидной Стадии. Наряду с массив-
ными текстурами руд в этих жилах большое значение приобретают
полосчатые текстуры.
^Массивные текстуры руд развиты преимущественно в участках
жнл с повышенной мощностью и в их раздувах. Для большей же
части жил характерно полосчатое строение, обусловленное появле-
нием среди крупнозернистого кварца прожилков позднего мелкозер-
475
Рис. 618. Включения идиоморфных кристаллов жильного кварца в круп-
ном кристалле гюбнерита. Холтосопское месторождение. По М. М. По-
вилайтис. Штуф. Нат. вел.
Рис. 619. Полосчатое распределение гюбнерита (черное) и мелкозернистого
кварца (серое и светло-серое). Холтосонское месторождение. По М. М. По-
вилайтис. Полированный штуф. Нат. вел.
истого кварца с мелкокристаллическим гюбнеритом (рис. 619) и суль-
: идами (пиритом, галенитом, блеклой рудой, сфалеритом, халькопи-
ритом), реже шеелитом. Эти прожилки расположены параллельно
•альбандам жилы и чередуются с полосками крупнозернистого кварца.
Иногда они прослеживаются непрерывно на десятки метров. Полосча-
-<^е строение местами развито более или менее равномерно по всей
мощности жильного выполнения.
Значительно чаще трещины и рассланцевание проявляются в раи-
м кварце в виде узких зон внутри жил. На рис. 620 такие зоны рас-
анцованиого и обогащенного сульфидами кварца представлены чер-
Рис. 620. Полосчатая текстура кварц-сульфидно-гюбнеритовой руды.
Сульфиды (черное) совместно с поздним кварцем образуют в массе ран-
него кварца (серое) топкие ветвящиеся полоски. Гюбнерит (/) присут-
ствует в виде отдельных вкрапленных выделений в кварце. Холтосон-
ское месторождение. По Е. П. Малиновскому. Фото жилы в забое.
V25 нат. вел.
ными тонкими ветвящимися и выклинивающимися полосками, сложен-
ными в основном поздним кварцем, галенитом, сфалеритом н пири-
том. В раннем кварце хорошо видчы кристаллы гюбнерита. Зоны
рассланцевания в кварце .нередко прослеживаются в одном из зальбан-
дов жилы либо .пересекают ее.
Эти особенности полосчатых текстур кварц-сульфидно-гюбнерито-
вых руд обусловлены тектоническими подвижками, происходившими
в плоскости ранней кварц-гюбнеритовой жилы и отложением вдоль
возникающих трещин минералов кварц-сульфидной стадии минерали-
зации.
Из срастаний главного рудообразующего минерала гюбнерита
с другими минералами большой интерес представляют его взаимоот-
ношения с более поздними сульфидами и шеелитом. Тетраэдрит, сфа-
лерит, галенит и халькопирит местами цементируют раздробленные
зерна гюбнерита. Иногда наблюдается интенсивное разъедание гюб-
нерита этими сульфидами.
Как весьма характерный -процесс изменения гюбнерита М. М. По-
вилайтис (1960) отмечает его интенсивное замещение шеелитом (рис.
621).
Следует упомянуть также довольно распространенное явление
выщелачивания гюбнерита с появлением на его месте в кварцевой
массе характерных полостей. Эти полости приурочены к участкам
Рис. 621. Кристалл гюбнерита (/) замещается по грсщннкам
шеелитом (2). Холтосопское месторождение. По Е. П. Малинов-
скому. Прозрачный шлиф. Снято в скрещенных николях. х 46
Рис. 622. Кристаллы шеелита в полостях выщелачивания гюбнерита.
Холтосонское месторождение. По *М. М. Повила нтис. X 10
жильного кварца, прилегающим к трещинам или прожилкам более
поздних 1кварца, сульфидов, шеелита и флюорита. Полости бывает
выстланы кристалликами вольфрамита или кварца, иногда шеели'Г3
(рис. 622). Возникновение их связано с воздействием на гюбнерит н
другие более раииие минералы растворов кварц-сульфидной стадии
478
I даерализации, из которых происходило отложение сульфидов,
• ита и других поздних минералов.
С молибденитом гюбнерит ассоциирует очень редко, хотя BOJJb.
< амовая минерализация Холтосонского месторождения и молибдецо.
Рис. 623. Идиоморфные чешуйки молибденита (белое) в зерне гюбне-
рита (светто-серое) с зональным строением. Холтосонскос месторожде-
ние. По М. М. Повилайтис. Полированный шлиф. > 165
Рнс. 624. Зерно гюбнерита в мусковитовом грейзене. Отчетливо виден
ксеноморфизм гюбнерита (белое) по отношению к мусковиту. Холто-
сонское месторождение. По М. М. Повилайтис. Полированный шлиф.
X 85
вая минерализация Первомайского месторождения Джидинского руд-
ного поля связываются большинством исследователей с единым маг-
матическим источником. В кварц-гюбнеритовых жилах молибденит
479
обычна отсутствует, так же как гюбнерит в кварц-молибденитовых
прожилках. М. М. Повилайтис (1960) описывает редкий случай нахож-
дения обоих минералов в кварц-мусковитовом грейзене около пирит-
гюбнеритового прожилка. В срастаниях этих минералов отчетливо
наблюдается идиоморфизм молибденита по отношению к гюбнериту
(рис. 623), устанавливаются даже хорошо образованные кристаллики
молибденита, заключенные в гюбнерите. Наблюдениями в прозрач-
ных и полированных шлифах выявляется более поздняя кристаллиза-
ция гюбнерита по отношению к минералам, составляющим грейзен.
•Особенно хорошо это видно по неправильной форме выделений гюб-
нерита, выполняющего промежутки между хорошо образованными
кристаллами мусковита (рис. 624).
В поздних кварц-родохрозит-флюоритовых жилах, как и в квар-
цевых жилах, распределение гюбнерита неравномерное. Гнезда гюб-
нерита встречаются как в кварце, так и в родохрозите. Жилы харак-
теризуются полосчатым строением с несимметричным расположением
-сплошных параллельных зальбанду полос сульфидов (пирит, галенит,
сфалерит, халькопирит), родохрозита и флюорита, шестоватым строе-
нием кварца и большим количеством друзовых полостей. В случае
симметричного строения жил по зальбандам располагается кварц,
ближе к центру родохрозит, а центральная часть жилы сложена суль-
фидами. В некоторых жилах центральная часть представлена флюо-
ритом.
Таким образом, текстурные особенности руд этих жил свидетель-
ствуют о том, что из нерудных минералов раньше других из раство-
ров начал выпадать кварц, затем родохрозит и флюорит. Условия на-
хождения гюбнерита указывают на относительно более длительный
период выделения этого минерала, однако до выпадения сульфидов.
Весьма интересны также штокверковые вольфрамовые месторож-
дения кварц-вольфрамитового и кварц-шеелитового типа, обычно пред-
ставленные густой сетью кварцевых и кварц-полевошпатовых прожил-
ков с вольфрамитом, гюбнеритом, шеелитом и другими минералами.
Месторождения этого типа развиты в Западном Забайкалье и
Центральном Казахстане. В Западном Забайкалье вольфрамовые руды
штокверкового типа встречаются на Инкурском месторождении (Джи-
динское рудное поле), где согласно Е. П. Малиновскому и В. И. Игна-
тович (1962), они представлены прожилками калиевого полевого шпата
с шеелитом, секущими их кварц-гюбнеритовыми прожилками и еще
более поздними кварц-флюорит-родохрозитовыми прожилками с суль-
фидами и прожилками роговикового кварца. Штокверковые руды не-
посредственно примыкают к участку развития описанных выше кварц-
гюбнеритовых рудных жил Холтосонского месторождения.
Типичным представителем кварц-шеелитовых штокверковых руд
являются руды Верхне-Кайрактинского месторождения
(Центральный Казахстан). Согласно Г. И. Бедрову (1961), рудное
поле месторождения расположено среди интенсивно рассланцованных
песчано-сланцевых пород верхнего силура. В пределах рудного поля
песчано-сланцевые породы подверглись интенсивному ороговикованию
и превращены в кварц-биотитовые роговики, а на верхних горизонтах,
где интенсивно проявлено гидротермальное изменение пород, — в пи-
рит-кварц-серицитовые породы. Ороговикование пород и штокверко-
вое оруденение связываются с расположенным на глубине предпола-
гаемым массивом пермских аляскитовых гранитов.
Формирование штокверковых руд, по данным В. И. Степанова,
представляло собой весьма сложный процесс, в котором на основании
пересечений прожилков различного минерального состава удается
выделить многочисленные стадии минерализации. К ранним стадиям
480
минерализации о i носятся: кварц-полевошпатовая с ангидритом, молиб-
денитом, шеелитом: кварц-молибденитовая с ангидритом; кварц-ше-
елит-'-пиритовая и мусковит-пирит-вольфрамитовая. Среди более позд-
них стадий минерализации выделяются: топаз-флкюритовая, гюбне-
рит-кварц-адуляровая, сульфидная (сфалерит-халькопирит, галенит)
и др. Процесс формирования штокверковых руд завершается образова-
нием прожилков с цеолитами.
Особенность минерального состава руд месторождения заключа-
ется в том, что основным вольфрамовым минералом в них является
шеелит, а ие вольфрамит, как в других штокверковых и жильных воль-
Рис. 625. Кварч-полевошпатовый прожилок. Микроклин-пертит (/)
располагается по краям прожилка. 2 — кварц с выделениями анги-
дрита и шеелита, 3 — дорудный кварц, возникший при региональном
метаморфизм^ сланцев. Верхне-Кайрактинское месторождение.
По В. Lf. Степанову. Полированный штуф. Нат. вел.
фрамовых месторождениях. Ниже, по данным В. И. Степанова, приво-
дится краткое описание особенностей строения основных рудоносных
прожилков.
К наиболее разним относятся кварц-полевошпатовые прожилки,
в которых кварц и полевой шпат, представленный микроклин-пертитом,
находятся в шарагецетической ассоциации с ангидритом и шеелитом
(рис. 625). Последней неизменно содержит молибден, что отличает его
от шеелита более поздних кварц-шеелит-пиритовых прожилков. Шеелит
обычно незакономерно распределен в массе кварца и может отсутст-
вовать в отдельных участках прожилков. Иногда в тонких кварц--по-
левошпатовых прожилках наблюдаются участки, обогащенные шеели-
том, в которых довольно крупные зерна его местами занимают весь
прожилок (рис. 626).
Калиевый полевой шпат, присутствующий большей частью в оди-
наковых количества^ с кварцем, нередко развит у зальбандов прожцл-
лов, в то время как .кварц выполняет их центральную часть (см. рис.
625) Наблюдаются н такие соотношения кварца и калиевого полевого
шпата, когда преобладает последний. В таких случаях местами дос.та-
Рис. 626. Шселит-кварц-полсвошиатовый прожилок в кварц-бнотитовых
роговиках (черное) Месторождение Вер хне-Кайр актинское.
По В II. Степанову. Полированный штуф. Пат. вел.
1 — шеелит; 2 — кварц Небольшие ярко-белые кристаллики — пирит.
Рис. 627. Кварц-лолевошпатовый прожилок. Кристаллы
микроклин-пертита (/) частично идиоморфны по отноше-
нию к кварцу (2). 3 — молибденит-кв арцевый прожилок;
4 — кварц-пол свою патовые прожилки. Месторождение
Верхие-Кайрактинское. По В И. Степанову. Полирован-
ный штуф. Нат. вел.
точно четко выявляется идиоморфизм полевого шпата по отношению
к кварцу (рис. 627).
Характерной особенностью ква<рц-1полевошпатовых прожилков,
отличающей их от прожилков более поздних стадий минерализации,
является почти полное отсутствие около них изменений во вмещающих
породах.
Сложность расшифровки процесса образования штокверковых руд
определяется прежде всего наложением на ранние прожилки много-
численных более поздних прожилков различного минерального состава.
Наложение проявляется не только в секущих взаимоотношениях про-
Рис. 628. Тонкий кварц-молибденитовый
прожилок (черное), рассекающий полево-
шпатовый прожилок (светлое) параллель-
но его зальбанду. Черное внизу — кварц-
бпотптовый роговик. Верхне-Кайрактпн-
ское месторождение. По В. И. Степанову.
Полированный штуф. Нат. вел.
вндно пересечение более поздними
прожилками ранних кварца и поле-
/килков, позволяющих сравни-
тельно легко установить их отно-
сительное возрастное положение,
но и в широко распространен-
ном замещении минералов про-
жилков, обусловленном проник-
новением поздних растворов по
микротрещипкам. часто располо-
женным в самих прожилках. Та-
кое замещение часто избиратель-
но, замещаются лишь отдельные
минералы. В случае кварц-поле-
вошпатовых прожилков к таким
избирательно замещающимся ми-
нералам относится часто калие-
вый полевой шпат.
Наиболее раннее образова-
ние кварц-пол ев ош патовых про-
жилков обусловливает воздейст-
вие на них растворов всех после-
дующих стадий минерализации.
Однако кварц-полевошпатовые
прожилки формируются не в
один прием. На рис. 627 хорошо
тонкими кварц-полевошпатовыми
вого шпата. Наличие нескольких генераций кварц-полевошпатовы.х про-
жилков приводит к тому, что калиевый полевой шпат ранних прожил-
ков замещается местами агрегатом кварца, ангидрита и позднего поле-
вого шпата, а ранний кварц при этом остается незатронутым. При этом
создается видимость сохранения первичных структурных взаимоотно-
шений.
Интересны взаимоотношения разновозрастных прожилков, с при-
сутствием которых связано их полосчатое строение. На рис. 628 пока-
зан прожилок калиевого полевого шпата, рассекаемый тонким кварц-
мол ибденитовым прожилком, расположенным параллельно зальбанду.
Аналогичный кварц-молибдеиитовый прожилок можно видеть также
и па рис. 627. Кварц-молибденитовые прожилки, по времени своего
образования непосредственно следующие за кварц-полевошпатовыми,
часто образуют в роговиках и самостоятельные прожилки. По данным
В. И. Степанова, молибденит в них в значительной степени образуется
путем извлечения молибдена из раннего молибдошеелита.
Пример продольного пересечения кварц-пол евошпатового про-
жилка кварц-адуляровым прожилком показан также иа рис. 629.
В раннем микроклин-пертите при этом вдоль кварц-адулярового про-
жилка (появляется характерная темная кайма, сложенная мусковит-
кварцевым агрегатом, возникшим за счет замещения микроклина.
Вольфрамовое оруденение связано в основном с кварц-шеелит-
пиритовыми прожилками, которые имеют обычно ничтожную мощность
483
(от долей миллиметра до 3—4 мм). Прожилки часто ветвятся и очень
невыдержанны (рис. 630). Вмещающие их кварц-биотитовые роговики
интенсивно серицитизированы и пиритизированы. Обращает на себя
внимание часто наблюдающееся закономерное изменение размера мета-
кристаллов пирита в роговиках. В сантиметровой -полосе породы, непо-
средственно примыкающей к прожилкам, очень много кристалликов
пирита небольшого размера, а в удалении от прожилков число кри-
сталликов уменьшается, но размер увеличивается до I мм (см. рис
630).
В самих кварц-шеелит-пиритовых прожилках размер зерен пи-
рита еще больший и они обычно характеризуются своеобразной пла-
стинчатой формой, причем
длинной стороной кристал-
лы ориентированы перпен-
дикулярно зальбанду про-
жилков. Шеелит в прожил-
ках представлен часто мель-
чайшими зернами, выявляв
мыми лишь при микроско-
пических или люминесцент
пых наблюдениях. Взаимо-
отношения его с пиритом
в некоторых случаях свид
тельствуют, возможно, о е-
более ранней кристаллиз
ции (рис. 631).
Следует остаиовитьс
также на описании сравни
тельно редкого типа кварь
шеелитовых руд, представ
ленных жилами. На Г ум-
бе й с к о м месторожден|
(Южный Урал) кварцевы
жилы, содержащие шеелч*.
Рис. 629, Поздний кварц-адуляровый прожилок
(белое) продольно рассекает полевошпатовый
прожилок (серое). В полевом шпате вдоль
кварц-адулярового прожилка видна темная му-
сковит-кварцев а я кайма Черное — кварц-биоти-
товый роговик. Верхне-Кайракгинское месторо-
ждение. По В. И. Степанову. Полированный
штуф. Нат. вел.
залегают среди гранитоид
ных пород, прорывающих и метаморфизующих породы осадочно-эфф j
зивной толщи.
Большой интерес представляют особенности строения кварцев .
жил и специфический характер изменения вмещающих их граиито»
дов, изученные Д. С- Коркинским (1955) и А. Ф. Коркинским (19
1959).
Строение кварцевых жил характеризуется развитием кварца в
новной центральной их части и обособлением в узкой полоске окп I
зальбанда шеелита, ортоклаза и анкерита (рис. 632). Особенност • ж»
строения кварцевых жил является их полосчатая текстура, обус м»
ленная появлением ib центральной части жил в крупнозернистом бе iW
кварце параллельных зальбанду прожилков мелкозернистого сер
кварца В отличие от крупнозернистого массивного кварца, облад I
щего иногда гребенчатой структурой, мелкозернистый серый кв |
часто содержит мельчайшие выделения сульфидов. Наблюдается,
шеелит, располагающийся в белом крупнозернистом кварце срезае >
и пересекается жилками серого кварца.
Шеелнт обычно представлен крупными вкрапленными вы де лени* ••
размером до 5 см (рис. 632). Иногда он образует сплошные отор •
вдоль зальбандов. По отношению к крупнозернистому белому ква -
шеелит более ранний минерал. Он представлен идиоморфными ад
нами, иногда зерна шеелнта разъедены кварцем. Возрастные вза
434
отношения с ортоклазом меиее ясны: наблюдаются то включения орто-
клаза в шеелите, то включения шеелита в ортоклазе.
Встречающиеся в кварцевых жилках сульфиды (ширит, молибде-
нит, халькопирит и др.) всегда образуются позже шеелита, местами
прожилки их рассекают шеелит В случае скопления халькопирита
в лризальбандовой части жилок шеелит располагается в ием иногда
в виде крупных вкрапленных выделений (рис. 633). А. Ф. Коржинокий
указывает, что шеелит, помимо приуроченных к зальбанду крупных
Рис. 630. Кварц-шеелит-пиритовые прожилки (белое) в сланцах (черное).
Около прожилков наблюдается сгущение кристалликов пирита (белое).
Верхне-Кайрактинское месторождение. По В. И. Степанову. Полирован-
ный штуф. Нат. вел.
выделений, встречается в виде мелких зерен также среди прожилков:
мелкозернистого серого кварца.
Формирование кварцевых жил с шеелитом сопровождается спе-
цифическим изменением вмещающих нх гранитоидиых «пород, превра-
щающихся в ортоклаз-анкеритовые породы. Это изменение 'получило
даже специальное название «гумбеизации» (Д. С. Коржинский, 1955).
Околожильиые изменения, согласно Д. С. Коржинскому, выражаются
в появлении альбита с вроетками серицита, а с (приближением к квар-
цевой жиле замещением плагиоклаза калиевым полевым шпатом. Тем-
ноцветные минералы замещаются анкеритом и флогопитом с примесью
рутила и пирита.
Непосредственно около кварцевой жилы образуется розовая орто-
клаз-аикеритовая оторочка (см. рис. 632). В ней встречаются также
пирит и рутил. Рутил местами представлен сагенитовыми сростками,
указывающими на то, что ортоклаз и рутил -в этих участках образова-
лись путем метасоматического замещения бнотита граиитоидов. Орто-
клаз и анкерит вдаются в кварц жилы в виде друзовых корок, ио в то
же время обнаруживается скелетное их разъедание и замещение квар-
цем. Разложение боковой породы, развитие ортоклаз-анкеритовой
зоны и разрастание кварцевой жилы, по мнению Д. С. Коржинского,
происходило, несомненно, одновременно, т. е. они представляют раз-
486
ные зоны одной диффузионной метасоматической колонки. Ассоциация
ортоклаза с анкеритом и кварцем, как одновременными минералами,
указывает на относительно низкую температуру процесса замещения.
Руды аитнмоиит-ферберитовОго типа встречаются очень редко.
Они обнаружены в Закавказье, Забайкалье (Барун-Шивеинское, Ново-
Казачинское, Ново-Ивановское месторождения), США (Баулдер-Ка-
унти) н Боливии. Наиболее подробно этот тип руд описан К. И. Чичн-
Рис. 631. Кварц-шселнт-пиритовый прожилок. Пи-
рит (белое) нарастает на шеелит (серое) и местами
рассекает сто. Темно-серое — кварц. Верхне-Кайрак-
ТИнекое месторождение. По В И. Степанову. Поли-
рованный штуф. X 6
надзе (1945) в Ноцарском, Сагебском и Зоп.хитском месторождения'
в Закавказье.
Ноцарское антимон ит-ферберитовое месторождение залегает
в глинистых сланцах лейаса, в пределах меридиональной зоны смятия.
Рудные жилы представляют собой вытянутые полосы перетертой гли-
нистой массы, содержащей включения интенсивно окварцованных об-
ломков глинистых сланцев и четковидно расположенные родные гнезда,
быстро выклинивающиеся в обе стороны. Глинистые счанцы вдоль
жил окварцованы и содержат обильную вкрапленность арсенопирита и
пирита.
Кварц-ферберитовые руды, слагающие гнезда, обладают брекчие-
вой текстурой. Рудные массы выполняют пространство между оквар-
коваиными обломками сланцев. От гнезд нередко отходят мелкие
кварц-ферберитовые жилки, рассекающие вмещающие глинистые
сланцы.
486
Рис. 632. Кварц-шеелитовая жила в гранодиоритах. Шее тит (/) пред-
ставлен крупными выделениями у зальбанда жилы. 2— ортоклаз; 3 —
кварц; 4— пирит По границе с жилой в гранодиоритах наблюдается
светлая ортоклаз-пирит-анкернтовая полоска (5). Гумбейскос месторо-
ждение По А. Ф Коржпискому Полированный шт\Л. Нат. вел.
Рис. 633. Идиоморфные выделения шеелита (в пра-
вой части снимка) средн халькопирита (черное)
в кварц-сульфндпом прожилке. Слева — кварцевый
прожилок (белое). Гумбейскос месторождение. По
А. Ф. Коржпискому. Полированный штуф. Нат. вел.
Выделению ферберита в трещинах и пустотах всегда предшествует
выделение кварца, который в виде короткопризматических щеток ин-
крустирует стенки трещин и обломки сланца. На кристаллы кварца
нарастают щетки кристалликов ферберита (рис. 634), располагаю-
щихся в пустотах параллельно или субпараллелыю друг другу. На
рис. 635 можно видеть, что наибольшего размера достигают кристаллы,
длинные оси которых расположены перпендикулярно тонкой полоске
кварца, отделяющей кристаллы ферберита от сланца.
Ферберит и сопровождающий его кварц местами обнаруживают
интенсивную раздробленность. Дробление происходит вдоль различно
ориентированных полос, местами сохраняются уцелевшие от дробле-
Рис. 634. Расположение кристаллов ферберита в жеоде. Ноцарское место-
рождение. По К. И. Чичинадзе
иия участки ферберита или кварца (рис. 636). Вдоль полос дробления
наблюдаются выделения кварца последующей генерации с антимони-
том, изредка шеелитом. Это относительно позднее оруденение сосредо-
точено в центральной зоне рудных заполнений или же проникает по
мелким полоскам дробления в кварц-ферберитовую массу.
Рудообразование начинается с отложения тонких корочек мелко-
кристаллического кварца иа стенках пустот, нередко в самой кварц-
ферберитовой массе. Корочки кварца при облучении ультрафиолето-
вым светом обнаруживают присутствие небольшого количества
шеелита. На них нарастают крупнокристаллические радиально-лучи-
стые и шестоватые агрегаты антимонита, в которых под микроскопом
выявляются мелкие изометричные зерна марказита. Кроме того, анти-
монит в виде мелких прожилков проникает в кварц-ферберитовую
массу вдоль полос дробления.
Из микротексту рных особенностей, наблюдаемых в антимонит-
ферберитовых рудах, упомянем о разъедании и замещении ферберита
пиритом, происходящих, очевидно, под влиянием остаточных, обога-
щенных серой гидротермальных растворов.
488
Сагебсакое месторождение сходно с Ноцарским, но руды его*
характеризуются значительно большим содержанием шеелита. Здесь-
более ранние кварц-ферберитовые массы подвергаются дроблению..
Рис. 635. Субпараллельное срастание кристаллов ферберита (белое)
Слева — сланец, от леченный от ферберита тонкой полоской кварца
Ноцарское месторождение По К. И. Чичинадзс. Полированный
шлиф. X 17
Рис 636. Участки дробления в ферберите (свстло-ссрое). Темно-
серое- кварц. Ноцарское месторождение. По К- И. Чичинадзе. Полиро-
ванный шлиф. X 17
Вдоль полос дробления отлагается кварц совместно с шеелитом и1
с небольшим количеством ферберита. Шеелит образует мелкие вытя-
нутые прожилки, внедряющиеся в ферберитовую массу вдоль полос
дробления и распространяющиеся вдоль трещин спайности ферберита.
Иногда он образует раздувы, замещая при этом ферберит.
489
Местами эта стадия минерализации представлена самостоятель-
ными жилами, имеющими следующее строение. У зальбандов жилы
сложены мелкозернистым ферберитом, находящимся в тесном сраста-
нии с шеелитом, в сторону от зальбандов следует зона молочного
кварца, содержащего богатые участки шеелита и спорадические кри-
сталлы ферберита. Центральная часть этих жил 'представлена анти-
монитом. между зернами которого располагается кальцит. Такое стро-
ение жил обусловливает их полосчатую текстуру. Таким образом, на
Сагебском месторождении в отличие от Ноцарского ферберит выде-
лялся как в главную рудную стадию (без шеелита), так и в более
позднюю антнмоннтовую стадию (богатую шеелитом).
По данным К- И. Чичинадзе, в одной из сурьмяных жил Зопхит-
ского месторождения также был установлен ферберит, находя-
щийся в тесной ассоциации с шеелитом. Позже, но в ту же стадию
минерализации отлагались киноварь, антимонит и халцедон, обладаю-
щие колломорфной структурой.
На основании приведенных данных К- И. Чичинадзе приходит
к вполне обоснованному выводу о наличии на антимонит-ферберито-
вых месторождениях двух стадий минерализации: ферберитовой и анти-
монитовой. Разделение этих стадий во времени и тесная и постоянная
связь их в пространстве,- свидетельствующие о явлении наложения,
составляют характерную особенность месторождений этого типа. Явле-
ние наложения антимонитовой стадии на ферберитовую, брекчиевая
текстура руд и развитие явлений крустификании 'позволяют говорить
о том, что месторождения эти образовались в близповерхностных
условиях.
Представителем ферберитового типа руд является также место-
рождение Баул дер-Каунт и в Колорадо (США). Рудные жилы
здесь, по данным Ф. Гесс (Hess a. Schaller, 1914) и Т. Лаверннга
{Levering, 1941), залегают в докембрийских гнейсированных биотит-
кварцевых монцонитах, частично в гнейсах и сланцах кровли. Все эти
породы прорываются дайками, состав которых изменяется от лимбур-
гитов до гранитных пегматитов.
Характерно необычайно широкое развитие брекчиевых текстур
руд. Типичная вольфрамовая руда 'представляет собой брекчию, состоя-
щую из обломков вмещающих пород или раннего жильного кварца,
сцементированных тонкозернистым роговиковым кварцем и мелкокри-
сталлическим ферберитом.
Ферберит, кроме того, встречается в виде прожилков в жилах рого-
викового кварца. Реже наблюдается брекчирование ферберита и рас-
положение его обломков в позднем кварце.
В большом количестве в рудах месторождения встречаются дру-
зовые пустоты, выстланные хорошо образованными кристалликами фер-
берита, облик которых, как указывает К. И. Чичинадзе (1945) совер-
шенно сходен с обликом кристаллов ферберита из друзовых пустот
Ноцарского месторождения. В тесной ассоциации с ферберитом,
помимо кварца, находится сидерит, и, что особенно интересно, гойя-
цит— водный фосфат стронция и алюминия, представленный мелкими
изометричными зернами. Сравнительно редко встречающийся в жилах
шеелит является поздним минералом. Он приурочен к пустотам и ас-
социирует с кальцитом и 'поздними глинистыми минералами.
Боковые породы большинства ферберитовых жил сильно изме-
нены, причем изменение носит весьма своеобразный характер. Тонкая
зона серицнтизированной и окремнелой породы, граничащей непосред-
ственно с рудной массой, резко переходит во внешнюю зону аргнллнтн-
зированной породы, которая уже постепенно переходит в свежий квар-
цевый монцонит. Аргиллитизированная порода по преобладающим
в ней минералам подразделяется на несколько подзон: 1) внешнюю
490
Рис. 637. Ферберит (светло-серое) заме-
щает крупнокристаллический шеелит (тем-
по-серое) вдоль трещинок. В ферберите
наблюдается тонкое прожплкообразное вы-
деление антимонита (белое) Рудник Саль-
вадора, Боливия. По Ф. Альфельд v. Поли-
рованный шлиф. У 100
подзону, сложенную в основном аллофаном, монтмориллонитом (.-'),
гидрослюдой и серицитом (в этой подзоне осветленная порода посте-
пенно переходит в свежую породу); 2) переходную бейделлитовую
подзону; 3) внутреннюю подзону интенсивного изменения с большим
количеством диккнта, резко граничащую с серицитовой зоной.
Т. Лаверинг (Lovering, 1941) детально изучавший околожильные
изменения приходит к выводу, что растворы, циркулировавшие по
трещинам были вначале кислыми, но вскоре после отложения фербе-
рита благодаря взаимодействию
с боковыми породами станови-
лись щелочными.
По условиям залегания, тек-
стурным особенностям и мине-
ральному составу к описанным
месторождениям весьма близки
(Ьерберитовые м с с т о р о ж д е-
п и я Боливии (Ahlfeld, 1938).
Незначительная протяженность
жил по простиранию и на глу-
бину, преобладание небольших
рутных гнезд и тонких жилок,
скопление которых образует ме-
стами штокверковые зоны оруде-
нения, присутствие друзовых тек-
стур РУД — все это позволяет от-
носить их также к близповерх
ностным образованиям.
В отличие от закавказских
месторождений здесь, помимо
главных минералов (кварца, фор
берита и антимонита), в жилах
некоторых месторождений (Анко-
рэме, Кондокве) в значительных
количествах присутствует барит.
Некоторые различия наблюдают-
ся также и в возрастных взаимо-
отношениях минералов. Шеелит,
присутствующий в некоторых месторождениях, предшествует фербе-
риту, тонкие прожилки которого проходят по границам зерен и трещин-
кам в шеелите (рис. 637). Ферберит образуется как раньше, так и
позже антимонита. На месторождении Леквейполка встречаются кри-
сталлы антимонита, обросшие кристалликами ферберита.
Большой интерес представляет присутствие в Боливии в районе
развития оловянных и вольфрамовых месторождений (около г. Унсия)
горячих источников, вольфрамсодержащие отложения которых опи-
саны В Линдгреном (Lindgren, 1922). Отложения представляют собой
слоистые известковые туфы, в которых среди горизонтально наслоен-
ного известковистого материала встречаются прослои и линзы опала,
содержащие участки темпо-бурой или черной землистой массы, бога-
той марганцем и вольфрамом.
Средн вольфрамовых месторождений с антимонитом и киноварью
особый интерес представляют описанные А. Д. Щегловым (1959) ме-
сторождения Забайкалья. Барун-Шивеинское, Ново-Казачинское и
Ново-Ивановское ртутно-сурьмяно-вольфрамовые месторождения, по
данным А. Д. Щеглова, расположены среди осадочно-метаморфиче-
ских пород палеозойского возраста и приурочены к зонам крупных
разрывных нарушений, секу ших как породы палеозоя, так и более
молодые образования, включая отложения меловой системы. В преде-
491
•пах зон таких крупных нарушений оруденение, как правило, локализу-
ется в оперяющих главные разломы трещинах, причем рудные тела
представлены в них главным образом 'минерализованными брекчиями
среди дробленых и смятых пород; типичные жилы выполнения для
этих месторождений не характерны.
Оруденение в Барун-Шивеинеком месторождении приуро-
чено к пологопадающим зонам разлома, секущим нижнепалеозойские
сланцы и кварциты. Более хрупкие кварциты подверглись интенсив-
ному дроблению и в них образовались наиболее развитые на место-
рождении руды с брекчиевой текстурой. В этих рудах обломки квар-
цита цементируются главным образом ферберитом и значительно
Рис. 638. Обломки кварцита (1} сцементированы гребенчатым квар-
цем (2) н ферберитом (черное). Барун-Шнвоинское месторождение.
По А. Д. Щеглову. Прозрачный шлиф. X 25
реже антимонитом и киноварью. Размер обломков кварцита дости-
гает иногда 10—15 см в поперечнике, при средней величие обломков
3—5 см.
Основной тип руд на месторождении ферберитовый, ферберит
большей частью выполняет пространство между обломками кварцита.
Весьма часто встречаются микробрекчии, в которых величина облом-
ков не превышает первых долей сантиметра. Такие руды в штуфах
представляют собой плотные темно-серые массы и их брекчиевая тек-
стура, обусловленная цементацией тонкокристаллическим ферберитом
мелких обломков кварцита, выявляется только под микроскопом.
Ферберит в рудах сопровождается светло-серым гребенчатым квар-
цем и небольшими количествами антимонита и киновари. Гребенчатый
кварц часто нарастает непосредственно на обломки кварцита, а оста-
точное пространство выполняется ферберитом (рис. 638). Иногда фер-
берит в виде правильных кайм со всех сторон обрастает обломки вме-
щающих пород, образуя своеобразные кокардовые текстуры.
Более редкие лрожилковые текстуры руд возникают в участках
рудных тел, где кварциты разбиты сетью мелких трещин, в которых
образуются как кварц-ферберитовые прожилки, так и прожилки чис-
того ферберита. Весьма часто прожилки кварца с ферберитом мощ-
492
ностъю в несколько миллиметров тонкой, густой и ветвистой сетью
пронизывают вмещающие породы.
Подчиненное значение на месторождении имеют руды более ран-
них стадий минерализации. Они развиты лишь в отдельных небольших
участках рудного поля и местами встречаются совместно с рудами
ферберитовой стадии минерализации.
Наиболее ранняя стадия минерализации представлена прожил-
ками и небольшими жилами крупнозернистого молочно-белого кварца
с редкой вкрапленностью одиночных крупных кристаллов ферберита,
антимонита и киновари.
Образованию ферберитовых руд предшествует также отложение
руд второй стадии минерализации, с которой связано появление основ-
Рнс. 639. Порфировидная структура руды. Идиоморфные
кристаллы антимонита (белое) среди массы мелкокристалли-
ческого ферберита (серое). Кристаллы антимонита местами
замещены вторичными минералами (темное). Барун-Шивеип-
ское месторождение. По А. Д. Щеглову. Полированный
шлиф. X 6
ной массы антимонита. Антимонит вместе с сопутствующим кварцем
цементирует обломки кварцита и мелкие обломки молочно-белого
кварца первой стадии минерализации. Местами антимонит встречается
в виде обломков в описанных выше ферберитовых «рудах с брекчиевой
текстурой.
Большой интерес представляют взаимоотношения в рудах основ-
ных рудных минералов: ферберита, антимонита и киновари, местами
находящихся совместно.
В изредка встречающихся сплошных антимонитовых рудах второй
стадии минерализации в участках, где развиты более -поздние фербе-
ритовые руды, местами наблюдаются тонкие прожилки ферберита,
секущие антимонит. Неровные, зубчатые границы прожилков, из
которых ферберит местами выступает в антимонит в виде кристаллов
с правильными ограничениями указывает на то, что они, по-видимому,
образовались в значительной мере путем замещения антимонита.
В ферберитовых рудах антимонит иногда образует в ферберите
крупные (до 1—1,5 см) удлиненные кристаллы правильной формы,
местами несколько разъеденные (рис. 639). Сочетание крупных кри-
сталлов антимонита со значительно меньшими по размеру кристалли-
ческими зернами ферберита обусловливает характерный порфировид-
493
ный облик руд, особенно хорошо видный на рис. 640. Подобные
соотношения ферберита и антимонита позволяют с уверенностью
говорить о более раннем отложении последнего.
Киноварь в отличие от антимонита в ферберитовых рудах кри-
сталлизируется неизменно позже ферберита. Иногда она рассекает
ферберит в виде тонких прожилков или выполняет промежутки между
его зернами (рис. 641). Часто киноварь совместно с ферберитом цемен-
тирует обломки кварцитов. Основная масса киновари связана, однако,
е наиболее поздней стадией минерализации, представленной тонкими
ветвящимися прожилками гребенчатого кварца, рассекающими руды
Рис 640 Идиоморфный кристалл антимонита (белое) в ферберите
(серое). Черное — вторичный минерал, замещающий антимонит. Барун-
Шивеинекое месторождение. По А. Д. Щеглову. Полированный шлиф, у 40
всех предшествующих стадий минерализации. В незначительных коли-
чествах в этих прожилках встречаются одиночные кристаллы антимо-
нита и ферберита, нарастающие на гребенчатый кварц.
Приведенные данные А. Д. Щеглова (1959), несомненно, свиде-
тельствуют не только о том, что аптимонитовая стадия минерализации
предшествовала ферберитовой стадии, но и о более раннем отложении
антимонита по сравнению с ферберитом и в самих ферберитовых
рудах. Киноварь по отношению к антимониту и фербериту неизменно
является более поздним минералом.
В рудах Ново -И ваковского месторождения также отчет тнво
устанавливается более раннее проявление антиионитовой стадии мине-
рализации по сравнению с ферберитовой стадией (Щеглов, 1959). Ран-
няя стадия м-инерализации представлена халцедоновидным кварцем
с антимонитом, который цементирует обломки песчаников и слюди-
стых сланцев. Антимонит образует в халцедоновидном криптокристал-
лическом кварце тонкую вкрапленность и местами радиально-лучистые
скопления мелких кристалликов. Прожилки гребенчатого кварца
с ферберитом более поздней ферберитовой стадии пересекают ха.ше-
доновидный кварц с антимонитом (рис. 642). Иногда обломки послед-
него цементируются агрегатами мелкозернистого ферберита.
494
Рис. 641. Киноварь (белое) расположена в промежутках между кри-
сталлически мп зернами ферберита (серое). Барун-ШивсннСкое месторо-
ждение. По А Д. Щеглову. Полированный шлиф. X 40
Рис. 642. Прожилок гребенчатого кварца (/) с ферберитом
(черные кристаллики) в халцедоновидпом кварце с антимо-
нитом (2). Ново-Ивановское месторождение. По А, Д- Щег-
лову. Прозрачный шлиф. X 25
В рудах Ново-Казачинского месторождения большой инте-
рес представляет необычная ассоциация шеелита, антимонита и кино-
вари в пределах одной стадии минерализации.
Геологическое положение, текстурные особенности руд сурьмяно-
ртутно-вольфрамовых месторождений в частности, преобладание брек-
чиевых текстур, и ассоциация ферберита с такими минералами, как
интимонит и киноварь, свидетельствуют о том, что руды этих место-
рождений являются близповерхностными низкотемпературными обра-
зованиями.
ГЛАВА XIV
ОЛОВЯННЫЕ РУДЫ
Руды месторождений олова характеризуются чрезвычайно боль-
шим разнообразием геологического положения, условий образова-
ния и минеральных ассоциаций, в которых встречаются минералы
олова.
Действительно, главный минерал олова касситерит присутствует
в самых различных ассоциациях, начиная от нахождения его в олово-
носных гранитах, где он совместно с топазом и другими минералами
выполняет миароловые пустоты, по существу представляя собой породо-
образующий минерал, и до тесных срастаний его с поздними сульфи-
дами и сульфостаннатами, за счет разложения и гипогенного окисления
которых он образуется в некоторых касситерит-сульфидных месторож-
дениях.
Разнообразие условий нахождения и образования оловянных место-
рождений обусловливает, естественно, большое разнообразие текстур и
особенно структур оловянных руд.
Задача описания строения оловянных руд в значительной мере
облегчается наличием монографии «Геология олова» (С. С. Смирнов
и др., 1947) — большой обобщающей работы по геологии месторожде-
ний олова. Детальное рассмотрение в упомянутой работе геологического
положения оловянных месторождений и генетической связи их с извер-
женными породами позволяет ограничиться в данной главе непосред-
ственным изложением материала по строению оловянных руд.
Впервые предложенная С. С. Смирновым генетическая классифи-
кация оловорудных месторождений, приведенная в названной работе,
предусматривает их разделение на касситерит-пегматитовые, кассите-
рит-кварцевые и касситерит-сульфидные. Дальнейшее изучение оло-
ворудных месторождений советскими геологами показало, что особен-
ности состава руд и геологического положения ряда месторождений не
укладываются в эту классификацию, в связи с чем некоторыми иссле-
дователями было предложено ее расширение.
Ив. Ф. Григорьев и Е. И. Доломанова (1956) описали месторож-
дения, характеризующиеся особенностями, типичными как для касси-
терит-кварцевых, так и для касситерит-сульфидных месторождений, и
выделили их в самостоятельную генетическую группу. Е. А. Радкевич
(1956) предложила выделить в особую генетическую группу касситерит-
силикатные месторождения, представленные метасоматическими турма-
линовыми и хлоритовыми зонами с относительно небольшим количест-
вом сульфидов. К касситерит-сульфидным она относит только те место-
рождения, в рудах которых широко развиты сульфиды, ассоциирующие
с касситеритом.
497
В приводимом ниже описании текстур и структур оловянных руд
автор в основном придерживается более простой классификации
С. С. Смирнова, хотя и отмечает различные по минеральному составу
типы месторождений. В обзоре не рассмотрены руды'касситерит-пегма-
титовых месторождений и очень кратко описаны касситерит-кварцевые
руды. Несколько подробнее освещены руды касситерит-сульфидных
месторождений.
О. Д. Левицкий (1947а) среди месторождений касситерит-кв арце-
вой формации выделяет следующие типы: 1) оловоносных грейзенов,
2) топ аз-кварцевый, 3) полевошпат-кварцевый и 4) кварцевый.
Месторождения оловоносных грейзенов, генетически связанные
с кислыми гранитными интрузиями, возникают в основном метасомати-
Рис. 643. Грейзенизироваииый гранит. Плагиоклаз почти нацело
замещен серицитом и кварцем (/). 2 — кварц гранита. Шуми-
ловское месторождение. По Ив. Ф. Григорьеву и Е. И. Доло-
маповой. Прозрачный шлиф. Снято в скрещенных никелях. X 20
ческим путем при интенсивном воздействии рудоносных растворов на
вмещающие породы.
К типу оловоносных грсйзеиов принадлежит Ш у м и л о в с к о е
месторождение в Западном Забайкалье, изучавшееся О. Д. Левицким
(19476), Ив. Ф. Григорьевым (1953), Е. И. Доломановой и другими.
Согласно этим исследователям грейзеновые тела месторождения, рас-
положенные в гранитах, довольно разнообразны как по своим морфо-
логическим особенностям, так и по составу. Наибольшее распростране-
ние имеют пологопадающие зоны грейзена и грейзеиизированного гра-
нита, развивающиеся около трещин. Эти зоны заключают нередко
неправильные кварцевые обособления и содержат преобладающую
массу касситерита. Кварцевые обособления обычно имеют форму лин-
зовидных тел или коротких, неправильных, изгибающихся и ветвящихся
жил и прожилков.
Грейзенизация гранитоидов начинается с изменения темноцветных
минералов. Биотнт превращается вначале в гидробиотит или хлорит,
а затем полностью замещается светлой мусковитоподобной слюдой.
Одновременно происходит изменение плагиоклаза — сперва он частично
замещается серицитом, а при дальнейшем нарастании процесса грейзе-
низации превращается в агрегат серицита и кварца (рис. 643). Помимо
498
серицита и кварца, по iuiai иоклазу иногда развиваютсн турмалин и
флюорит. Микроклин при этом остается почти неизмененным (рис. 644).
В мусковитовых и флюорит-мусковитовых грейзенах полевые шпаТц
замещаются уже полностью и лишь изредка их реликты наблюдаются
в кварц-мусковитовом агрегате.
Наивысшая степень изменения гранитов характеризуется появле-
нием топаз-мусковитовых и топазовых грейзенов, в которых уже не рас-
познается первоначальное строение породы. Эти разновидности грейзе-
нов представляют наибольший интерес в отношении рудоносности.
Текстурные особенности грейзеновых руд определяются вкраплен-
ным характером распределения рудообразующего касситерита, встре-
чающегося то в виде чрезвычайно редкой, спорадической вкрапленности
мелких зерен среди наиболее широко распространенных на месторожде-
Рис. 644. Грейзенив про ванный гранит Плагиоклаз (/) почти
полностью замещен мусковитом (2), а микроклин (Л1) сохра-
няется свежим. Шумиловскос месторождение. По Ив. Ф. Гри-
горьеву и Е. И. Доломановой. Прозрачный шлиф. Снято в скре-
щенных пиколях. X 46
нии кварц-мусковитовых грейзенов, то в виде более частых и крупных
$ерен в наиболее высокотемпературных топазовых и топаз-мусковито-
зых грейзенах.
Характерной структурной особенностью топаз-мусковитовых грей-
зенов является широко распространенное замещение топаза тонкоче.
дуйчатым плотным агрегатом серицитоподобной слюдки (рис. 645)
Прожилки последней в разнообразных направлениях рассекают зерна
топаза, создавая местами прихотливую сеть, в ячейках которой сохра-
няются изъеденные остатки зерен топаза.
Касситерит в топазовых и топаз-мусковитовых грейзенах встреча-
ется в виде сравнительно крупных зерен (см. рис. 645 н 646). Он обра-
зуется раньше мусковита и флюорита, рассекаясь прожилками этих
минералов. Менее ясны его взаимоотношения с топазом.
Интересной особенностью грейзеновых зон является присутствие
в них касситеритовых и касситерит-вольфрамитовых прожилков. Эти
короткие (до 20 см) и тонкие (0,5—2 см) прожилки, не выходящие за
пределы грейзеновых зон, рассекают в различных направлениях как
грейзен, так и заключенные в нем кварцевые обособления. Прожилки
4$9
в большинстве случаев сложены исключительно мелкозернистым, плот-
ным агрегатом касситерита (иногда совместно с вольфрамитом) и
ничтожным количеством жильных минералов — мусковита, кварца,
топаза.
Рис. 645. Касситерит (/) в топазовом грейзене. Топаз (2)
замещается жильбертитом («3), 4— кварц. Шу мидовское
месторождение. По Ив. Ф. Григорьеву и Е. И. Доломановой.
Прозрачный шлиф. X 20
Рис. 646. Топазовый грейзен с касситеритом (/). 2 — топаз.
Шумиловское месторождение. По Ив. ф. Григорьеву и
Е И. Доломановой. Прозрачный шлиф. X 30
Таким образом, согласно О. Д. Левицкому, начало отложения кас-
ситерита в грейзенизированиом граните относится к наиболее высоко-
температурной топазовой стадии грейзенизации. Однако образование
массы касситерита в виде прожилков связано уже с заключительной
стадией рудообразования.
500
Классическим примером оловоносных грейзенов является месторож-
дение Альтенберг в Рудных горах (ГДР). Оно описано в работах
Р. Бека (Beck, 1909), Г. Шроке (Schrdke, 1954) и О. Эльснера (Oelsner,
1952). Л1есторождение Альтенберг приурочено к небольшому штоку
гранитов, прорывающему гранит-порфиры. Последние образуют мощное
жилообразное тело, внедрившееся по границе массива кварцевых пор-
фиров и гнейсов.
Рудоносные граниты представляют собой тонкозернистую, по краям
штока порфировую, породу. Граниты состоят из олигоклаз-андезина,
пертитового ортоклаза, слюды и кварца.
Верхняя часть гранитного штока на глубину 230 м превращена
в грейзен. Гранит рассечен многочисленными, часто едва заметными
касситеритовыми прожилками,
сопровождающимися с обеих сто-
рон зонами измененного гранита,
так называемого цвиттера. По-
следний состоит из тонкозерни-
стой смеси кварца, темно-зеле-
ной литийсодержащей слюды,
небольшого количества топаза
флюорита и касситерита. На
рис. 647 показан штуф альтен-
бергского гранита с зонами цвит-
тера, особенно хорошо выделяю-
щимися около некоторых белых
прожилков, выполненных в основ-
ном кварцем и топазом. Иногда
прожилки располагаются субпа-
раллельно на очень небольшом
расстоянии друг от друга.
Большое число близко рас-
положенных прожилков наблю-
дается лишь в самой верхней,
апикальной части гранитного ку-
пола, нижняя часть его сложена
плотным грейзеном, в котором
встречаются лишь редкие и уда-
ленные друг от друга кварцевые
прожилки, частично содержащие
вольфрамит н молибденит.
О. Эльснер (Oelsner, 1952) счи-
тает, что грейзеннзация гранитов
Рис. 647. Топаз-кварцевые прожилки
с зонами измененного гранита (темное)
в граните (серое). Месторождение Аль-
тенберг. По Р. Беку. Штуф, ’/г нат. вел.
и образование грейзенового штока
происходили не путем проникновения растворов по трещинкам, а путем
выполнения этими растворами поровых пространств породы.
Возникающий за счет гранита грейзен состоит в основном из кварца
(60,5%), флогопита (31,2%) и топаза (6,4%). Второстепенные мине-
ралы, представленные цирконом, касситеритом, вольфрамитом, молиб-
денитом, флюоритом и сульфидами составляют не более 1,9 %.
Касситерит является главным рудным минералом грейзенов. Он
представлен большей частью чрезвычайно тонкозернистыми агрегатами
и макроскопически не виден. Размер его зереи колеблется от 0,03 до
0,1 мм. Редко встречаются зериа размером 0,2—0,5 мм. Касситерит
обычно образует тонкие срастания с кварцем, топазом и слюдой.
Г. Шроке (Schrdke, 1954) отмечает, что величина зерен касситерита
в грейзене уменьшается по направлению к краям грейзенового
штока. Если в центральной части штока она в среднем составляет
0,1 мм, то ближе к краю распределяются зериа величиной от 0,1
до 0,03 мм.
501
Рис. 648. Касситерит-топазовая рудная жи-
да. Топаз (белое) представлен шестова-
тымп и лучистыми агрегатами, нарастаю-
щими па зальбанд жилы (нижняя часть).
Зерна касситерита (черное) располагаются
у зальбанда жилы и слагают изогнутую
полоску в средней части снимка. Этыкин-
ское месторождение. По Ив. Ф Григорь-
еву и Е. И. Доломановой. Штуф. Нат. вел.
Под микроскопом отчетливо выявляется структура первоначаль-
ной породы. Большие реликтовые зерна кварца окружаются тонкозер-
нистыми новообразованными кварцево-слюдистыми агрегатами, рассе-
каются прожилками и разъедаются. Некоторые реликтовые зерна
кварца при этом обрастают каймой кварца, отличающегося обилием
мелких включений и при наблюдении в скрещенных николях представ-
ленного агрегатом одинаково ориентированных мелких зернышек
кварца.
Типичным представителем касситерит-топаз-кварцевого типа оло-
ворудных месторождений являются руды Этыкннекого место-
рождения в Забайкалье, детально изучавшиеся О. Д. Левицким. Осо-
бенности текстур руд и сраста-
ний главных рудообразующих
минералов охарактеризованы по
данным О. Д. Левицкого (19476),
Ив. Ф. Григорьева, Е. И. Доло-
мановой (1954) и Р. М. Констан-
тинова.
Рудные жилы расположены
в песчанико-сланцевых породах
близ прорывающего их неболь-
шого интрузива амазонитовых
гранит-порфиров. Амазонитовые
гранит-порфиры, с которыми ге-
нетически связано оловянное
оруденение, обладают рядом спе-
цифических особенностей струк-
туры и минерального состава.
По данным О. Д. Левицкого, оии
характеризуются довольно круп-
ными, до 1 см в поперечнике,
вкрапленниками ярко-зелеиого
микроклина и светло-бурой мус-
ковитоподобной слюды, отчетли-
во выделяющимися на фоне мел-
козернистой белой существенно
альбитовой основной массы.
В последней в подчиненном коли-
честве встречаются также микро-
клин, кварц и мусковит и, что
особенно интересно, — топаз и
касситерит. Топаз и касситерит
рассеяны в альбитовой основной
массе вне зависимости от нали-
чия каких-либо жильных тел и связываются О. Д. Левицким с авто-
пневматолитическими изменениями гранит-порфира.
При залегании в плотных песчаниках и сланцах топаз-кварцевые
жилы обладают весьма четкими ограничениями, которые теряются
лишь в участках пересечения жилами немногочисленных даек гранит-
порфиров. В этих участках нередко наблюдается постепенный переход
от жильной массы к интенсивно измененному оруденелому гранит-
порфиру.
А1ииеральиый состав руд довольно сложный. Наиболее распрост-
раненными минералами являются кварц, топаз, слюда, касситерит и
галеииг. В подчиненном количестве встречаются сфалерит, халькопирит,
флюорнт, калиевый полевой шпат и альбит. Редко наблюдаются воль-
фрамит, арсенопирит, станнин, пирит, пирротин, марказит, триплит и
другие фосфаты.
502
По данным О. Д. Левицкого, в рудах отчетливо выявляются три
стадии минерализации, которые разобщены периодами межрудных под-
вижек и заметно отличаются по минеральному составу.
В первую стадию формируется основная масса жильного выполне-
ния, сложенного кварцем, топазом, касситеритом и небольшими коли-
чествами вольфрамита. Вторая стадия характеризуется (наряду с топа-
зом, кварцем и касситеритом) резким увеличением роли мусковито-
подобной слюды и появлением обильных сульфидов, особенно галенита
и сфалерита. Третья стадия отличается от предыдущих своим локальным
проявлением, малым развитием фторсодержащих минералов и явным
преобладанием среди жильных минералов калиевого полевого шпата
и альбита, рассекающих рудные тела в виде многочисленных неправиль-
ных прожилков.
Текстуры руд первой главной стадии минерализации часто являются
массивными, что особенно типично для существенно кварцевых участков
рудных тел. Там, где жилы преимущественно сложены топазом, ха-
рактерно шестоватое и лучистое строение его агрегатов (рис. 648).
Весьма типично также поясовое строение рудных жил, обусловлен-
ное во многих случаях последовательным отложением различных мине-
ралов на стенках трещин. Первым обычно отлагается топаз, сопровож-
даемый касситеритом. Кристаллические зерна последнего в виде само-
стоятельной полосы наблюдаются иногда и на некотором удалении от
зальбанда топазовой жилы, а затем снова следует лучистый топаз
(см. рис. 648). Расположенные у зальбанда топазовые оторочки мощ-
ностью до 2—3 см в направлении к осевой части рудной жилы сме-
няются кварц-топазовой и кварцевой жильной массой. В некоторых
случаях прожилки кварца, отходящие от центральных частей жилы,
рассекают под прямым углом топазовую оторочку и проникают
на небольшое расстояние в боковую породу (рис. 649). О более позднем
отложении кварца по сравнению с топазом свидетельствуют и наблю-
даемые местами прожилочки кварца, рассекающие хорошо образован-
ные кристаллические зерна топаза.
Касситерит, как правило, тесно ассоциирует с топазом и значи-
тельно реже встречается в чисто кварцевых участках жильного выпол-
нения. Кварц в жилах первой стадии представлен крупнокристалли-
ческими агрегатами и содержит обильные газово-жидкие включения;
довольно сильно раздроблен, в связи с чем характеризуется резко
выраженным волнистым и мозаичным погасанием.
С приоткрыванием рудных жил первой стадии минерализации и
отложением минералов второй стадии связано появление полосчатых
и брекчиевидных текстур.
Полосчатая текстура в этом случае бывает обусловлена повторным
открытием жильных трещин и проникновением рудоносных растворов
вдоль зальбандов жилы. При этом, как отмечает О. Д. Левицкий, поря-
док выделения минералов часто не соответствует их расположению
в рудных телах. Наблюдается, например, развитие ранних топаза и
касситерита в осевых, а не в призальбандовых частях жил, в то время
как характерные для второй стадии поздние сульфиды образуют обо-
собленную полоску у зальбанда жил.
Брекчиевидные текстуры руд (рис. 650) характеризуются располо-
жением среди массы крупнокристаллических ранних кварца и топаза,
агрегатов поздних топаза, слюды, кварца, касситерита и сульфидов,
образующих неправильной формы прожилки и участки и как бы цемен-
тирующих ранние минералы (рис. 651). Такое своеобразное брекчие-
видное строение руд обусловлено проникновением поздних растворов по
сложной сети мелких взаимопересекающихся трещин.
Представляют интерес особенности срастания минералов второй
стадии минерализации друг с другом и с ранними минералами. Топаз и
503
Рис. 649. Прожилки кварца (/), отходящие от центральных частей
жилы, рассекают оторочку топаза (2) в зальбанде жилы и вме-
щающую топазовую породу (3). Касситерит (4) располагается как
среди топаза, так и в кварцевых прожилках. Этыкинское место-
рождение. По Ив. ф. Григорьеву и Е. И. Доломаиовой Прозрач-
ный шлиф. X 20
Рис. 650. Брекчиевидная текстура руды. Раздробленные агрегаты ранних
топаза (/), кварца (2), и касситерита (3) цементируются более позд-
ним мелкозернистым агрегатом топаза и касситерита (4). Этыкинское
месторождение. По Р. М. Константинову. Штуф. 2/з иат. вел.
касситерит являются наиболее ранними минералами второй стадиИ-
Они либо входят в состав упомянутой выше топаз-кварцевой или слк>-
дисто-топаз-кварцевой ассоциации, либо слагают почти мономинералр-
ные прожилковые обособления в рудных телах. Позднее образование
топаза второй стадии по отношению к раннему кварцу отчетливо выра-
жено и в нарастании иа кварц радиально-лучистых агрегатов топаза
(рис. 652).
Наблюдается также разъедание крупных зерен кварца мелкозер-
нистым плотным топазовым агрегатом
Касситерит второй стадии в отличие от раннего касситерита пред-
ставлен обычно более мелкими кристаллами размером от десятых долей
Рис. 651. Ранний кварц (правая часть снимка) с волнистым угаса-
нием н поздний кварц -топазовый агрегат (левая часть снимка).
Этыкинское месторождение. По О. Д. Левицкому. Прозрачный
шлиф. Снято в скрещенных никелях. X 20
миллиметра до 0,3—0,4 см. Он развивается в тесной ассоциации с топа-
зом и слюдой, но наряду с этим нередко ассоциирует с сульфидами, осо-
бенно галенитом и сфалеритом. Совместно с галенитом он встречается
в кварц-слюдистых прожилках, секущих ранний топаз.
Слюда, флюорит, кварц и особенно сульфиды являются более
поздиими образованиями второй стадии минерализации. Слюда интен-
сивно замещает топаз. Кварц находится в тесной ассоциации с топазом,
но образует в ием также прожилки. От раннего кварца он отличается
значительно меньшим размером зерен, малым количеством газово-жиД-
ких включений, менее выраженным волнистым угасанием.
Весьма характерные для второй стадии минерализации сульфиды
и особенно галенит, сфалерит и халькопирит приурочены, как правил0»
к топаз-слюдистым и топ аз-кварцевым скоплениям. Причем они боль-
шей частью располагаются по границе скоплений с ранним кварцем.
Третья стадия минерализации играет подчиненную роль в форми-
ровании жильного выполнения. Она заметно развита лишь в участках
пересечения рудных тел дайками гранит-порфиров. Прожилки альбита
и калиевого полевого шпата этой стадии содержат вкрапленность руд-
ных минералов — касситерита, пирита, сфалерита, галенита. В прожил-
505
ках калиевого полевого шпата, рассекающих агрегаты топаза второй
стадии минерализации, касситерит нарастает на топаз и образует
каймы вокруг его включений в калиевом полевом шпате.
Наиболее характерным примером месторождений касситерит-
кварцевого типа являются оловорудные жилы О и ©некого место-
Рис. 652. Лучистые агрегаты позднего топаза, нарастающие на ран-
ний кварц. Этыкинскос месторождение. По О. Д. Левицкому. Про-
зрачный шлиф. Снято в скрсшснных николях. X 20
Рис. 653. Кристаллы касситерита (71 расположены в мусковито-
вой оторочке (2) кварц-касситеритовой жилы. 3 — ороговиковаи-
ный сланец. Ононское месторождение. По Ив. Ф. Григорьеву
Штуф. Нат. веч.
рождения в Забайкалье. Кварцевые жилы с касситеритом приурочены
к системе трещин разрыва и располагаются в метаморфической толще
палеозоя и юрских глинистых сланцах невдалеке от интрузивного
массива пегматоидных гранитов. Обычно жилы ие имеют выдержанных
размеров как по простиранию, так и по падению, часто соединяются
и разветвляются, образуя местами тонкую сетку прожилков.
Строение жил, по данным Ив. Ф. Григорьева, характеризуется
полосчатым распределением слагающих их минеральных агрегатов.
506
В зальбандах жил обычно располагаются оторочки крупнокристалличе-
ского мусковита или реже полевого шпата. Осевая часть жил выпол-
нена молочно-белым или сероватым кварцем.
Границы жил с вмещающими породами обычно четкие. Изменение
пород около жил выражается в их грейзеиизации, нередко выявляю-
щейся благодаря более светлой окраске мусковитового грейзена.
Касситерит распределен неравномерно в виде отдельных зерен и
скоплений, приуроченных главным образом к слюдяным зальбандам
жил (рис. 653).
Нарастание касситерита на мусковитовую оторочку жил представ-
ляет собой весьма типичное явление, наблюдающееся и на других кас-
ситерит-кварцевых месторождениях Забайкалья (рис. 654).
Рис. 654. Касситерит (1) нарастает на оторочку мусковита (2)
в зальбанда рудной жилы. 3 — кварц. Ангатуйское месторожде-
ние. По Ив. Ф. Григорьеву и Е. Й. Доломановой. Прозрачный
шлиф. X 46
Ряд оловорудных месторождений характеризуется особенностями,
типичными как для касситерит-кварцевых, так и для касситерит-суль-
фидных месторождений. К месторождениям такого типа принадлежит
Йнгодинское месторождение (Забайкалье), детально изучав-
шееся Е. И. Доломановой (Григорьев и Доломанов а, 1956). Месторож-
дение расположено в ороговикованных песчано-сланцевых породах и
частично в массиве рудоносных гранит-порфиров. Рудные тела пред-
ставлены небольшими зонами грейзена в гранит-порфире и штокверко-
вой зоной в ороговикованных песчано-сланцевых породах.
Штокверк сложен разновозрастными рудными прожилками, свиде-
тельствующими о длительности формирования месторождения.
Е. И. Доломанова выделяет здесь семь следующих разновозрастных
прожилков: 1) топ аз-кварцевые, 2) полевошпатовые, 3) касситерит-
мусковит-топазовые, 4) турмалин-флюорит-сульфидные. 5) флюорит-
альбитовые, 6) кварц-флюорит-хлоритовые, 7) кварцевые. Песчаио-
сланцевые породы в штокверковой зоне интенсивно грейзеиизированы,
причем состав возникающих измененных пород зависит от состава
рассекающих их прожилков.
Среди многочисленных прожилков, образующих штокверк в пес-
чано-сланцевых породах, наибольшее значение имеют касситерит-муско-
вит-топазовые прожилки, имеющие выдержанную мощность (рис. 655),
507
Рис. 655. Касситерит-кварцевый прожилок в грейзен и зированпом алев-
ролите (/), 2— тонкий прожилок позднего кварца с турмалином, халь-
копиритом, пирротином и пиритом; 3 — мусковит-флюоритовый грейзен
с арсенопиритом; 4—-касситерит; 5 — кварц; 6—арсенопирит. Ингодип
ское месторождение. По Е. И. Доломановой. Полированный штуф.
Нат. вел.
Рис. 656. Прожилок с касситеритом (1) рассекается тур-
малин-сульфидным прожилком (2), 3 — грейзенизироваи-
ный алевролит. Ингодинское месторождение. По Е. И. До-
ломаиовой. Полированный штуф. 2/з нат. вел.
измеряемую обычно миллиметрами или первыми сантиметрами. От вме-
щающего грейзенизирова иного алевролита прожилки отделены обычно
пятимиллиметровой каемкой мусковит-флюоритового грейзена. Касси-
теритсодержащие прожилки рассекаются различными более поздними
прожилками, ио особенно часто турмалии-сульфидными (рис. 656),
причем слагающие последние минералы нередко в месте пересечения
проникают в касситеритовые прожилки и замещают их.
Касситерит в прожилках распределен неравномерно. Он то обра-
зует сплошную мономинеральную оторочку (рис. 657) мощностью от
долей миллиметра до I см, то скопления различной величины, то частую
Рис. 657. Оторочки касситерита (1) в зальбандах кварц-мускови-
тового прожилка (2). Последний тонкими апофизами мусковита
соединяется с арсенопприт-мусковитовым прожилком (5). 4 — арсе-
нопирит; 5 — кварц-флюорит-мусковитовый грейзен. Ингодинское ме-
сторождение. По Е. И. Доломановой. Прозрачный шлиф. Снято
в скрещенных николях. ’<10
или редкую вкрапленность, а местами слагает целиком весь прожилок.
Оторочка касситерита обычно состоит из мелких, наросших друг
на друга зерен касситерита. Кристаллы, обращенные внутрь прожилка
и составляющие внешнюю зону оторочки, обычно имеют правильные
ограничения. Касситерит в прожилках нарастает на тонкую оторочку
мусковита, иногда топаза, реже кварца и арсенопирита.
В участках прожилков, сложенных топазом, касситерит местами
нарастает на топаз, выполняет промежутки между его идиоморфными
зернами (рис. 658), иногда разъедает его.
Топаз целиком слагает прожилки или кристаллизуется в их заль-
бандах в виде оторочки, сменяющейся по простиранию прожилка ото-
рочками кварца, мусковита или касситерита. В зальбанде топазовых
прожилков в виде узкой полосы нередко сначала образуется мелкозер-
нистый топаз, тесно связанный с топазом, замещающим вмещающие
сланцы и алевролиты. Топаз нередко интенсивно замещается мускови-
том. На рис. 658 хорошо видно, что замещение происходит от зальбанда
прожилка и в более крупных зернах топаза удаленная от зальбанда
часть их остается незамещенной.
509
Изучение взаимоотношений топаза с другими минералами позво-
лили Е. И. Доломановой сделать вывод о том, что он кристаллизуется
одним из первых совместно с касситеритом и кварцем, возможно даже
немного раньше этих минералов. Появление топаза в тех участках
прожилков, где вмещающими породами являются богатые глиноземом
глинистые сланцы или алевролиты с глинистым цементом, свидетель-
ствует о возможном извлечении из этих пород глинозема при взаимо-
действии их с рудоносными растворами.
Постоянной составной частью рудных прожилков с касситеритом
является также мусковит, развитый, однако, в меньших количествах,
чем кварц, топаз и арсенопирит. Характерная особенность нахождения
Рис. 658. Топазовый прожилок. Касситерит (/) местами выполняет
промежутки между зернами топаза (2). Вдоль зальбанда топаз
замещается мусковитом (5). 4 — арсенопирит; 5 — мусковитовый грей-
зен. Ингодинское месторождение. По Е. И. Доломановой. Прозрачный
шлиф. Снято в скрещенных ииколях. х 46
мусковита в прожилках, в которых он слагает оторочку у их зальбанда,
заключается часто в постепенном переходе от мелкозернистого муско-
вита иа контакте с мусковитовым грейзеном к крупнозернистым агре-
гатам его по направлению к центральной части прожилков (рис. 659).
Иногда в мусковитовых оторочках наблюдаются реликты мусковитового
грейзена, свидетельствующие о возможном образовании части крупно-
зернистого мусковита за счет перекристаллизации глинистых пород и
замещающего их мусковитового грейзена.
В значительных количествах в прожилках присутствует арсенопи-
рит, образующий нередко скопления кристаллических зерен у зальбан-
дов. Во вмещающих алевролитах он часто встречается в виде метакри-
сталлов (см. рис. 658).
В гранит-порфирах наиболее мощные зоны грейзена приурочены
к пологим трещинам отдельности, расположенным друг над другом
в несколько этажей. Прожилки в гранит-порфирах встречаются значи-
тельно реже, чем в осадочных породах.
Мощность грейзенов в гранит-порфире около прожилков значи-
тельно меньше, чем около пологих трещин отдельности. По составу
грейзены являются мусковит-кварцевыми, кварцевыми и топазовыми.
510
Следует отметить значительно меньшее количество касситерита в грей-
зене в гранит-порфире по сравнению с грейзеном, образующимся
за счет роговиков. Часто в грейзене присутствуют кристаллики воль-
фрамита размером в несколько миллиметров.
Весьма интересны также штокверковые и штокверко-прожилковые
оловянные руды Хннгаиского месторождения на Малом Хингане
(Дальний Восток), приуроченного к небольшому интрузиву гранит-пор-
фиров, прорывающему кварцевые порфиры верхнемелового возраста.
Согласно Г. В. Ициксон (Ициксоп н др., 1959), месторождение пред-
ставляет собой густую сеть тонких ветвящихся беспорядочно распреде-
Рис. 659. Постепенный переход от мусковитового грейзена через
мелкокристаллический мхековит к крупнокристаллическому. Чер-
ное— арсенопирит. Инго ди некое месторождение. По Е. И. Доло-
мановой. Прозрачный шлиф. Снято в скрещенных никелях, х 20
ленных прожилков, сложенных касситеритом, кварцем, железистым
хлоритом, флюоритом и сульфидами (арсенопирит, сфалерит, халько-
пирит и др.). Рудный штокверк пространственно приурочен к зонам
предрудных взрывных брекчий, состоящих из обломков гранит-порфи-
ров, превращенных в серипит-хлорит-кварцевые агрегаты и сцементи-
рованных тонкообломочным и пепловидным материалом. Зона взрыв-
ных брекчий имеет форму неправильной воронки, обращенной вверх
расширенной частью. В отдельных участках рудный штокверк располо-
жен в граиит-порфирах и вне зон взрывных брекчий.
Наиболее широко развиты на месторождении прожилковая и брек-
чиевая текстуры руд.
Прожилковая текстура руды наблюдается обычно по периферий
рудных тел. Она характеризуется развитием единичных обычно неболь-
шой мощности (до нескольких сантиметров) прожилков в гранит-пор-
фирах. Прожилки, как правило, обладают четкими границами и прямо-
линейными очертаниями. Иногда в местах пересечения различно
ориентированных прожилков наблюдается и более сложная их форма-
Характерно отчетливое полосчатое строение прожилков. Обычно в их
периферии наблюдаются каемки касситерита, а центральная часть
выполнена кварцем, хлоритом или флюоритом. Полосчатым строением
511
обладают и некоторые сульфидные прожилки, в которых чередуются
полоски сульфидов, кварца, флюорита, хлорита.
Брекчиевая текстура руд широко развита в центральных частях
рудных тел, где дробление было наиболее интенсивным. В этих участ-
ках возникают брекчии, состоящие из обломков измененных гранит-
порфиров, сцементированных гидротермальным материалом. Во взрыв-
ных брекчиях наблюдаются интересные брекчиевые текстуры, обуслов-
ленные их повторным брекчированием во время рудообразования и
Рис. 660. Брекчиевая текстура руды. Хинганское месторождение. По
Д. В. Рундквисту. Полированный штуф. Нат. вел.
( — туевый порфир; 2 — гр&нш-порфир; 3 — рекикты ц,«м«нса ьарыанлй. брекчии.;
4 — касситерит; 5 — кварц.
преимущественным отложением рудного материала на месте цемента
взрывных брекчий. Реликты цемента нередко еще сохраняются в руд-
ной массе (рис. 660).
Характерной особенностью строения рудных брекчий и прожилков
является частое нахождение в центральных частях слагающего их руд-
ного материала полостей с друзами кристаллов кварца, флюорита, кас-
ситерита, адуляра.
Д. В. Руидквист (1957) описывает также интересные детали стро-
ения рудных прожилков, свидетельствующие о повторных приоткрыва-
ниях трещин в процессе рудообразования. Эти явления удается хорошо
проследить, изучая положение своеобразных серицитовых полосок,
часто наблюдающихся как в прожилковых, так и брекчиевых рудах.
Обычно эти серицитовые образования развиты по зальбандам прожил-
ков или в виде оторочек вокруг обломков измененных гранит-порфиров.
На рис. 661 белые серицитовые оторочки хорошо видны в верхней части
512
двух нижних обломков измененного гранодиорит-порфира В других
участках того же штуфа серицитовые полоски отделены от обломков
и располагаются уже в цементирующей их рудной массе, но в общем
повторяют их очертания. В этом случае вокруг обломков уже не'наблю-
дается серицитовая оторочка и на них местами нарастает касситерит
(верхний обломок в правой части рис. 661). Особенности расположения
серицитовых полосок не оставляют сомнения в том, что они представ-
ляют собой оторванные серицитовые оторочки. Об этом свидетельст-
Рнс. 661. Брекчиевая текстура руды. Обломки измененного гранит-порфира cue-'
ыентнрованы касситеритом, хлоритом, кварцем и флюоритом. Четко выделя-
ются белые серицитовые полоски, местами расположенные вдоль границ облом-
ков. местами внутри цементирующей массы. Хинганекое месторождение. По
Д. В. Рундквисту. Полированный шт\ф. Нат. вел.
вуют также частый разрыв и растаскивание полосок. Отрыв серицито-
вых оторочек происходил вследствие приоткрывапия вдоль трещин, про-
ходивших по контакту породы и оторочки. В брекчиевых рудах повтор-
ное приоткрывание сопровождалось некоторым перемещением облом-
ков. Например, верхний правый обломок на рис. 661 расколот и зале-
чен флюоритом.
Иногда отрыв серицитовой оторочки происходит уже после отло-
жения на ней касситерита. На рис. 662 представлен прожилок, в кото-
ром фестончатая полоска касситерита и пластинчатые кристаллы воль-
фрамита нарастали на серицитовую оторочку. К моменту’ отложе-
ния основной центральной части прожилка, сложенной арсенопиритом,
леллингитом и кварцем, произошло приоткрывание прожилка, отрыв
серицитовой оторочки и отложение по ее контакту с породой агрегатов
более поздних, чем арсенопирит, леллингит и кварц. При этом фестон-
чатые агрегаты касситерита и пластинчатые кристаллы вольфрамита,
33 Зак. 824 513
образовавшиеся до повторного приоткрыв ания, оказались местами ра
зорваниыми и растащенными совместно с серицитовыми оторочками.
Д. В. Рундквист (1957) приходит к выводу, что повторные текто-
нические подвижки, происходившие в процессе минералообразованпя,
были незначительны и недостаточны для нового интенсивного дробле-
ния пород и приводили лишь к приоткрыванию вдоль непрочных сери-
цитовых оторочек.
Касситерит-сульфидные руды характеризуются большим разиооб
разием минерального состава в различных месторождениях. Среди иих
Рис. 662 Крустификационное строение касситерит-вольфрамит-сульфидного про-
жилка. Хинганское месторождение. По Д. В. Рундквисту. Полированный штуф.
Нат. вел.
/ — касситерит; 2 — вольфрамит; 3 — арсенопирит и леллингит; 4 - серицит; 5 — гранит-порфир
выделяют турмалин-сульфидный, хлорит-сульфидный, арсенопирит-пир-
ротииовый и галеиит-сфалеритовый типы.
Месторождения касситерит-сульфидных руд турмалин-сульфид-
нсго н хлорит-сульфидного типа известны в Яно-Адычанском районе, на
территории Верхояно-Колымского пояса, в Восточном Забайкалье,
в Приморье.
Месторож тения Я н о - А д ы ч а н ского района приурочены к ми-
нерализованным зонам дробления, проходящим в триасовой песчанике-
сланцевой толще и подчиненным тем же разломам, вдоль которых
в районе расположены интрузивы гранитоидов. Руды этих месторож-
дении изучались С. С. Смирновым (С. С. Смирнов и др., 1941),
Б. Л. Флеровым и другими исследователями.
Согласно их данным наиболее типичные руды представляют собой
минерализованные песчанико-сланцевые брекчии. Руды сложены обыч-
но кварцем, различного состава турмалином, железистыми хлоритами
п пирротином. Помимо этих главных минералов, в подчиненных коли-
чествах в них развиты касситерит, арсенопирит, пирит, сфалерит, стан
нин, халькопирит, вольфрамит, карбонаты.
514
Текстурные особенности руд определяются соотношением при их
образовании процессов метасоматоза и выполнения. Обычно при отло-
жении рудного материала в зонах дробления имеет место как метасо-
матоз, так и выполнение полостей и поэтому весьма распространена
брекчиевидная текстура руд. Сильноизмененные, хлоритизированнрте,
иногда турмалинизированные обломки песчаников и сланцев распола-
гаются в этом случае среди рудной массы, отлагающейся как путем
заполнения мелких полостей, так и замещением перетертого материала
и наиболее мелких обломков брекчий. Касситерит нарастает иа турма-
линизированные и хлоритизированные обломки боковых пород (рис.
663 и 664), причем непосредственно около обломков касситерит боЛее
Рис. 663. Касситерит цементирует обломки, тур-
малинизированной породы (2). Сульфиды (3) рас-
полагаются между кристаллами касситерита. Илин-
тасское месторождение. По Б. Л Флерову. Про-
зрачный шлиф, х 30
мелкозернистый, а в периферических частях агрегатов более крупно-
зернистый.
Сравнительно редко процесс метасоматоза заходит настолько да-
леко. что почти уничтожаются следы первоначальной песчапико-слйн-
цевой брекчии. Обычно это имеет место при замещении рудным агре-
гатом мелкодробленой брекчии.
Наряду с типичными минерализованными зонами дробления наблю-
даются и рудные тела типа жил выполнения с массивной текстурой
руд, в которых обломки измененных боковых пород развиты уже в
небольшом количестве.
Указанные выше исследователи отмечают, что в большинстве место-
рождений удается установить последовательные стадии минерализа-
ции с характерными для каждой стадии текстурными особенностями
р\д.
Обычно рудный процесс начинается с кварц-турмалиповой стадии
с ничтожным проявлением сульфидов и касситерита. Отложение мине-
ралов во время этой стадии происходит преимущественно путем мета-
соматоза в песчаниках и сланцах. Следующая турмалин-хлорит-квйр-
цевая стадия характеризуется отложением основной массы касситерита,
ассоциирующего с арсенопиритом. Наряду с метасоматозом при этом
происходит также отложение минералов в полостях различных трепХип
33* 515
и трещинок. Продукты третьей сульфидной (преимущественно пирро-
тиновой) стадии образуются уже преимущественно путем выполнения
полостей. Наконец, в самую позднюю стадию образуются сидеритовые
и кварц-кальцитовые руды, сопровождаемые пиритом и поздними суль-
фидами. Как указывает С. С. Смирнов, в пользу более позднего отло-
жения пирротина, по сравнению с главной массой кварца, турмалина,
касситерита и хлорита, совершенно определенно говорит изучение из-
редка наблюдающихся кокардовых и полосчатых текстур. Так, иногда
в рудной брекчии, сцементированной пирротином и другими сульфи-
дами, обломки сланцев отделяются от сульфидов непрерывной каймой,
Рис. 664. Касситерит (серое) нарастает на обломки
хлоритизированной породы (темное). Белое — кварц.
Бхргочанское месторождение. По Б. Л. Флерову. Про-
зрачный шлиф. 30
состоящей из кварца, касситерита илн хлорита. Иногда же эти мине-
ралы развиваются в подобных оторочках совместно. В одном случае
на контакте сланца с пирротином была обнаружена кварц-топазовая
каемка. В прожилках с симметрично-полосчатой текстурой рул осевые
части неизменно оказываются выполненными пирротином, а призаль-
бандовые— кварцем, касситеритом и т. п.
Для турмалин-сульфидиых руд месторождения Илинтас, по
данным Б. Л. Флерова, характерно, что, помимо ранией генерации кас-
ситерита (см. рис. 663), в них постоянно присутствует более поздИии
касситерит, находящийся в тесной ассоциации с арсенопиритом и пири-
том. В некоторых участках рудных тел наблюдаются срастания касси-
терита с вольфрамитом, причем касситерит представлен хорошо обра-
зованными кристаллическими зернами (рис. 665).
В хлорит-сульфидных рудах представляют интерес морфологиче-
ские особенности агрегатов касситерита. Чрезвычайной мелкозернис-
тостью, согласно Е. А. Радкевич (1947). отличаются выделения касси-
терита на Тарбальджейском и Харатуйском месторождениях (Забай-
калье) .
Зоны хлоритизации Тарба л ьд же некого месторождения, при-
уроченные к участкам дробления сланцев, представляют собой жилы
516
плотной темно-зеленой породы, большей частью резко отделяющейся
от вмещающих сланцев и состоящей почти це шком из хлорита.
Касситерит в этих жилах образует длиннопризматические, иногда
игольчатые кристаллики размером до 0,2 мм, макроскопически почти
неразличимые в плотной хлоритовой массе. Он весьма неравномерно
распределен в породе и нередко образует гнездообразные скопления-
Местами мельчайшие зерна касситерита располагаются цепочками, об-
разуя прожилки по трещинкам в хлоритовой массе.
В хлоритовых жилах Харатуйского месторождения, образующихся
за счет метасоматического замещения сланцев и песчаников и приуро-
Рис. 665. Касситерит (серые, рельефные зерна с выбоинами) в сраста-
нии с вольфрамитом (светло-серое) характеризуется идиоморфными
очертаниями кристаллических зерен. Белое — арсенопирит, темно-се-
рое — кристаллы кварца, тсмнос-ссрое удлиненное зерно в верхней
части снимка — турмалин. Илинтасское месторождение. По Е. Г. Про-
щенко. Полированный шлиф. У 90
ченных к трещинам скалывания, касситерит находится в тесной ассо-
циации с кварцем и хлоритом.
В мелкочешуйчатых агрегатах хлорита он встречается в виде мель-
чайших выделений размерами в сотые доли миллиметра. В крупноче-
шуйчатых агрегатах касситерит более крупнозернистый и образует
кристаллы размером до 0,3 -0,5 мм (рис. 666).
Е. А. Радкевич отмечает, что под микроскопом удается наблюдать
различные стадии замещения сланцев. Иногда встречаются обломки
почти неизмененных сланцев, отороченные венчиками крупнокристал-
лического хлорита, в других случаях эти обломки почти нацело заме-
щены тонкочешуйчатым хлоритом и располагаются в хлоритовой массе
в виде темных пятеи с расплывчатыми очертаниями. Кварц среди хло-
ритовой массы встречается как в виде идиоморфных кристаллов, на
которые нарастают чешуйки хлорита, так и в виде ксеноморфных выде-
лений, выполняющих промежутки среди кристаллических агрегатов
хлорита (см. рис. 666).
Характерным примером хлорит-сульфидных оловянных руд, возни-
кающих в основном путем выполнения трещинных полостей, являются
руды Хрустального (Приморье) месторождения. Рудные жилы
517
Рис. 666, Агрегат хорошо образованных зерен касситерита (1)
цементируется хлоритом (2) и кварцем («3). Харатуйское месторо-
ждение. По Е. А. Радкевич. Прозрачный шлиф X 90
Рис. 667. Кварц-касситеритовая рудная жила в песчанике (верхняя часть
снимка). Касситерит (темное в нижней части снимка) образует скопления зерен
изометричной формы и обрастает обломки боковой породы. Кварц — белое.
Хрустальное месторождение По В И- Дубровскому. Штуф Нат вел.
залегают в верхнемезозойских или нижнетретичных песчанико-сланце-
вых толщах. Согласно В. Н. Дубровскому (1959, 1963), они сложены
преимущественно сульфидами, в основном пирротином, кварцем, хло-
ритом. Подчиненную роль играют участки кварц-касситеритовых и га-
ленит-сфалеритовых руд. Помимо трещинных жил выполнения с суль-
фидами и касситеритом, на месторождении встречаются также оруде-
нелые зоны дробления и рассланцевания, в которых развиты метасома-
тические кварц, хлорит, касситерит.
Текстурные особенности руд свидетельствуют о прерывистости руд-
ного процесса, обусловленной многократными подвижками. На основа-
нии изучения строения рудных тел и текстур руд В. Н. Дубровский
устанавливает на месторождении несколько стадий минерализации.
Наиболее ранней из них является кварц-касситеритовая, затем пирро-
тиновая, галенит-сфалеритовая и наиболее поздняя кварц-карбонатная.
С каждой стадией минерализации связаны определенные изменения
боковых пород. Кварц-касситеритовая стадия минерализации сопро-
вождается их турмалинизацией, хлоритизацией и частично окварцева-
нием, пирротиновая — серицитизацией, галенит-сфалеритовая — хлори-
тизацией и кварц-карбонатная—окварцеванием и кальцитизацией.
Наиболее интересные особенности строения рудных жил и текстур
руд, а также некоторые срастания главных рудообразующих минералов
описаны по данным В. Н. Дубровского. Кварц-касситеритовые руды
образуют иногда самостоятельные жилы и прожилки, но большей
частью встречаются совместно с рудами более поздних стадий минера-
лизации в жилах сложного строения. Кварц-касситеритовые руды
характеризуются чрезвычайно большим разнообразием морфологиче-
ских особенностей агрегатов кварца и касситерита и их срастаний.
Касситерит, являющийся одним из ранних минералов, обычно отме-
чается у зальбанда жил в виде сплошной оторочки, а затем уже сле-
дует кварц с более поздним касситеритом. Иногда в кварцевой жиль-
ной массе касситерит образует скопления зерен изометричной формы
(рис. 667) илц обрастает обломки вмещающих пород.
В .жилках, сложенных сплошным касситеритом, последний бывает
представлен гипидиоморфнозернистым агрегатом, в котором проме-
жутки между кристаллическими зернами касситерита, нередко обла-
дающими зональным внутренним строением, выполнены кварцем
(рис. 668). Наблюдается разъедание кварцем зерен касситерита. О бо-
лее поздней кристаллизации кварца свидетельствует и цементация им
раздробленных агрегатов касситерита. Подвижки, происходившие в не-
которых участках в период между формированием касситерита и кварца,
приводят к отрыву призальбандовых оторочек касситерита и последую-
щей цементации их кварцевой жильной массой (рис. 669).
Постоянными спутниками касситерита и кварца в жилах и оруде-
нелых зонах дробления являются турмалин и хлорит. Турмалин наблю-
дается во вмещающих породах в узкой зоне экзоконтакта кварц-касси-
теритовых жил и в самих жилах, преимущественно в их призальбандо-
вой части. Мелкие игольчатые кристаллики турмалина обычно нахо-
дятся в тонком срастании с кварцем (рис. 670), но иногда наблюдаются
и в кристаллах касситерита. Хлорит встречается в виде крупно- и мел-
кочешуйчатых агрегатов, иногда зональных образований, состоящих из
розетковидных агрегатов (рис. 671). В хлорите местами располагаются
кристаллики касситерита. Он образует срастания не только с кварцем
и касситеритом ранней стадии минерализации, но и как более поздний
минерал наблюдается в последующих сульфидных стадиях минерали-
зации.
Наряду с описанными выше преобладающими явно зернистыми
кристаллическими агрегатами касситерита на Хрустальном месторож-
дении широко развиты его скрытокристаллические и метаколлоид-
519
Рис. 668. Агрегат зерен касситерита из массивной касситеритовой
жилы. Некоторые зерна обладают характерным зональным строением
Хрустальное месторождение. По В. Н. Дубровскому. Прозрачный
шлиф. Ч 20
Рис. 669. Обломки оторочек касситерита (черное), выделявшегося первоначально
у зальбанда жилы, сцементированы кварцем (белое). Хрустальное месторождение.
По В. Н. Дубровскому. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 670. Сдвойникованные кристаллы касситерита в кварц-турмали-
новом агрегате. Тонкие игольчатые кристаллы турмалина местами
заключены также в касситерите Хрустальное месторождение. По
В. Н. Дубровскому. Прозрачный шлиф, v 46
Рис. 671. Зональные образования хлорита, состоящие из розстковидных
агрегатов. В хлорите видны кристаллики касситерита (темные).
Внизу справа — кварц, вверху слева -тонкозернистый агрегат кварца
(белое), хлорита и касситерита (черное). Хрустальное месторождение.
По В. Н Дубровскому. Прозрачный шлиф у 20
ные образования, нередко образующие типичные колломорфные текс-
туры.
В отдельных участках рудных жил можно наблюдать различные
стадии превращения скрытокристаллических изотропных агрегатов кас-
ситерита в радиаль-
но-лучистые кри-
сталлические сро-
стки и зернистые
массы.
Иногда скрыто-
кристаллический кас-
ситерит сохраняется
лишь в виде редких
небольших остатков
в центре радиально-
лучистых агрегатов.
Для кварц-кас-
ситеритовой стадии
минерализации весь-
ма характерны так-
же концентрически-
зональные корковые
образования касси-
Рис. 672. Крустификационно-полосчатая текстура кварц-
кассмтеритовых руд. Касситерит слагает тонкие, раз-
лично окрашенные фестончато-изогнутые полоски
В верхней части снимка полость между полосками
касситерита выполнена пирротином (белое), в нижней
части — кварцем. Хрустальное месторождение. По
В. Н. Дубровскому. Полированный штуф. Нат. вел.
терита, сложенные
чередованием тонких различно окрашенных и фестончато изогнутых
полосок касситерита (рис. 672).
Рис. 673. Концентрически-зональные почковидные агрегаты кассите-
рита. Промежутки между агрегатами касситерита выполнены пирро-
тином (светло-серое). Пирротин замещает также отдельные концентры
касситерита. Хрустальное месторождение. Полированный шлиф. X 6
При исследовании образца 1 из этих корковых образований касси-
терита под микроскопом выявляются интересные детали их строения
В полированных шлифах при наблюдении с небольшим увеличением
хорошо видны почковидные формы и концентрически-зоналыюе строе-
Образец был предоставлен В. Н. Дубровским.
522
ние агрегатов касситерита (рис. 673). В основании корковых и в цент-
ральной части почковидных образований располагаются зернистые
агрегаты касситерита. Строение корки касситерита можно видеть на
рис. 674. В основании корки находятся радиально-лучистые агрегаты
кристаллов касситерита, за которыми следует чередование темных и
светлых полосок касситерита. Темные полоски при наблюдении в про-
зрачных шлифах почти не просвечивают, в то время как в светлых
при больших увеличениях видно даже их тонковолокнистое строение
с ориентировкой волокон перпендикулярно полоскам. Периферическая
полоска корки сложена агрегатом шестоватых кристаллов касситерита
Тонкополосчатое строение
корки особенно хорошо
видно в полированных
шлифах, причем здесь
выявляется, что темные
полоски, кажущиеся одно-
родными в прозрачных
шлифах, состоят в свою
очередь из множества
весьма тонких (0.03 мм)
полосок (рис. 675).
Весьма важным для
понимания условий обра-
зования концентрически-
зональных агрегатов кас-
ситерита является при-
сутствие среди них свое-
образных включений
кварца сердцевидной
форЛ1Ы. Эти включения
неизменно располагаются
над светлыми более круп-
/юхрнсгаышчесхиыи л£-
лосками касситерита (см.
рис. 674). На рис. 675
можно видеть включения
кв.арца, наблюдающиеся
н над второй светлой по-
лоской близ перифериче-
ской полоски шестова-
Рис. 674. Полосчатое строение корки касситерита.
Серое, темно-серое и черное — касситерит; белое —
кварц. Хрустальное месторождение. Призрачный
шлиф. X 20
того касситерита.
Типичная сердцевидная форма включений (рис. 676), отмечающая-
ся во всех сечениях, симметричное строение их, свидетельствующее
о том, что онн обладают одной осью симметрии бесконечного порядка
(Loo), и, наконец, характерное концентрически-зональное строение
включений позволяют принимать их за сферолиты (Шубников, 19.35,
1947; Дымков, 1957). Одинаковое расстояние между концентрами сфе-
ролита указывает на постоянную скорость их роста. Концентрически-
зональное строение сферолитов кварца является реликтовым, поскольку
в скрещенных николях сферолиты всегда оказываются сложенными
зернистым агрегатом кварца. На рис. 676 границы зереи кварка про-
ходят по темным линиям, вдоль которых в сферолите сосредоточены
какие-то включения. Зернистая структура сферолитов кварца указывает
на то, что оии подверглись перекристаллизации.
Особый интерес представляют взаимоотношения сферолитов кварца
и корковых образований касситерита. Обращает на себя внимание факт
постоянного изменения направления тонких полосок касситерита при
приближении к сферолитам кварца, изгибание их в сторону сферолитов
523
(см. рис. 675 и рис. 677). Характерна также отмеченная выше неизмен-
ная приуроченность сферолитов кварца к светлым полоскам кассите-
рита и ровная граница сферолитов с касситеритом.
Аналогичные явления на примере настурана, молибденита и дру-
гих минералов были недавно рассмотрены Ю. М. Дымковым (1962),
показавшим, что взаимоотношения между настураном и молибденитом
обусловлены совместным ростом сферолитов настурана и сферолитовых
корок молибденита.
В случае кварца и касситерита, вероятно, мы также имеем дело
с одновременным ростом сферолитов кварца и сферолитовых корок
касситерита. Форма сферолитов и изгибание полосок касситерита около
сферолитов могут быть объяснены тогда различиями в относительных
скоростях роста касситерита и кварца. Сферолиты кварца вначале
росли с большей скоростью на относительно медленно кристаллизовав-
шейся и поэтому более крупнокристаллической полоске сферолитового
агрегата касситерита. В дальнейшем скорость роста касситерита зна-
чительно возросла, что, по-видимому, обусловило его весьма тонково-
локнистое строение, а скорость роста сферолита кварца по отношению
к скорости роста касситерита, наоборот, замедлилась. Это привело
к отклонению сферолитовых волокон касситерита в сторону кварца и
к наблюдаемому изгибу касситеритовых полосок.
Приведенные данные показывают необходимость более детального
рассмотрения условий образования ряда корковых агрегатов, которым
обычно дают наименование «колломорфных текстур».
Интересны также взаимоотношения касситерита и сферолитов
кварца, расположенных близ периферической полоски шестоватого кас-
ситерита. Устанавливаются явления разъедания кварца касситеритом,
причем наряду с совершенно незатронутыми сферолитами кварца встре-
чаются сферолиты, полностью замещенные касситеритом (см. рис. 675).
В некоторых сферолитах кварца разъедающий их касситерит бывает
представлен хорошо образованными кристалликами (рис. 678).
Корковые агрегаты кварц-касситеритовой стадии минерализации
большей частью бывают сложены не одним касситеритом, а чередова-
нием кварцевых и касситеритовых полосок (рис. 679).
Изучение текстур руд и строения рудных жил Хрустального место-
рождения позволило В. Н. Дубровскому выявить интересные особенно-
сти процесса их формирования. Прежде всего им установлено наличие
неоднократных подвижек в течение отложения материала отдельных
стадий минерализации. Наиболее четко такие перерывы проявлены
в кварц-касситеритовой стадии минерализации. В этой стадии, как мы
уже отмечали, кварц и касситерит составляют тесную парагенетиче-
скую ассоциацию, но вместе с тем их взаимоотношения свидетельст-
вуют о более раннем отложении касситерита.
Последовательное образование касситерита и кварца, разделяемое
небольшими подвижками, хорошо видно на рис. 679. Здесь касситерит
и кварц слагают несколько тонких полосок в зальбанде рудной жилы,
которая в основном состоит из пирротина. Касситерит в виде полоски
из хорошо образованных кристалликов первым нарастает на породу,
а затем уже следует тонкая полоска серого кварца, окаймляющего
кристаллы касситерита, сменяющаяся полоской белого фарфоровидного
кварца и затем снова полоской серого кварца. Особенно интересно то,
что параллельно рудной жиле проходит тонкий прожилок, состоящий
лишь из симметрично расположенных полосок серого и фарфоровидного
кварца. Касситерит в нем отсутствует. Такое строение совершенно опре-
деленно свидетельствует о том, что прожилок выполнил трещинку,
возникшую уже после отложения касситерита в основной рудной жиле.
Тектонические подвижки, приведшие к появлению трещинок, очевидно,
были неинтенсивными, так как в рудной жиле кварцевые полоски отла-
524
Рис. 676. Сферолит кварца (светло-серое)
с концентрически-зональным строением.
Черный фои—касситерит. Хр тотальное ме-
сторождение. Прозрачный шлиф . 300
энс 675. Тонкополосчатое строение
касситерита (серое). Наблюдаются
гферолиты кварца (темно-серое. /),
<екоторыс сферолиты подверглись
разъеданию касситеритом (2). Хру-
•тальнсе месторождение. Полирован-
ный шлиф. X 40
Рис. 677. Изгиб тонких полосок
касситерита (серое) около сфе-
ролита кварца (темно-серое).
Хрустальное месторождение По-
лированный шлиф. X 160
Рис. 678 Сферолиты кварца (темно-серое)
разъедаются касситеритом (светло-серое),
представленным местами хорошо образо-
ванными кристалликами. Хрустальное ме-
сторождение. Полированный шлиф. X 85
гаются на ненарушенной касситеритовой оторочке. В других участках
рудной жилы, как уже отмечалось, подвижки, происходившие в про-
цессе формирования кварц-касситеритовой стадии минерализации, при-
водили местами к отрыву касситеритовых оторочек и цементации их
обломков кварцевой массой (рис. 669).
Сложное, нередко полосчатое строение рудных жил, обусловлено
совмещением минеральных ассоциаций нескольких стадий минерализа-
Рис 679. Полосчатая текстура. Хрустальное месторождение. По В Н. Дубров-
скому. Штуф. */2 нат. вел.
1 — песчаник; 2 — касситерит; 3 — фарфоровидный кварц; 4 — кварц с колломорфной струн
турой; 5 — пирротин и другие сульфиды.
ции. Разделяющие стадии подвижки часто приводят к разрыву рудной
жилы вдоль одного или обоих зальбандов и отложению в возникающих
полостях приоткрывания продуктов более поздней стадии. При приот-
крывании кварц-касситеритовой жилы ранней стадии минерализации
вдоль обоих зальбандов кварц-кальцитовые прожилки иногда окру-
жают рудную жилу в виде своеобразного безрудного «чехла».
Продукты галенит-сфалеритовой стадии минерализации, следую-
щей за пирротинопой стадией, нередко также отлагаются в полостях
приоткрывания, возникающих в зальбандах пирротиновых жил
(рис.
Для руд Хрустального месторождения весьма характерно, что отло-
жение минеральных агрегатов пирротнновой стадии минерализации,
526
сложенных главным образом пирротином, часто не сопровождается
дроблением или каким-либо нарушением минеральных агрегатов пред-
шествующей кварц-касситеритовой стадии минерализации. Пирротин,
как это хорошо видно иа рнс. 679, непосредственно нарастает на фес-
Рис. 680. В зальбанде пир рот ивовой жилы (нижняя часть снимка) расположена
симметрично-полосчатая жилка, сложенная галенитом и арсенопиритом (белое),
сфалеритом (серое) и кварцем (черное). Хрустальное месторождение. По В. Н. Дуб-
ровскому. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 681. Пирротин (серое, в левой части снимка) выполняет цен-
тральную часть кварц-касситеритовой жилы. Хрустальное место-
рождение. По В. Н. Дубровскому Полированный штуф. Нат. вел.
тончатую оторочку, состоящую из чередующихся полосок касситерита
и кварца. Отсутствие на значительном протяжении жилы нарушений
в кварц-касситеритовых приз ал ьбан девы х оторочках и частое нахожде-
ние в кварц-касситеритовых жилах ненарушенных друзовых образова-
ний кварца и касситерита свидетельствует о существовании в жилах
открытых полостей, впоследствии выполненных пирротином (рнс. 681).
527
Рис. 682. Пирротиноная Жилка с рас-
положенной у зальбанда полоской
кварц- арсснопирит-касситеритового
состава (/). 2 пирротин; 3 сфа-
лерит; 4 — галенит; 5 — Пирит, заме-
щающий пирротин. Приморское ме-
сторождение. Полированным штуф.
Нат. вел.
Таким образом, текстурные особенности этих руд показывают, что
мы имеем дело с интересным случаем, когда отложение продуктов дву>
смежных стадий минерализации в отдельных участках рудных жил не
разделяется четкими тектоническими подвижками.
Широко распространены в касситерит-сульфидной формации место-
рождения арсенопнрит-пнрротииового типа. К месторождениям этого
типа, рудные тела в которых представляют собой типичные трещинные
жилы выполнения, относится Приморское (Приморский край) - Жилы
расположены среди мезозойских сланцев и песчаников. Они обладают
довольно выдержанной мощностью,
но иногда наблюдаются пережимы и
раздувы, а также растепление жил
на несколько параллельных прожил-
ков. Жилы характеризуются четкими
зальбандами. Сложены они массивной
сульфидной пирротин-сфалерит-гале-
нитовой рудой, в которой нередко на-
блюдается полосчатое расположение
агрегатов отдельных составляющих ми-
нералов. Кварц, касситерит и арсено-
пирит, образующие тесную параге-
петическую ассоциацию, наиболее
важную в промышленном отношении,
обычно расположены в призальбан-
довой части жил. На фотографии
штуфа (рис. 682) существенно пирро-
тиновой жилки, взятой по всей мощ-
ности, эти минералы слагают тонкую
полоску у зальбанда жилы. Такое
грубополосчатое строение обусловле-
но, согласно А. И. Александрову
(1960), повторным разрывом вдоль
зальбанда кварц-арсенопирит-кассите-
рнтовой жилки и последующим отдо
жением сульфидов более поздней пир-
ротин-сфалерит-галенитовой стадии
минерализации.
В ранней кварц-арсснопирит-кас-
ситеритовой стадии минерализации
касситерит нередко образует крупно
кристаллические агрегаты с размером зерен до 1 мм. Арсенопирит i
касситерит представлены обычно хорошо образованными крнсталллче
скими зернами. Интересно, что в срастаниях касситерита л арсепопп
рита в одних участках касситерит идиоморфен по отношению к а рее
нопириту (рис. 683), а в других, наоборот, арсенопирит идиоморфен
по отношению к касситериту (рис. 684). Этот факт свидетельствует
о некоторой разновременности зарождения центров кристаллизации
касситерита и арсенопирита. Вполне возможно также, что арсенопирит
образует среди касситерита метакристаллы.
Отдельные крупные кристаллические зерна касситерита, кварца >
арсенопирита наблюдаются иногда среди агрегатов пирротина. На ръе
685 можно видеть такое довольно крупное зерно касситерита в пирро-
тине, причем в скрещенных николях (рис. 686) обнаруживаегся весьма
тонкозернистая структура пирротина, обусловленная динамометамор-
физмом сульфидных масс.
Касситерит и арсенопирит встречаются в сульфидных массах пир
ротиновой стадии минерализации также в виде агрегатов мельчайшц.
528
Рис. 68’3. Кварц-арсеиопири!-касситеритовый агрегат Касситерит
(серое с мелкими выбоинами) местами идиоморфен по отношению
к арсенопириту (белое). Тем по-серое— кварц. Приморское место-
рождение. Полированный шлиф. X 40
Рис. 684. Кварц-арсенопирит-касситеритовый агрегат. Арсено-
пирит (белое) образует среди касситерита (серое) идиоморфные
кристаллы, а местами нарастает на касситерит. Черное - кварк
Приморское месторождение. По Е. А. Радкевич. Полированный
шлиф. X 46
Рис. 686. То же, что на рис. 685, но
снято в скрещенных николях. Хорошо
выявляется чрезвычайно мелкозерни-
стая структура пирротина
Рнс. 685. Кристалл и лесное зерно касси-
терита (серое) среди пирротина (бе-
лое). Черное — прожилок позднего кар-
боната. Приморское месторождение. По-
лированный шлиф. X 85
Рис. 687. Кристаллики арсенопирита (бетое) и касситерита (темно-
серое) среди сфалерита (серое). Приморское месторождение Полиро-
ванный шлиф. X 325
кристалликов, располагающихся в виде тонкой полоски по границе
гдрротина и сфалерита. Никаких других минералов (в том числе
•варца) по границе этих сульфидов не наблюдается. Обращает на себя
I аи мание, что наряду с немногочисленными кристалликами арсеиопи-
рпта и касситерита, размером в десятые и сотые доли миллиметра, при-
. > гствует множество кристалликов этих минералов размером в тысяч-
иые доли миллиметра (рис. 687). Кристаллики арсенопирита и касси-
терита встречаются в пирротине и сфалерите и порознь и в виде скоп-
лений, в которых они находятся в тесном срастании.
Эти кристаллики арсенопирита и касситерита можно было бы при-
1ть за реликтовые образования ранней стадии минерализации. Однако
Рнс. 688. Замещение кристаллического зерна касситерита (/) стан-
нином (2) около карбонатного прожилка (черное) в пирротине
(белое). Приморское месторождение. Полированный шлиф. X 325
чрезвычайно малый размер кристалликов, резко отличный от размера
зерен касситерита и арсенопирита в призальбандовых полосках этих
минералов, и отсутствие обычно находящегося в срастании с ними
кварца позволяют скорее предполагать, что кристаллики представляют
собой более позднюю генерацию касситерита и арсенопирита.
Большой интерес представляют взаимоотношения кристаллических
зерен раннего касситерита, наблюдаемых местами в пирротине, с позд-
ними прожилками анкерита, в которых содержатся станнин, блеклая
руда и халькопирит. Как это видно на рис. 688, около прожилков анке-
рита иногда происходит интенсивное замещение касситерита станни-
ном и анкеритом. По остаткам касситерита и очертаниям выделений
станнина можно установить первоначальные формы зерен касситерита.
Касситерит является обычно устойчивым рудным минералом и
замещение его в рудах наблюдается довольно редко. В данном случае
замещение обусловлено, видимо, воздействием поздних щелочных рас-
гворов, из которых происходило отложение анкерита и станнина. Стан-
нин, тесно связанный с поздними анкеритовыми прожилками, нередко
образует каемки по нх зальбандам.
Сульфидные руды пирротин-сфалерит-галенитовой стадии минера-
лизации обладают интересными текстурными особенностями. Типичный
образец этих руд с характерной полосчатой текстурой показан на
531
рис. 689. Формы выделений галенита — топкие, изогнутые «струйчатые»
полоски и сфалерита — сплюснутые линзочки, как бы обтекаемые гале-
нитом, свидетельствуют о возникновении этих текстур путем пластиче-
Рис. 689. Полосчатая текстура пирротин-сфалерит-гале-
нитовой руды, возникшая в результате динамомета-
морфизма. Галенит (беюе) и сфалерит (темно-серое)
образуют в пирротине (серое) тонкие изогнутые по-
лоски. В правой части снимка видны тонкие прожилки
позднего карбоната. Приморское месторождение. Поли
рованный штуф. Нат. вел.
Рис. 690. Полоски галенита (светлое) и сфалерита (тем
но-серое) огибают обломок, сложенный кварцем, касси-
теритом и арсенопиритом (справа внизу). Серое —
пирротин. Приморское месторождение. Полированный
штуф. Нат. вел.
ской деформации руд в условиях ориентированного давления. Около
обломков кварца с арсенопиритом наблюдается изгиб галенит-сфалери-
товых полосок и огибание ими обломков (рис. 690).
Структуры минеральных агрегатов при деформации также претер-
певают существенные изменения. Пирротин местами оказывается при-
ставленным агрегатом чрезвычайно мелких зерен (см. рис. 686), неред-
532
ко в нем появляются пластинчатые двойники давления. В агрегатах
сфалерита наблюдается дробление, а также изгиб и смещение двойни-
ковых индивидов. Галенит бывает представлен агрегатом удлиненных
в одном направлении зерен.
Е. А. Радкевич п И. Н. Томсон (1957) указывают, что пластические
деформации сульфидных руд протекали в короткое время, так как
в период формирования руд анкеритовой стадии минерализации пир-
ротин-сфалерит-галенитовые руды вели себя уже как хрупкие тела,
рассекаясь анкерит-сульфидными прожилками (см. рис. 689). Они отме-
чают, что руды анкеритовой стадии, не подвергшиеся пластической
деформации, сохранили первичные, обычно колломорфные, текстуры.
Галенит-сфалеритсвые руды касситерит-сульфпдной формации
менее широко распространены по сравнению с турмалин-сульфидными
и хлорит-сульфидными касситеритовыми рудами, но обладают рядом
специфических особенностей геологического положения, текстур и мине-
рального состава. Месторождения этих руд расположены в областях
молодой третичной складчатости — в Приморье и в Боливии — и по
геологическим условиям залегания относятся к типичным близповерх-
ностным образованиям.
Характерной особенностью их состава является присутствие гале-
нита и сфалерита в качестве главных рудообразующих минералов, под-
чиненная роль, а в ряде месторождений даже отсутствие пирротина, арсе-
нопирита, хлорита и, что особенно интересно, постоянное участие
в рудах сульфостаннатов и других сульфосолсй.
Развитие наряду с грубополосчатыми и кокардовыми текстурами
ритмично-полосчатых и колломорфных текстур руд, образующихся
в результате раскристаллизации гелевых масс, свидетельствует о широ-
ком участии коллоидных растворов в процессе образования руд этих
месторождений.
Месторождение Синанчинское (Приморье), как указывает изу-
чавшая его Е. А. Радкевич (1955, 1960), представлено серией линзообраз-
ных рудных жил, приуроченных к сложной зоне разлома в верхнемело-
вых пиритизированных кварцевых порфирах. В этой же зоне располо-
жены дайки меланократовых пород. Дайки порфиритов образовались
позже руды, они секут рудные тела и обусловливают метаморфизм руд.
Минеральный состав руд месторождения сложный. Наряду с глав-
ными рудными минератами — галенитом, сфалеритом, касситеритом
и магнетитом в рудах присутствует большое число различных сульфи-
дов и сульфосолей. Помимо касситерита, изредка наблюдаются и дру-
гие минералы олова — станнин, тиллит, канфильдит. Среди жильных
минералов наиболее широко распространен олигонит, который вблизи
даек в участках метаморфизованных руд интенсивно замещается маг-
нетитом.
Представление о сложном строении рудных тел и о текстурных
особенностях руд дает фотография штуфа руды (рис. 691), взятого
почти по всей мощности рудной жилы. В штуфе хорошо видна полосча-
тая текстура руды, характеризующаяся чередованием различных по
составу, то более крупных (до 5 см), то тонких (1 мм), фестончатых
ритмично-перемежающихся полосок, весьма напоминающих колломорф-
ные образования.
Особенности этих образований отчетливо выявляются при микро-
скопическом изучении отдельных полосок.
Так, в крайней сфалеритовой полоске (рис. 691, 1) мощностью до
1 см даже макроскопически на темном фоне сфалерита выделяются
сравнительно крупные включения галенита (белого цвета). Рассмотре-
ние их под микроскопом показывает, что галенит представлен необыч-
ными идиоморфными по отношению к сфалериту монокристаллическими
образованиями (рис. 692), причем кристаллики галенита обладают то
533
Рис. С91. Полосчатая текстура руды. С ин а нчи некое ме-
сторождение. Полированный штуф. Нат вел
/ — сфалерит и галенит; 2— тонкое срастание касситерита и
галенита; 3 — чередование тонких полосок галенита (белое),
сфалерита (серое) и кварца (черное); 4— галенит; 5 — олиго-
нит: 6 — сфалерит
Рис. 692. Кристаллы галенита (белое) средн агрегата сфалерита
(серое). Черное — кварц. Синанчинское месторождение. Полирован-
ный шлиф. V 40
правильными ограничениями, то скелетными формами, свидетельствую-
щими о большой скорости кристаллизации, то менее закономерными
очертаниями. Структурное травление нередко выявляет зональное стро-
ение кристаллов галенита и неравномернозернистую структуру вклю-
чающей их сфалеритовой массы с очень прихотливыми очертаниями
отдельных зерен, сходную с характерными мета коллоидным и структу-
рами.
Не меньший интерес представляет строение следующей (рис. 691,
2) более мощной полоски, своеобразный облик которой отмечается еще
в штуфе. Под микроскопом эта полоска оказывается состоящей из тон-
кого закономерного срастания касситерита и галенита. Интересное объ-
Рис. 693. Тонкое срастание галенита (светлое) и касситерита (темное).
Видны реликтовые пластинчатые очертания бывших зерен тиллита.
Синанчинское месторождение. По Е. А. Радкевич. Полированный
шлиф. 90
яснение происхождения этих срастаний дал А. Г. Бетехтин (1940). Он
показал, что касситерит в виде мельчайших уплощенных и пластинчато-
видных зерен довольно закономерно срастается с галенитом, причем
обращает на себя внимание реликтовая пластинчато-зернистая струк-
тура агрегата (рис. 693), а также более или менее постоянные количе-
ственные соотношения между галенитом и касситеритом. Эти факты
привели А. Г. Бетехтина к выводу об образовании срастаний в резуль-
тате разложения сульфостаннатй свинца — тиллита (PbSnSg) вследст-
вие воздействия на него растворов с повышенной концентрацией кисло-
рода. Тиллит, как известно, кристаллизуется в пластинчатых зернах
и пластинчато-зернистых агрегатах. Следует отметить, что Е. А. Радке-
вич при детальном изучении руд месторождения впоследствии удалось
обнаружить в них тиллит.
Полоска разложенного тиллита сменяется чередованием тончай-
ших (менее 1 мм) полосочек галенита, сфалерита и кварца (рис. 691,3).
Местами эти полоски образуют фестончатые изгибы (рис. 694).
Остальная часть штуфа сложена чередованием более мощных
светло-серых полосок, состоящих в основном из срастаний галенита и
касситерита и более тонких полосок галенита (рис. 691, 4) и сфалерита
535
(рис 691, 6). Одна из полосок (рис. 691, 5) представляет собой более
поздний прожилок карбоната — олигонита, проходящий параллельно
полосчатости. Более позднее его образование хорошо видно по ответ-
вляющимся от него тончайшим прожилкам, секущим многие по тоски.
Приведенное выше описание позволяет составить некоторое пред-
ставление о процессах формирования и последующего изменения руд
месторождения. Наиболее характерные полосчатые и симметрично-по-
лосчатые текстуры руд с ритмичным чередованием тонких фестончатых
полосок различного минерального состава, а также структурные осо-
бенности отдельных полосок свидетельствуют об образовании основной
Рис. 694. Чередование тонких фесгончато изогнутых полосок галенита
(белое), сфалерита (серое), кварца (черное). Основная масса пред-
ставлена тонким срастанием галенита и касситерита. Синанчннское
месторождение Полированный шлиф Х6
массы рудных минералов путем последовательного выполнения жиль-
ной трещины. К более поздним моментам рудообразования относятся
олигонитовые прожилки, секущие сульфитные агрегаты.
Повсеместное изменение состава руд, выразившееся в почти пол-
ном разложении тиллита с возникновением за счет него галенита и
касситерита, связано с метаморфизующим воздействием более поздних
растворов, обусловивших гипогеппое окисление тиллита.
В рудах Синаичипского месторождения большой интерес представ-
ляют и другие своеобразные срастания главных рудообразующих мине-
ралов, описанные Е. А. Радкевич (1959). Широко распространенный
в рудах станнин, постоянно ассоциирующий со сфалеритом, образует
с ним местами графические срастания. Такие срастания обычно при-
урочены к участкам нахождения среди сфалерита выделений халько-
пирита. Общий вид и распределение срастаний хорошо видны на
рис. 695. Тонкие каймы, состоящие из мелких причудливой формы выде-
лений сфалерита и станнина, окружают как более крупные, так н мел-
кие, расположенные среди халькопирита, выделения сфалерита. Прн
наблюдении с большими увеличениями устанавливается, что в боль-
шинстве случаев каймы сложены чередующимися тонкими пластинча-
тыми выделениями сфалерита и станнина, длинная сторона которых
ориентирована перпендикулярно границе кайм со сфалеритом
536
(рис. 696). В тех выделениях, которые целиком состоят из графических,
срастаний сфалерита и сганнина, встречаются и другие более сложные
формы выделений этих минералов, что, по-видимому, обусловлено раз-
личными уровнями и углами наклона плоскости сечения кайм в шлифе.
Расположение срастаний сфалерита и станнина среди халькопи-
рита в виде кольцеобразных цепочек и более и менее постоянные соот-
ношения в них сфалерита и станнина указывают, по мнению Е. А. Рад-
кевич (1959), иа возможное образование срастаний в результате рас-
крист аллизации сложного геля.
Изучение шлифов с графическими срастаниями позволило получить
чанные, свидетельствующие о более вероятном возникновении их в ре-
Рис. 695. Графические срастания сфалерита (темно-серое) и станнина
(серое), располагающиеся в виде каймы около выделений сфалерита.
Светло-серое — халькопирит. Синапчинское месторождение. По Е. А. Рад-
кевич. Полированный шлиф. X 115
зультате замещения сфалерита станнином. Прежде всего обращает
на себя внимание крупнозернистая структура агрегатов сфалерита,
выявляющаяся при травлении их в парах царской водки. Размер зерен
сфалерита нередко превышает размер выделений халькопирита в сфа-
лерите, к которым приурочены графические срастания. На рис. 697
показано выделение халькопирита, расположенное в зерне сфалерита
с полисинтетически-двойниковым строением. По границе халькопирита
со сфалеритом всюду прослеживается тонкая каемка срастаний стан-
нина и сфалерита, причем последний в каемках затравливается гак же,
как крупный двойниковый индивид сфалерита, в котором она нахо-
дится. Особенно важен факт продолжения в халькопирите границ двой-
никовых индивидов сфалерита (см. рис. 697, 698). Такие соотношения
несомненно указывают на унаследование халькопиритом при замеще-
нии сфалерита его двойникового строения (Генкин, 1954). Это явление
наблюдается и в рудах других сульфидно-касситеритовых месторожде-
ний. Как это видно на рис. 698, в небольших срастаниях станнинЯ и
сфалерита в халькопирите, через которые проходит унаследованная
халькопиритом граница двойникового индивида сфалерита, сфалерит
различно затравливается по обе стороны от этой границы.
537
Рис. 696. Участок шлифа, представленного на рис. 695. Хорошо видна
своеобразная мирмекитовая форма срастаний сфалерита (темно-серое)
и станнина (серое). В халькопирите (белое) расположены та-же более
мелкие выделения станнина Снято с иммерсией. X 700
Рис. 697 Выделение халькопирита (светлое в левой нижней части снимка)
с каемками станнина и сфалерита по периферии среди полисинтетичсски-
сдвоцинкованного сфалерита (основная масса). Синанчинское месторо-
ждение. Полированный шлиф. Протравлено в парах царской водки. X 90
Все эти данные позволяют говорить о том, что графические сраста-
ния сфалерита и станнина представляют собой реакционные каймы, воз-
никшие при замещении сфалерита халькопиритом и станнином.
В тех же выделениях халькопирита в сфалерите, в которых выше
были описаны графические срастания сфалерита и станнина, Е-А. Рад-
кевич (1959) наблюдала весьма оригинальные срастания пирита и стан-
нина. Выделения халькопирита обладают сложным строением и состоят,
помимо халькопирита, из прожилкообразных выделений касситерита,
пирита, в виде хорошо образованных кристаллов и неправильной фор-
мы выделений (рис. 699), станнина, пирротина и карбоната. При рас-
Рис 698. Участок шлифа, представленного на рис. 697. Прямо. инейная
граница двойниковых индивидов сфалерита продолжается в халькопирите
Графические срастания станнина и сфалерита слева от этой границы
затравлены, а справа лет X 165
смотрении этих участков с большим увеличением в халькопирите обна-
руживаются многочисленные мельчайшие закономерно ориентирован-
ные веретенообразные и точечные выделения станнина (рис. 700),
.образовавшиеся, по-видимому, в результате распада твердого раствора.
В халькопирите наблюдаются также мелкие изометричные выделения
сфалерита. Особый интерес представляет тот факт, что в расположен-
ном в левой части снимка кристалле пирита можно видеть такие же
выделения станнина и с той же ориентировкой, что и в соседнем халь-
копирите. Возникновение таких срастаний пирита и станнина Е. А. Рад-
кевич объясняет тем, что кристаллы пирита являются метакристаллами
и при своем метасоматическом росте захватили включения станнина и
сфалерита. На рис. 700 обращает на себя также внимание избиратель-
ное замещение халькопирита карбонатом с сохранением в последнем
ориентированных выделений стаинина, находившихся ранее в халько-
пирите.
Присутствие в халькопирите прожилкообразных выделений касси-
терита (см. рис. 699), не выходящих за пределы халькопиритовых агре-
гатов, обусловлено, по-видимому, более поздними явлениями разложе-
ния станнина, которое, как и в случае разложения тиллита, вызвано
воздействием обогащенных кислородом растворов.
539
Рис. 699. Выделение халькопирита (светло-серое) в сфайернтс (темно-
серое) В халькопирите расположен кристалл пирита (белое) и про-
жилкообразные выдс Idina касситерита (темно-серые, рельефные)
Синанчинское месторождение. Полированный шлиф. X 85
Рис. 700. В метакристалле пирита (белое) и халькопирите (светло-
серое) многочисленные закономерно ориентированные включения
станнина веретенообразной формы и звездчатые вы те тения сфале-
рита (темно-серое). Синанчинское месторождение. По Е. А. Рад-
кевич. Полированный шлиф. X 325
Среди южноамериканских месторождений касситерит-сульфидных
руд, содержащих в больших количествах сульфостаннаты, значитель-
ный интерес представляют тиллитовые руды месторождения Каргуай-
коло в Боливии, изученные Ф. Тернером и Р. Джибсоном (Tumeaure
a. Gibson, 1945).
Жилы этого месторождения, содержащие в качестве главного руд-
ного минерала довольно редкий сульфостаннат свинца—тиллит, распо-
ложены в дацитовом порфире, прорывающем смятые в складки осадоч-
ные породы. Дацитовые порфиры в районе распространения жил пре-
вращены в кварц-серицит-ссрпентиновые породы с хлоритом и карбо-
Рис. 701. Кристаллы тп 1. ита, разложившиеся на агрегат из топ-
кого срастания галенита (белое) и касситерита (темно-ссрое). В цен-
тральной части кристаллов сохранились остаточные выделения
тиллита (белое). Серое — сфалерит. Месторождение Каргуайколо,
Боливия. Полированный шлиф. X 40
•натом. Мощность жил в среднем составляет 10 16 см н лишь очень
редко превышает 50 см. Весьма характерно частое изменение мощио-
<ти, наличие раздувов и пережимов, появление на месте выклинивания
•одной жилы кулисообразно располагающейся другой жилы. Жилы харак-
теризуются полосчатым строением руд. Ближайшая к боковой породе
полоска мощностью от 1 до 5 см обычно бывает сложена крупнопла-
стинчатым тиллитом, затем следует вюртцитовая полоска шириной
до 5 см, причем вюртцит в ней обычно сопровождается сфалеритом.
Другой характерной текстурной особенностью руд является нали-
чие в них большого числа друзовых пустот, располагающихся парал-
лельно стенкам и подчеркивающих тем самым полосчатое строение жил.
Как и па Синанчинском месторождении, в рудах месторождения
Каргуайколо широко проявлено разложение тиллита с образованием
на его месте тонких срастаний касситерита и галенита (рис. 701).
В отличие от Синанчинского месторождения галенит и касситерит обра-
зуются здесь часто лишь в периферических частях кристаллов тиллита,
а центральные части их сохраняются незамещенными.
Значительный интерес по своим текстурным особенностям и со-
ставу представляют руды другого боливийского месторождения П о о п о.
По данным Ф. Альфельда (Ahlfeld, 1932) рудные жилы мощностью
541
до 0,5 м залегают в палеозойских глинистых сланцах. Главными руд*
ными минералами являются пирит и сфалерит; сульфостаннаты—
цилиндрит и франкеит — приурочены к обогащенным участкам. Руды
характеризуются полосчатой текстурой. По зальбандам обычно рас-
полагается полоска пирита, затем по направлению к центральной части
жилы следуют полосы, сложенные сфалеритом, джемсонитом и фран-
кеитом. Центральная часть жилы нередко бывает выполнена цилиндри-
том и сфалеритом. Редкий сульфостаннат — цилиндрит при этом пред-
ставлен выделениями с характерной цилиндрической формой. При этом
цилиндры, достигающие иногда 1 см в диаметре и 2 -3 см в длину.
Рис. 702. Цилиндрические кристаллы цилиндрита с полым каналом в осе-
вой части среди сфалерита (серое). Месторождение Поопо, Б.1.тнвия.
Полированный шлиф. X 6
располагаются большей частью беспорядочно. Промежутки между ними
обычно выполнены сфалеритом, иногда станнином.
На рис. 702 представлен полированный шлиф нз центральной
части жилы, снятый с небольшим увеличением (4 раза) в отраженном
свете. Как это видно на фотографии, особенностью строения располо-
женных среди сфалерита цилиндров является присутствие в осевой
части в большинстве их полых, ничем не заполненных каналов. В сече-
ниях цилиндров, параллельных оси, эти каналы выражены наличием
черной осевой линии, а в сечениях, перпендикулярных оси, отмечены
маленьким черным кружком в центре кругового сечения. При наблю-
дении круговых сечений цилиндров в скрещенных николях выявляется
их своеобразное секториальное погасание, аналогичное погасанию сфе-
ролитов (рис. 703).
Касситерит-сульфидные руды Смирновского месторождения
в Забайкалье, детально изучавшиеся Е. А. Радкевич, О. П. Поляковой
(1963) и другими, представляют собой уже переходный тип к рудам
свинцово-цинковых метасоматических месторождений в известняках и
отличаются в основном лишь присутствием касситерита и сульфосолей
олова. Главными рудообразующими минералами являются галенит,
сфалерит, пирит, доломит, анкерит.
542
Месторождение приурочено к узкому клину осадочных пород —
доломитов и глинистых сланцев, — заключенному в гранитах. Формы
рудных тел весьма различны, но наиболее широко распространены
трубообразные залежи сплошных руд и зоны прожилково-вкрапленного
оруденения. Текстурные особенности руд отражают основную роль
в процессе их образования метасоматического замещения вмещающих
доломитов.
Вкрапленные текстуры руд, нередко сочетающиеся многочислен-
ными пересекающимися прожилками сульфидов в долом,. , встречаются
большей частью в периферических частях рудных тел. О. • 1ают прет-
Рнс. 703. Поперечные сечения кристаллов цилиндрита с характерным
сскториальным угасанием. Серое — сфалерит. Месторождение Поопо.
Полированный шлиф. Снято в скрещенных николях. / 40
ставление о начальных стадиях процесса замещения доломитов. К тем
же участкам рудных тел приурочены и брекчиевидные текстуры руд,
возникающие в результате замещения рудным материалом раздроблен-
ных или сильнотрещиноватых доломитов. Центральные части рудных
тел большей частью сложены массивными галенитовыми рудами, в ко-
торых обычно отсутствуют какие-либо признаки первоначального обра-
зования их путем замещения доломитов.
Из структурных особенностей руд представляют интерес соотноше-
ния касситерита с сульфидами.
Касситерит ранней генерации, как отмечает Е. А. Радкевич, встре-
чается в ассоциации с ранним крупнокристаллическим пиритом, обра-
зуя длиннопризматические кристаллы размером до 0,1 мм. Он выпол-
няет промежутки между крупными зональными кристаллами пирита
(рис. 704), а местами даже проникает в него по трещинкам. В этой
ассоциации местами наблюдаются, однако, и обратные соотношения,
когда в пирит-касситеритовых агрегатах касситерит идиоморфен по
отношению к пириту (рис. 705).
Наибольший интерес представляет тот факт, что главная масса кас-
ситерита на месторождении парагенетически тесно связана с галени-
том и буланжеритом. Эти поздние мелкозернистые бул а иже рит-гал епи-
543
Рис. 704. Зональные кристаллы пирита (белое) цементируются
касситеритом (серые рельефные зерна). Смнрпонское месторожде-
ние. По Е. А. Радкевич. Полированый шлиф. X 90
Рис. 705. Идиоморфные кристаллы касситерита (серые рельефные
зерна) среди агрегата зерен пирита (белое). Смирновское месторо-
ждение. По Е. А. Радкевич. Полированный шлиф. X 90
товые и галенит-бул а нжеритовые руды местами в виде прожилков секут
более ранние крупнокристаллические сульфиды или выполняют в иих
межобломочное пространство.
Касситерит в этих рудах более или менее равномерно распределен
среди тонкой смеси галенита, буланжерита и пирита, причем размер
его зерен большей частью ие превышает сотых долей миллиметра.
В галените и буланжерите ом встречается то в виде неправильной
формы зерен, то в виде отдельных хорошо образованных кристалликов
или скоплений их (рис. 706 и рис. 707)
Из других структурных особенностей руд Смирновского месторож-
дения следует отметить интересные явления разложения присутствую-
Рис. 706. Кристалл касситерита (темно-серый) в срастании с гале-
нитом (светло-серое) и сфалеритом (серое). Белые рельефные кри-
сталлы скелетной формы — пирит. Смирновское месторождение. Поли-
рованный шлиф. X 85
щих местами в рудах сульфостаннатов (франкеит и др.), детально опи-
санные О. П. Поляковой (1959).
Особый тип месторождений касситеритовых руд представляют
месторождения так называемого деревянистого олова, известные на
Дальнем Востоке, в многочисленных месторождениях Л1ексики, в Боли-
вии, в штатах Невада и Нью-Мексико (США). Геологические условия
нахождения этих месторождений, текстурно-структурные особенности
слагающих их руд и парагенетические ассоциации минералов в рудах,
несомненно, свидетельствуют об образовании месторождений в усло-
виях небольших глубин и, возможно, даже весьма близко от поверх-
ности. Для всех этих месторождений характерны: приуроченность
оруденения к эффузивным породам, широкое развитие колломорфных
текстур руд, ассоциация касситерита с халцедоном, опалом, кварцем,
а во многих месторождениях — с гематитом.
Типичным представителем таких руд являются руды Джа л ин-
дийского месторождения (Малый Хинган). Месторождение приуро-
чено к верхнемеловым эффузивным кварцевым порфирам, которые
в зоне дробления северо-восточного простирания подверглись гидро-
термальным изменениям, выразившимся в их окварцеваиии, серицити-
35 Зак. 824 545
зацин и каолинизации. Оруденение носит гнездовой характер и отдель-
ные гнезда располагаются среди сильноизмененных окварцованных
Рис. 707. Кристаллы касситерита (темно-серое)
в буланжерите (светло-серое). Белое — пирит.
Смирновское месторождение. Полированны;)
шлиф. X 85
пород (Ицицсон идр., 1959).
Характерной текстур-
ной особенностью руд ме-
сторождения является кол-
ломорфное строение слагаю-
щих их агрегатов кассите-
рита. На рис. 708 хорошо
видно, что касситерит пред-
ставлен почковидными об-
разованиями, обладающи-
ми концснтрнчсски-зональ-
ным сложением, обусловлен-
ным чередованием зон свет-
лой и темной окраски. Не
сколько таких почек касси
терита как бы нарастают на
остатки обломков силыюиз-
мененного кварцевого пор-
фира (светлое слева и в
центре снимка), в котором
при внимательном рассмот-
рении можно разглядеть
порфировые вкрапленники
кварца. Характерно, что от
касситеритовых образований
кварцевый порфир отделя-
ется полоской интенсивно окремненной породы.
Фотографин того же штуфа с почками касситерита (см. рис. 708,
левая часть), снятые при небольшом увеличении (рис. 709 и рис. 710),
Рис. 708 Котломорфная текстура почковидных агрегатов
касситерита. В левой части снимка и в центре изменен-
ные обломки кварцевого порфира, иа которые нарастают
агрегаты касситерита. Месторождение Джзлиндинское.
Полированный штуф. Снято в косом свете. Нат. вел.
выявляют интересные детали строения колломорфных образований.
Прежде всего наряду с коицентрически-зональиым строением почек
бросается в глаза обилие в них различных трещинок, расположенных
546
то радиально, то незакономерно. Большей частью эти трещинки не
выходят за пределы почек и, по-видимому, представляют собой тре-
щинки усыхания гелевых масс
касситерита, сформировавших
почки.
О том, что при образовании
почек происходило последова-
тельное отложение коагулятов,
свидетельствует строение самих
почек. Как можно видеть на
рис. 709, лишь самые первые пор-
ции коагулятов, располагающие-
ся в центрах почек или около
них, имеют сферические формы.
Последующие, концентрически
Налагающиеся на них зоны обла-
1ают уже серповидной формой
в разрезе) и меняющейся мощ-
ностью. Они либо выклиниваются
в обе стороны (в местах стеснен-
ного пространства для отложе-
ния осадков), либо упираются в
ранее отложенные массы мине-
рального вещества. Такое нерав-
номерное развитие почек говорит
о том, что их рост мог происхо-
дить лишь в сторону полости,
занятой раствором.
На рис. 710 можно ви-
деть, что две слившиеся
почки соприкасаются по
весьма характерной для
подобных образований пря-
мой разграничительной ли-
нии. Наружные конпентры
касситерита облекают не
только «сдвоенную» началь-
ную почку, но и рядом на-
ходящуюся, иного строения
почку, что еще раз подчер-
кивает последовательность
отложения гелей в процессе
формирования почковидных
образований.
Почковидные агрегаты
касситерита в пределах от-
дельных зон обладают ра-
диально-лучистым тонко-
волокнистым строением, об-
Рис. 709. Участок штуфа, изображенного
на рнс. 708. Почковидное, концентричсски-
зоналыюе выделение касситерита с нерав-
номерным развитием концентров. Снято
в отраженном свете. Y 6
Рис. 710. Участок штуфа, изображенного на
рис. 708. Почковидные агрегаты касситерита, про-
странство между которыми выполнено кварцем.
Снято в отраженном свете. X 6
наруживая в прозрачных
шлифах в скрещенных нике-
лях секториальное угасание.
Наблюдаются также сфе-
рические образования кас-
ситерита с характерным для сферолитов крестом угасания.
Наряду с почковидными агрегатами среди выделений колломорф,
ного касситерита Г. Н. Комаровой (1959) были обнаружены своеобраз-
ные трубчатые образования. В продольном срезе эти образования, раз-
547
Рис. 711. Почковидное концентр ически-зональное выделение кассите
рита, рассекающееся трешниками, выполненными кварцем- Кварк
/темпо-серое) цементирует также агрегаты касситерита. Джалиндие
ское месторождение. Полированный шлиф. X 6
Рис. 712. Участок шлифа, изображенного на рис. 711. Хорошо видно
расположение кварца на месте концентрически-зонального кассите-
рита. В кварце местами сохраняются реликты зонального строения и
мельчайшие остатки касситерита Ярко-белое — выделение индита
в кварце. X 40
мер которых в длину не превышает нескольких миллиметров, напоми-
нают сечение цилиндра, стенки которого сложены касситеритом, а цен-
тральная часть выполнена кремнистым веществом.
Большой интерес представляют взаимоотношения касситеритовых
образований с кварцем, среди которого они располагаются. Изучение
шлифов руд под микроскопом в отраженном и проходящем свете пока-
зывает присутствие во многих почках рассекающих их тонких прожил-
ков кварца, большей частью отходящих от кварцевой массы, выполняю-
щей пространство между почками. Расположение прожилков в почке на
рис. 711 позволяет сделать заключение, что они при своем образовании.
Рис. 713. Разъедание кварцем (темпо-серое) отдельных концентров
концентрически-зонального касситерита (серое). Остатки концентров
местами сохраняются в кварце. При разъедании четко выявляется
радиально-лучистое строение касситерита. Джалиндинское месторожде-
ние. Полированный шлиф. X 40
использовали трещины и микробрекчии, возникшие в результате сок-
ращения гелевой массы в процессе старения. Помимо прожилков, рас-
секающих концентрические зоны почек, широко развиты также про-
жилки, следующие вдоль границ отдельных зон.
С проникновением кварцевых прожилков в касситеритовые почки
связано широко распространенное явление разъедания касситерита
кварцем. Это явление удается проследить и макроскопически и а поли-
рованных штуфах руд по обесцвечиванию темноокрашенных зои в поч-
ках. При рассмотрении под микроскопом такие обесцвеченные участки,
как правило, характеризуются присутствием многочисленных прожил-
ков кварца. Один из таких кварцевых прожилков, проходящий по гра-
нице зон касситерита в почке иа рис. 711, показан с увеличением на
рис. 712. По обе стороны от прожилка в этом участке касситерит разъе-
ден и на его месте образуется более широкая кварцевая полоска, среди
которой располагаются мельчайшие остатки касситерита Разъедание
центральных частей почек касситерита с радиально-лучистым и концен-
трически-зональным строением с проникновением кварца между отдель-
ными лучами касситерита и с сохранением отдельных концентрических
зонок касситерита хорошо видно на рис. 713 и рис. 714.
549
Для выяснения взаимоотношений касситерита и кварца большой
интерес представляет наличие местами среди кварцевой массы, выпол-
няющей промежутки между почками касситерита, типичных микро-
брекчий касситерита (рис. 715). В этих микробрекчиях касситерит
представлен различно ориентированными обломками концентрически
зональных ночек.
Приведенные выше взаимоотношения касситерита и кварца указы-
вают на более раннее выделение касситерита.
С явлением разъедания касситерита кварцем связано и нахожде-
ние в рудах недавно обнаруженного автором (Генкин и Муравьева,
Рис. 714. Кварц (темно-серое) почти целиком заместил центральную
часть почки касситерита (серое). Сохранились лишь тончайшие остатки
отдельных зон. Ярко-белое выделение в кварце—индит. Джалиндии-
ское месторождение. Полированный шлиф. > 40
1963) индита (FeIn2S4). Минерал этот неизменно находится среди
кварца, разъедающего (рис. 711, 712, 714) и цементирующего почки
касситерита. Предыдущими исследованиями (Ициксон и др., 1959;
Комарова и Новоросова, 1959) установлен интересный факт нахожде
ния в почковидном касситерите содержания индия. Эти данные и усло-
вия нахождения индита приводят к выводу о том, что индиевый мине-
рал образовался за счет индия, содержащегося в касситерите при разъ-
едании последнего кварцем. В растворах, отлагавших кварц, содержа-
лось небольшое количество серы, о чем, помимо индита, свидетельст-
вует присутствие других сульфидов.
Следует отметить, что возможность нахождения индиевых минера-
лов при разложении минералов, содержащих индий в виде изоморфной
примеси, указывалась автором и ранее (Бетехтин и др., 1958).
С проникновением кварца в касситеритовые почки связано также
интересное явление перекристаллизации касситерита, наблюдаемое
в светлоокрашенных участках почек. Причем в отличие от явления обес-
цвечивания темноокрашенных участков почек, вызванного разъеданием
касситерита кварцем, появление кварца в светлоокрашенном кассите-
рите обусловливает изменение окраски его до красновато-бурой. Это
явление хорошо видно и макроскопически — в полированных штуфах
руд. На рис. 716, представляющем почку касситерита, снятую с неболь-
550
Рнс. 715. Обломки концентрически-зональных агрегатов касситерита
цементируются кварцем (темно-серое). Джалиндииское месторожде-
ние. Полированный шлиф X 40
Рис 716. В верхней периферической части осветленного концентри-
чески-зонального касситерита наблюдаются тонкие прожилковидные
образования касситерита (черное), возникающие при перекристалли-
зации. В нижней части осветленного касситерита видны реликтовые
участки темного касситерита. Джалиндииское месторождение. Полиро-
ванный шлиф. X 6
шим увеличением, в светлом касситерите у его границы с чередованием
тонких темных и светлых зоной наблюдаются прожилкообразные выде-
ления и неправильной формы участки красновато-бурого касситерита.
Исследование участков красновато-бурого касситерита под микро-
скопом с большим увеличением показывает постоянное присутствие
в ннх кварца в виде мелких ксеноморфных выделений. Нахождение
в этих участках касситерита, представленного агрегатом изометричных
зерен, которые около ксеноморфных выделений кварца обладают пра-
вильными очертаниями, показывает, что мы имеем дело не только
с изменением окраски, но и с перекристаллизацией касситерита.
Рис. 717. Тонкодисперсный касситерит (мелкие светло-серые выделе-
ния), равномерно распределенный в окварцованном кварцевом пор-
фире (темно-серое). Порфировая структура последнего выявляется бла-
годаря присутствию порфирового вкрапленника кварпа. Касситерит
образует во вкрапленнике тонкие прожилочки. Джалиндинское место-
рождение. Полированный шлиф. X 40
Среди кварцевой массы, возникшей за счет интенсивного оквар-
цевания кварцевого порфира (устанавливается по наличию в ней релик-
тов порфировых вкрапленников кварца) местами встречаются участки
шоколадного цвета. Под микроскопом в отраженном свете оказывается,
что в этих участках кварц содержит многочисленные равномерно рас-
пределенные мельчайшие выделения касситерита (рис. 717), причем
кварц порфировых вкрапленников лишен этих выделений и в него кас-
ситерит проникает лишь по трещинкам в виде прожилков. Участки
с тонкодисперсным метасоматическим касситеритом обычно встреча-
ются совместно с его колломорфными агрегатами.
Рассматривая вопрос о способе образования почковидных агрега-
тов колломорфного касситерита, Г. В. Ициксон (Ициксон и др., 1959)
приводит ряд доказательств в пользу их возникновения путем метасо-
матической переработки кварцевых порфиров. Она отмечает, например,
что рост корок касситерита всегда осуществляется в одну сторону и
между фестонами касситерита можно видеть реликты исходной породы
(Ициксон и др., 1959, фиг. 95). Корки почковидных агрегатов кассите-
рита, по ее мнению, возникли путем замещения пород вдоль тончайших
скрытых трещинок и отложение гелевых образований касситерита и
552
кварца происходило в процессе взаимодействия рудоносных растворов
с породой.
Условия образования описанных почковидных агрегатов кассите-
рита выяснены все же еще недостаточно и нуждаются в дальнейшем
в более углубленном исследовании.
Сходное по условиям образования месторождение деревянистого
олова Тэйлор Крик в Нью-Мексико (США) описывают Д. Хилл
(Hill, 1922) и К- Фриз (Fries, 1940). Рудовмещающие риолиты рассе-
чены узкими прерывистыми прожилками, трещинками, образующими
незакономерную сеть. В местах наиболее интенсивного развития трещин
риолит каолнннзнрован и превращен в мягкую белую породу. Местами
вдоль трещин наблюдаются узкие зонки, в которых белая порода окра-
шена окислами железа в красный цвет. Некоторые прожилки состоят
из касситерита и гематита, находящихся в тесном срастании. Кассите-
рит представлен большей частью темно-бурыми или черными плотными
почковидными или гроздьевидными образованиями, в центральной
части которых иногда находится гематит. Лишь изредка касситерит
встречается в виде таблитчатых кристаллов. Гематит обычно наблю-
дается в виде блестящих черных пластинок, образующих скопления
у стенок открытых трещин. Наблюдались случаи нарастания на таблит-
чатые кристаллы касситерита гематита, который в свою очередь обрас-
тал тонким слоем халцедона. Арестами в срастании с гематитом присут-
ствует магнетит. Из нерудных минералов в небольших количествах
встречаются также кристобалит, тридимит, опал, кварц и цеолиты,
реже флюорит.
Минерализованные трещины, как правило, заполнены лишь час-
тично. Реже встречаются трещины шириной до 2,5 см, целиком запол-
ненные касситеритом и гематитом. Арестами мелкие кристаллики гема-
тита и касситерита встречаются в пористом измененном риолите на
небольшом расстоянии от трещин.
Изменение риолита редко распространяется более чем на 30 см
в сторону от трещины. Около рудных прожилков измененный риолит
состоит в основном из каолинита, образовавшегося на месте основной
массы первоначальной породы и остаточного кварца. Вкрапленники
полевого шпата местами целиком изменены, но иногда сохраняются их
первоначальные ограничения.
ГЛАВА XV
СУРЬМЯНО-РТУТНЫЕ И МЫШЬЯКОВЫЕ РУДЫ
Большая часть месторождений этих руд относится к низкотемпера-
турному (эпитермальному) типу гидротермальных месторождении.
Характерной особенностью геологических условий формирования руд
обычно является небольшая глубина, на которой происходит процесс
рудоотложения.
Морфология рудных тел и текстуры руд показывают, что образо-
вание руд происходило в основном путем выполнения полостей. Очень
часто рудные тела представлены жилами и прожилками, весьма широко
развиты брекчиевые текстуры руд, в которых рудные минералы сла-
гают межобломочную массу среди обломков вмещающих пород. Лишь
в небольшом числе месторождений руды отлагаются путем замещения
вмещающих осадочных (главным образом карбонатных) или эффузив-
ных пород, образуя в них рассеянные вкрапленные выделения, реже
более крупные скопления.
Д1инеральный состав руд этих месторождений обычно очень простой
и, помимо антимонита, киновари, аурипигмента и реальгара и сопут-
ствующих им пирита, марказита, иногда арсенопирита, другие рудные
минералы встречаются лишь редко. Из нерудных минералов почти
всегда преобладает кварц, сопровождаемый карбонатом, реже флюори-
том и другими минералами.
Приведем описание строения этих руд из ряда отечественных и
зарубежных (по литературным данным) месторождений. Среди руд
сурьмяно-ртутных и мышьяковых месторождений по главному рудооб-
разующему минералу могут быть выделены следующие типы: антимо-
нитовый, антимонит-киноварный, киноварный и реальгар-аурнпнгмен-
товый.
К антимонитовым рудам прежде всего относятся руды кварц-анти-
монитовых жильных месторождений, залегающих обычно в осадочных
породах и представляющих собой наиболее широко распространенный
на земном шаре тип сурьмяных месторождений. Золото-антимониг-квар-
цевые руды принадлежат уже к семейству золоторудных месторожде-
ний и здесь не рассматриваются. Д1алораспространенные. но весьма
интересные по ассоциации минералов антимонит-ферберитовые руды
описаны в разделе вольфрамовых руд, а антнмоннт-кнноварные руды
рассмотрены в этой главе.
Жильные антимонитовые месторождения характеризуются обычно
простым минеральным составом. Помимо составляющих основную массу
руд кварца и антимонита, в них из рудных минералов нередко ирису г-
ствуют пирит, арсенопирит, бертьерит, а иногда и другие сульфиды.
Из нерудных минералов встречаются хлорит, серицит, иногда карбо-
наты. Особенностью морфологии жил является значительное колебание
554
мощности их по простиранию. Кроме того, нередко рудные массы
в жиле наблюдаются в виде замкнутых линзообразных скоплений, раз-
деленных безрудными участками или участками с убогой вкраплен-
ностью антимонита.
Типичным представителем кварц-антимонитовых руд является
Раздольнинское месторождение (Красноярский край). Рудная
жила здесь залегает в докембрийских филлитовых сланцах согласно
с их сланцеватостью, часто повторяя ее изгибы. В висячем и лежачем
боку жила сопровождается большим числом рудных прожилков вдоль
мелких оперяющих трещин. Как и в других месторождениях, соотно-
шение кварца и антимонита в рудной массе непостоянно. Нередко
Рис. 718. Массивная текстура антимонитовон руды. Разъ-
еденные зерна кварца (белое) среди антимонита (чер-
ное). Раздольнинское месторождение. Полированный
штуф. Нат. вел.
наблюдаются столбообразные обогащенные участки. Интересно, что
северная часть жилы сложена почти сплошным антимонитом, среди
которого встречаются отдельные разобщенные выделения кварца
(рис. 718), местами интенсивно разъеденные антимонитом.
Характерной особенностью минерального состава руд месторож-
дения является присутствие в них, помимо антимонита, и другого сурь-
мяного минерала — бертьерита (FeSbsS*). Последний встречается в при-
контактовых участках жилы среди кварца и вмещающих сланцев.
В сланцах бертьерит местами слагает самостоятельные линзочки. В зер-
нистых агрегатах его при этом нередко обнаруживаются следы дина-
мических воздействий, выражающиеся в появлении в отдельных зернах
двойников давления. По границам зерен в этом случае в результате
явления грануляции возникают цепочки мельчайших зернышек бертье-
рита (рис. 719).
Остановимся на характеристике текстурных особенностей руд
кварц-антимонитовых жил Зопхитского месторождения (Закав-
казье), залегающих в мезозойских глинистых сланцах. Представление
с строении руд этого месторождения дает фотография полированного
штуфа (рис. 720). Вмещающие глинистые сланцы разбиты многочислен-
ными кварцевыми прожилками на ряд пластин. Наиболее мощный
кварцевый прожилок, проходяший в середине штуфа, содержит в цент-
ральной части выделения крупнокристаллического антимонита.
Изучение полированных шлифов из этого образца показывает, что
глинистые сланцы около жил содержат обильную вкрапленность мелких
555
кристалликов арсенопирита. Последний образует также прожилки
в сланце, рассекаемые кварцевыми прожилками.
Характерной текстурной особенностью кварц-антимопитовых руд
этого месторождения является наличие брекчиевых текстур. Угловатые
окварцованные и содержащие обильную в4<рапленность сульфидов
(арсенопирита и пирита) облом к н вмещающих сланцев часто распре-
делены по всей рудиой массе жил. Иногда эти обломки сосредотачи-
ваются преимущественно у одного из зальбандов жилы. На рис. 72i
в штуфе из жилы, обладающей характерным пережимом, у левого
Рис. 719. Агрегат зорей бертьерита. В отдельных
зернах наблюдаются двойники давления, а по
границам зерен цепочки мельчайших зернышек
бертьерита, возникших вследствие явления гра-
нуляции. Раздольнинское месторождение. Поли-
рованный шлиф. Снято в скрещенных никелях.
X 85
совершенно определенно говорят о том.
зальбанда ее можно видеть
большое число мелких уг-
ловатых обломков сланца.
Один из них, располагаю-
щийся в центральной части
жилы, окружен каймой бе-
лого кварца. Это явление
вообще не случайно, так
как во многих штуфах сре-
дн сплошной мономинсраль-
ной антимонитовой массы
встречаются обломки слан-
цев, со всех сторон отде-
ленные от антимонита ка-
емкой сплошного зернисто-
го кварца ( рис. 722) с обра-
зованием типичной кокар-
довой текстуры. Точно та-
кие же кварцевые оторочки
более или менее выдержан-
ной мощности наблюдаются
в виде полос вдоль заль-
бандов богатых антимони-
том жил (см. рис. 721). Ма-
ломощные трещины бывают
нацело выполнены кварцем,
с выделением антимонита
лишь в раздувах. Эти факты
что из рудоносных растворов
первым выделялся кварц.
В других случаях полосы или оторочки сложены гребенчатыми или
шестоватыми агрегатами кварца. На рис. 723 виден удлиненный обло-
мок сланца, расположенный параллельно зальбанду и имеющий ото-
рочку из шестоватого кварца, длинные оси зерен которого распола-
гаются перпендикулярно границе с обломком. Такая же кайма шестова-
того кварца отделяет рудную массу жилы от вмещающих сланцев
(в середине снимка). Одиако в данном случае сама рудная масса
сложена агрегатом сравнительно мелких (до 5 мм) неправильной
формы зерен антимонита и кварца. Последний, очевидно, принадлежит
к более поздней генерации и отлагался одновременно с выделением
из растворов антимонита, т. е. несколько позже кайм шестоватого
кварца.
Наконец, в отдельных участках жилы среди кварцевой массы встре-
чаются крупные (в несколько сантиметров), хорошо образованные кри-
сталлы антимонита. В самой же кварцевой массе встречаются друзо-
вые пустоты, в которых на щеточках кварца располагаются мелкие
кристаллики, вероятно, более позднего антимонита.
Друзовые текстуры вообще весьма характерны для руд месторож-
дения. Жильный кварц обычно нарастает на боковую породу и обра-
556
Рис. 720. Прожилок кварца (белое) с антимонитом (серое) в глинистых слан-
цах (черное). В последних видны многочисленные тонкие прожилки кварца,
местами (в правой нижней части снимка) пересекающие более ранние про-
жилочки арсенопирита (серое). Зопхитскос месторождение. Полированный штуф.
Нат. вел.
Рис. 721. Кварц-антимонитовый прожилок в глинистом сланце (черное).
Мелкие обломки сланца сосредоточены вдоль одного из зальбандов
(слева) жилы. Кварц — белое, антимонит — серое. Зопхитское месторо-
ждение. Полированный штуф. Нат. вел.
стает находящиеся в жиле обломки ее в виде хорошо образованных
кристаллов, на которые нередко нарастают кристаллы антимонита.
Иногда в кварцевых друзовых пустотах наблюдается также бертьерит,
представленный скоплением мельчайших игольчатых кристаллов.
Рис. 722. Обломки сланца (черное) в антимонитовой массе (серос> окружены
каймой кварца (белое). Зопхитское месторождение. Штуф. Нат вел.
Таким образом, текстурные особенности расположения агрегатов
кварца и антимонита, наблюдаемые в штуфах руд, позволяют говорить
Рис. 723. Удлиненный обломок сланца (чер-
ное) окружается каймой шестоватого кварца
(белое). Такой же кварц наблюдается по гра-
нице сланца с рудной массой, сложенной ан-
тимонитом (светло-серое) к кварцем (серое).
Зопхитское месторождение. Полированный
штуф Нат вел
о последовательном заполне-
нии жильной полости этими
минералами и о наличии не-
скольких генераций кварца и
антимонита.
Друзовые текстуры типич-
ны и для руд зарубежных
кварц-антимонитовых место-
рождений. В частности, круп-
нейшее в мире антимонитовое
месторождение Си-Гуан ь-
Ш а н ь в провинции Юннань
(Южный Китай) отличается
обилием друзовых пустот.
Район месторождения сложен
смятыми в складки палеозой-
скими сланцами, песчаниками
и известняками. Сурьмяные
месторождения приурочены
к пласту кварцевых песчани-
ков мощностью 40—60 м, в ко-
тором содержатся прожилки
и гнездообразныс скопления
и антимо-
жильной массы, состоящей почти исключительно из кварца
нита, нередко в виде хорошо образованных кристаллов, выстилающих
друзовые пустоты.
Друзовые текстуры широко развиты и на известном японском
месторождении Итшинокава (о-в Шикоку). Крупные, прекрасно
образованные призматические кристаллы антимонита, которые можно
встретить во всех музеях мира, достигают в этих рудах иногда 0,5 я
в длину при толщине до 5 см.
558
Рис. 724 Крупные кристаллы антимонита (серое)
среди кварцевой массы (белое). Кадамджайские ме-
сторождение. Полированный штуф. Нат. вел.
От обычных кварц-антимонитовых жил по условиям залегания и
исключительно широкому развитию брекчиевых текстур отличаются
руды Кадамджайского (Средняя Азия) сурьмяного месторожде-
ния. Рудные минералы выполняют межобломочное пространство
в брекчии окремнелых известняков, располагающейся между извест-
няками в лежачем и сланцами в висячем боку. Брекчия залегает
в виде пласта, но оруденелой является лишь его верхняя часть, пере-
крываемая глинистым сланцем. Антимонит распространен как в виде
мелких рассеянных зерен, так и в виде крупнокристаллических масс
и кристаллов (до 15 см в длину), в тесном срастании с кварцем
(рис. 724). Местами рудные минералы образуют сеть прожилков.
Интересные реакци-
онные образования,возни-
кающие при пересечении
антимонитовыми жилами
даек ссрпентинизирован-
ных диабазов, описаны
А. Маухером (Maucher,
1938) в месторождении
Тур ха л (Турция).
Здесь кварц-антимони-
товые жилы, представ-
ляющие собой линзооб-
разные кварцевые мас-
сы (мощностью 0,2—2 м)
с гнездами крупнозерни-
стого антимонита, распо-
лагаются большей частью
согласно вдоль границ
палеозойских графито-
вых и серицитовых слан-
цев, рассекаемых дайка-
ми диабазов Сланцы
около жил нередко содер-
жат метасоматическую
вкрапленность антимонита,
жил являются чисто кварцевыми. Следует отметить, что дайки диабаза
около жил серпентинизированы, а содержавшийся в них никельсодер-
жащий пирротин превращен в пирит, марказит и бравоит (Fe, Ni)S2.
При пересечении антимонитовыми жилами даек диабаза серпентинизи-
рованные обломки последнего, попадающие в жилу, претерпевают
окремнение и замешаются антимонитом. При этом бравоит превра-
щается в гудмундит FeSbS.
Помимо наиболее широко распространенного жильного типа антимо-
нитовых месторождений, образующихся путем выполнения трещинных
полостей, встречаются месторождения антимонита, возникающие путем
замещения вмещающих их пород. Так, например, в некоторых мелких
месторождениях (США, Алжир и др.) наряду с жилами, там, Где
последние залегают в известняках, встречаются метасоматические
залежи сплошных или вкрапленных руд. Текстурные особенности этих
Поперечные жилы в отличие от согласных
руд, к сожалению, не описаны.
Антимонит-киноварные руды наиболее хорошо представлены в ме-
сторождениях Средней Азии, в частности, в Хайдарканском, рас-
положенном среди палеозойских известняков и сланцев. Рудным телом
является оруденелый пласт окремнелых брекчированных известняков.
Сурьмяно-ртутные руды этого месторождения обычно представляют
собой брекчию, в которой обломки окварцованного и пи ритизи ров эн-
ного известняка рассекаются прожилками кварца и флюорита и цемен-
559
тируются кварцем, флюоритом, антимонитом и киноварью. Весьма
характерны кокардовые текстуры этих руд с оторочками флюорита,
обрастающими каждый обломок боковой породы. На фотографии штуфа
такой руды (рис. 725) хорошо видны темные бахромчатые каемки флю-
Рис. 725. Кокардовая текстура, обусловленная обрастанием каемками флюорита (чер
ное) обломков окремиелой породы (темно-серое). Межобломочная масса сложена
кварцем и антимонитом (светло-серые и серые удлиненные выделения). Хайдаркан-
ское месторождение. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис 726. Обломок окремнелой породы (черное) отделяется
от флюорита (серое) тонкой каемкой кварца (белое). Кварц
также рассекает обломок в виде тонких прожилков. Хайдар-
канскос месторождение. Прозрачный шлиф. Снято с одним
николем. X 20
орита толщиной 1—5 мм вокруг остроугольных обломков окварцован-
ного известняка. В межобломочном пространстве располагаются выде-
ления антимонита более или менее правильной формы и кварц.
Исследование руд под микроскопом показало, что обломки породы,
сложенные чрезвычайно тонкозернистым кварцем и мелкими кристал-
ликами пирита, всегда обрастают узкой каемкой более крупнозерни
стого кварца, на которую нарастает более широкая флюоритовая кайма.
Характерно, что отдельные, хорошо образованные кристаллики кварца
560
обращены в сторону флюоритового окружения (рис. 726). Таким обра-
зом, кварцевые тонкие оторочки являются более раниимн по отношению
к более мощным флюоритовым каймам. Кроме того, среди тонкозер-
нистой кварцевой массы обломков наблюдаются прожилки того же
крупнозернистого кварца, а также более поздние кварц-флюорнтовые
(рис. 727) и флюоритовые прожилки, рассекающие кварцевые ото-
рочки вокруг обломков (рнс. 728).
В кварц-флюоритовых прожилках кварц, как правило, в виде
хорошо образованных кристалликов отмечается у зальбандов прожил-
ков, а флюорит в виде более крупных зерен выделяется после него,
Рис. 727. Кварц-флюоритовый прожилок, рассекающий обломок окрем-
нелой породы. Кварц (белое и серое) в виде хорошо образованных
кристалликов расположен по зальбандам прожилка, а флюорит (чер-
ное) слагает остальную часть его. Светлое крупное зерно в центре
прожилка — топаз. Хгйдарканское месторождение. Прозрачный шлиф.
Снято в скрещенных никелях. v 46
выполняя пространство между кристаллами кварца. Весьма интересно,
что в срастании с флюоритом изредка встречаются выделения топаза.
В. И. Смирнов (1945, 1947), изучавший эти руды, отмечает присут-
ствие в центральных частях крупных обломков остатков незамещен-
ного кварцем известняка, свидетельствующих об окремиеннн обломков
известняка.
Остроугольная форма этих обломков и их ровные очертания под-
тверждают то, что окружающие их каемки флюорита возникли путем
нарастания на обломки, а не в результате непосредственного реакцион-
ного взаимодействия рудоносных растворов с обломками известняков.
На это указывает также наличие в окварцованных обломках секущих
флюоритовых прожилков, отходящих от окружающих обломкн оторочек
флюорита. Скорее всего, окварцевание обломков происходило до обра-
зования флюоритовых оторочек.
Кокардовая текстура в брекчиях широко распространена также на
Чаува иском сурьмяно-ртутном месторождении, залегающем в ана-
логичных геологических условиях. Обломки окремнелой породы
(известняка или сланца) в отличне от руд Хайда рка некого месторож-
дения часто здесь окружены каемками белого гребенчатого кварца,
а межобломочиое пространство выполнено кварцем, флюоритом, аити-
561
Рис. 728. Прожилок флюорита (черное) в обломие окремнелой
породы рассекает оторочку кварца (белые и серые зерна в левой
части снимка). Черное в левой части снимка — флюорит. Хайдаркан-
ское месторождение. Прозрачный шлиф. Снято в скрещенных нике-
лях. X 46
Рис. 729. Брекчиевая текстура. Пространство между облом
ками породы (черное), окруженными каймой флюорита (бе-
лое), сложено 'киноварью, антимонитом и кварцем. Хайдар-
канскос месторождение. Полированный штуф. Нат вел.
монитом и киноварью. Зерна и'иновари нередко располагаются на
концах кристаллов гребенчатого н'варца.
Необходимо отметить, что на Хайдарканском месторождении,
помимо участков с сурьмяно-ртУТНЬ1м оруденением, имеются участки
преимущественно с ртутным ору’Дене,1ием. в которых антимонит как
рудообразующий минерал имееР лишь подчиненное значение. Так,
в Главном рудном поле оруден?ние связано с окремнелой брекчией
на границе известняков н сланц₽в» обломки которых сцементированы
кварцем и флюоритом, причем к11НоваРь главным образом встречается
не в межобломочном пространств брекчированных пород, а в каль-
Рис. 730. Графическое срастание киновари (темное) ir антимонита
(белое). Хайдаркаггскос местор^жДение- Полированный шлиф. 325
цитовых прожилках в известняк^ и иногда в окремнелых породах.
Остановимся кратко на стрУктУРных взаимоотношениях главных
рудных минералов Хайдарканского месторождения —киновари и анти-
монита. В брекчиевых рудах они обычно совместно с кварцем слагают
межобломочную массу. На рис. 729 видно, что киноварь и антимонит
располагаются между обломками пороты, окруженными каймами флю-
орита, причем киноварь образуй зернистые агрегаты, а антимонит
представлен удлиненными кристаллами (белый кристалл в центре
снимка). Оба минерала обычно разделены прямолинейными границами,
но местами можно наблюдать, чт° киноварь в виде зубчатых ответвле-
ний проникает между зернами иЛн Двойниками антимонита. Антимонит
отлагается, очевидно, раньше киноваРи, о чем свидетельствует также
идиоморфное развитие его кристаллов-
¥1зучение взаимоотношений киновари и антимонита в полирован-
ных шлифах позволило обнаружить интересные графические срастания
этих минералов, приуроченные большей частью к периферии крупных
выделений антимонита. Эти срастання в зависимости от размера и
формы выделений киновари могут иметь различный вид. В одних участ-
ках срастания более грубые и киноварь в ннх представлена мелкими
ксеноморфными выделениями неправильной формы, в других чрезвы-
чайно тонкие с типичным мнрмекитовым обликом благодаря тонко-
пластннчатой форме выделений киновари (рис. 730, 731). Интересно,
563
что в участках развития графических срастаний антимонит обычно
представлен агрегатом мелких зерен. Приведенные данные о более
позднем отложении киновари и взаимоотношения киновари и анти-
монита в графических страстаниях позволяют предположить,
Рис. 731. Тонкие графические срастания ан-
тимонита и киновари о поляризованном све-
те. Хайдарканское месторождение. Полиро-
ванный шлиф. :< 325
что последние возникли при
замещении антимонита кино-
варью, причем содержащие
ртуть растворы более свобод-
но проникли в мелкозерни-
стые периферические участки
антимонита, возникшие при
перекристаллизации. О дина-
мических воздействиях на ру-
ды можно судить также по
повсеместному развитию в
антимоните двойников давле-
ния.
Типичным представителем
месторождений киноварных
руд являются руды Н и к н-
товского месторождения
(Украинская ССР). Орудене-
ние приурочено преимущест-
венно к куполообразным взду-
тиям, расположенным вдоль
оси антиклинальной складки,
сложенной карбоновыми пес-
чаниками и сланцами.
Руда представлена густой сетью взаимно пересекающихся прожил-
ков киновари в снльнотрещиноватых и раздробленных песчаниках
-(рнс. 732) и вкрапленными выделениями киновари в массивных песча-
ннках вдоль трещинок различного направления.
Таким образом, текстур-
ные особенности руд место-
рождения обусловлены выпол-
нением киноварью многочи-
сленных трещинок в песчани-
ках и замещением последних
около трещинок киноварью.
Сплошные массивные ру-
ды приурочены к более круп-
ным трещинам в зонах дроб-
ления. По данным Е. Е. Заха-
рова (1940), жилы, как пра-
вило, отличаются брекчиевой
текстурой: обломки песчаника
цементируются рудным агре-
гатом, состоящим из киновари,
антимонита и нередко арсено-
пирита и каолинита.
На рис. 733 можно видеть
обломки песчаника, простран
Рнс. 732. Прожилки и выделения киновари
(черное) в раздробленном песчанике. Никч-
товское месторождение. Полированный штуф.
Нат. вел.
ство между которыми выполнено кварцем, арсенопиритом и кино-
варью. На микрофотографии (рис. 734) хорошо видна приуроченность
удлиненных кристалликов арсенопирита к периферии зерен кварца,
слагающих обломки песчаника.
По сравнению с главным рудообразующнм минералом — киноварью
антимонит в рудах месторождения обычно встречается лишь в подчи-
564
Рис. 733. Обломки песчаника (темное) цементируются киноварью и
арсенопиритом (светлое). Никитовскос месторождение. Полирован-
ный шлиф. X 6
Рис. 734. Арсенопирит (белое) в виде скоплений удлиненных кристалли-
ков приурочен к периферии зерен кварца (черное). Киноварь (серое)
выполняет пространство между ними. Никитовское месторождение. Поли-
рованный шлиф. X 40
яенных количествах, нередко образуя самостоятельные прожилки
в ассоциации с кварцем.
Возрастные взаимоотношения между этими минералами указывают
«а относительно более раннее выделение антимонита. Он часто уста-
навливается в виде хорошо образованных кристалликов внутри массы
киновари. Иногда в киновари наблюдаются разбитые трешниками и
растащенные удлиненные кристаллы антимонита (рис. 735).
Большой интерес представляют также киноварные руды, залегаю-
щие в карбонатных породах. Месторождения таких руд известны у нас
в Союзе в Горном Алтае. К их числу принадлежит Акташское ме-
сторождение. Акташское месторождение, по данным В. А. Кузнецова
Рнс. 735. Кристаллы антимонита (белое) в киновари (серое) раз-
биты трещинками и местами растащены. Ннкитовское месторо-
ждение. Полированный шлиф. X 106
<(1939), приурочено к известнякам нижнего силура, перекрытым п<
довольно сложной поверхности надвига метаморфическими сланцам*
кембрия. Рудовмещающими являются метаморфизованные, частью до
ломитизнрованные и в значительной степени окремнелые известняки.
Внутри горизонта известняков имеются тонкие прослон песчаника
обычно сильно измененного, каолииизированного и оруденелого Нс
редко к этим прослоям приурочиваются богатые рудные тела. Поверх
ность надвига, являющегося главной рудоконтролирующей структурой,
местами сопровождается зоной тектонических брекчий из обломков
метаморфических сланцев и известняков, сцементированных кальци-
том. Оруденение локализуется в системе трещин разрыва и зон дроб-
ления, сопряженных с поверхностью надвнга.
Руды представляют собой в разной степени брекчированные, доло-
митизированиые и окремнелые известняки, в которых киноварь обра-
зует отдельные вкрапленные выделения, развивается вдоль тонких тре-
щинок и участвует в составе цемента в наиболее богатых брекчиевых
рудах нередко в виде сплошных зернистых агрегатов. Богатые руды
этого типа особенно характерны для Акташского месторождения.
Помимо киновари, руды почти не содержат других рудных минералов.
В очень незначительных количествах присутствуют лишь пирит и анти-
монит.
566
Текстурные особенности руд месторождения определяются сочета-
нием выполнения рудным веществом трещинок во вмещающих карбо-
натных породах и замещения этих пород.
Широко распространены на месторождении вкрапленные текстуры
руд, в которых киноварь, большей частью в виде неравномерно распре-
деленных редких и мелких выделений, расположена в мраморах и доло-
митах. Иногда встречаются и более крупные выделения киновари, раз-
мером до 1 см.
Образец такой вкрапленной руды изображен на рис. 736. Выде-
ления киновари расположены среди сильиоокремнелой карбонатной
породы, состоящей на 70% из кварца и на 30% из карбоната. В карбо-
Рис. 736. Вкрапленные выделения киновари (черное) в вито кристалликов
среди окремнелоц карбонатной породы. Акташское месторождение. Поли-
рованный штуф. 3/4 нат. вел.
нате киноварь представлена хорошо образованными кристалликами, а
в кварце — изометричными выделениями, границы которых обуслов-
лены выполнением Киноварью премежутков между кристаллами кварца.
Взаимоотношения карбоната, кварца и киновари особенно хорошо
видны на фотографии небольшого участка этого же образца (рис. 737).
Хорошо образованные кристаллы кварца, большей частью группирую-
щиеся в скопления или прожилкообразные выделения, расположены
среди цементирующего их карбоната. В последнем находятся также
правильные кристаллы киновари, нарастающие на кварц. Однако такие
на первый взгляд четкие взаимоотношения минералов могут привести
к неправильному представлению о последовательности их выделения и,
в частности, о более раннем образовании кварца и киновари по срав-
нению с карбонатом. На самом деле, как это показывает более деталь-
ное микроскопическое изучение, кварц среди карбонатной массы пред-
ставлен типичными метакристаллами с характерными для них много-
численными включениями карбоната, среди которого они расположены
(рнс. 738). О метасоматическом образовании кварца свидетельствуют
также многочисленные прожнлкообразные выделения его в карбонат-
ной массе (см. рис. 737).
Кристаллы киновари в карбонате также содержат многочисленные
включения его (см. рис. 738). Иногда в виде включений в киновари
наблюдаются мелкие кристаллики кварца, еще более переполненные
включениями карбоната (рис. 739). Эти данные показывают, что кино-
варь в карбонатной массе образуется также в виде метакристаллов,
но уже после кварца, на который она нарастает (см. рис. 737).
567
Рис. 737. Участок штуфа, изображенного на рис. 736. Кристаллы
кварца (темно-серые, рельефные) и киновари (белое) в карбонатной
массе (серое). Акташское месторождение. ’: 6
Рис. 738. Кристаллы киновари (белое) и кварца (серые рельефные
зерна) с многочисленными включениями карбоната заключены
в карбонатной массе. Акташское месторождение. Полированный
шлиф. X 85
Окремнение карбонатных пород, по-видимом), предшествовало от-
ложению кнноварн, так как местами наблюдается разъедание кварца
киноварью.
Не менее часто встречаются и прожилковые текстуры руд, в кото-
рых прожилки киновари в карбонатной породе сопровождаются мел-
кими вкрапленными выделениями (рис. 740). Такие прожилки киновари
большей частью представляют собой типичные прожилки замещения»
так как киноварь не только выполняет трещинки, ио и замещает приле-
гающие к ним участки породы. Иногда около прожилков киноварь про-
никает в карбонаты по сети
мелких трещинок илн по
границам зерен карбонатов.
Наиболее важен тнп
руд, в которых киноварь
встречается в цементе брек-
чий известняков. Как отме-
чает В. А. Кузнецов (1939),
гам, где трещины в извест-
няке сгущаются и порода
Рис. 739. Киноварь (светлое) с включениями
карбоната (темное). В центре кристалл кварца
с включениями карбоната. Акташское месторо-
ждение. Полированный шлиф. X 85
Рис. 740. Прожилочки и мелкие-
вкрапленные выделения киновари
(черное) в карбонатной породе.
Акташское месторождение. Поли-
рованный штуф. Нат. вел.
превращена в тектонит из обломков известняка и доломита и цемен-
тирующих их гидротермальных карбонатов, киноварь иногда встре-
чается в таком изобилии, что становится основным компонентом по-
роды. В таких брекчиях наблюдаются крупные скопления киновари,
представляющие собой аллотриоморфный агрегат зерен, крупные
вкрапленные выделения и густую сеть тонких жилок, образующих
нечто вроде «штокверка». Наконец, иногда киноварь полностью вытес-
няет н замещает карбонаты и цементирует тектоническую брекчию,
образуя массивный мелкозернистый агрегат кирпично-красного цвета,
сопровождаемый обычно землистой разностью киновари
При рассмотрении под микроскопом кнноварн, выполняющей про-
межутки между обломками в брекчии известняков, иногда
выявляется, что она представлена не сплошными зернистыми агрега-
тами, а отдельными разобщенными выделениями. Бросается в глаза
форма и разные размеры этих выделений. Очертания многих из ннх
прямолинейные (рис. 741). Некоторые, особенно наиболее крупные
выделения, имеют округлую форму. Встречаются как мельчайшие пыле-
видные частицы, создающие порошковатые разности киновари, так и
крупные, размером до нескольких миллиметров, как бы гюрфировидные
выделения. Возникающая благодаря этому порфирокластическая струк-
тура очень сходна со структурой брекчий самих известняков. Наблю-
даемое местами замещение киноварью обломков породы позволяет сде-
569’
~лать вывод, что структурные особенности выделений киновари обуслов-
лены ие катаклазом ее агрегатов, а замещением ею обломков извест-
няка.
Весьма своеобразные месторождения киноварных руд встречаются
также в Вышковском районе Закарпатской области. По данным
Б. В. Мерлича (1957), в геологическом строении района участвуют
осадочно-туфогенные отложения, прорванные многочисленными гипа-
биссальными интрузивами гранодиорит-порфиров. Все эти породы пере-
крываются лавами андезитов, дацнтов и андезито-базальтов плиоцена.
Ртутиые проявления пространственно связаны главным образом
«с интрузивами гранодиорит-порфнров, но встречаются и среди вмещаю-
Рис. 741. «Катакластическая» структура агрегатов киновари (белое),
обусловленная замещением ею обломков и перетертого материала
в брекчии известняков. Акташское месторождение. Полированный
шлиф. > 40
щих их аргиллитов и даже в наиболее молодых дацитах. Гранодиорит
порфиры около рудных проявлений претерпевают интенсивные измене-
ния, в результате которых возникает порода, состоящая из кварца, као-
линита, аллофана, галлуазита, монтмориллонита.
Рудные минералы во вмещающих породах располагаются большей
частью по трещинкам в виде прожилков, корочек и налетов, а также
.небольших гнездовых скоплений в полостях на пересечении трещнл.
Реже они наблюдаются в порах и пустотах выщелачивания пород в виде
вкрапленности (рис. 742).
Интересно, что средн минералов, слагающих породы, помимо кино-
вари, встречается и другой ртутный минерал — метациннабарит. Ши-
роко распространен в рудах также марказит.
Изучение возрастных взаимоотношений минералов (Э. Лазаренко,
1956; Барышников, Мерлнч и Славская, 1957) показывает, что мета-
циннабарит является наиболее ранним минералом ртутной минерали-
зации. В измененных гранодиорит-порфирах он образует прожилки,
в которых нередко находится в ассоциации с марказитом (рис. 743).
Иногда в этих породах он образуется на месте выщелоченных пор-
фировых вкраплеиииков. В марказитовых прожилках наблюдаются
выделения метациннабарита овальной формы (рис. 744), являющиеся
по-видимому, метаколлоидными образованиями. Марказит в прожилке
-570
сложен чрезвычайно тонкозернистым агрегатом, в то время как мета-
циннабарит представлен более крупными зернами с полисинтетически,
двойниковым строением. На границе метациннабарита с марказиту
наблюдается каемка киновари (см. рис. 744), а в самом марказите
Рис. 742. Вкрапленные i ^деления (черное) киновари, метациннабарита и мар-
казита в измененном гранодиорит-порфире. Полированный штуф. Нат. вел.
Рис. 743. Прожилки (черное и темно-серое) марказита, мета-
циннабарита и киновари в измененном гранодиорит-порфире
(серое). Полированный штуф Нат вел.
шарики киновари (рис. 745), возникающей, вероятно, за счет метацин-
набарита. Следует отметить, что недавно В. И. Сотниковым (1962) в
рудах Терлигхайского месторождения (Тува) также были onncaiibI
концентрически-зоиальные почковидные выделения киновари.
Взаимоотношения метациннабарита и киновари неизменно свиде-
тельствуют о более позднем образовании киновари. Метациннабар|1Т
иногда встречается среди киновари в виде правильных кристаллу
Местами в идиоморфных выделениях его наблюдается зональное стрс,е_
•571
ние (рис. 746). Широко развито явление замещения киноварью мета-
циннабарита, начинающееся большей частью по периферии его агре
гатов.
Марказит возникает также позже метациннабарита и иногда обра-
зует в ием прожилки. Хотя все упомянутые выше исследователи отно-
Рис. 744. Часть штуфа, изображенного на рис. 743. Выделение
метациннабарита (серое, овальной формы) в прожилке марка-
зита (светлое). В левой верхней части метациннабарит прора-
стает марказитом. \6
Рис. 745. Сферические образования киновари (тем-
ио-серое) в массе тонкозернистого марказита (бе-
лое). Полированный шлиф. X 325
сят метациннабарит и марказит к ранней стадии минерализации, а
киноварь (совместно с карбонатами) к более поздней стадии, весьма
часто наблюдается тесиая пространственная ассоциация киновари и
марказита. Киноварь нарастает на игольчатые кристаллы марказита
(рис. 747), встречается вместе с иим в прожилках и иногда образует
с ним тесные срастания прн замещении метациннабарита. Такие сра-
572
Рис. 746. Зональные выделения метациннабарита (серое) среди кино-
вари (светло-серое). Полированный шлнф X 106
Рис 747. Киноварь (серое) нарастает на пластинчатые кристаллы мар-
казита (белое), образовавшиеся вдоль трещинки в измененных поро-
дах (черное). Полированный шлиф. X 85
стания видны на рис. 744 в левом верхнем углу; марказит здесь тонко
прорастает крупные выделения метациннабарита, при этом ои всюду
окружается киноварью.
Текстурные и структурные особенности киноварных руд зарубеж-
ных месторождений описаны недостаточно. Приведем некоторые данные
об условиях нахождения киновари в рудах известного крупного ртут-
ного месторождения Альмаден (Испания), характеризующихся в ос-
новном вкрапленными текстурами Киноварные руды расположены
в нижнесилурийских тонкоплитчатых кварцитах и песчаниках, прости-
Рис. 748. Богатая киноварная руда. Киноварь
(/) и серицит (2) располагаются между зер-
нами кварца. Цепочки мелких включений кино-
вари наблюдаются также внутри зерен кварца.
3 — пирит. Месторождение Альмаден По
Р. Беку. *<70
рающихся в широтном на-
правлении н залегающих
почти вертикально между гли-
нистыми сланцами на севере
и графитовыми сланцами на
юге. Во вмещающих кварци-
тах руды образуют три за-
лежи, причем оруденению под-
вергаются главным образом
глинисто-серицитовые и пори-
стые кварцитовые пласты.
В наиболее богатой южной
залежи встречаются и почти
сплошные киноварные руды»
в которых содержание ртути
достигает 20%.
По описаниям Р. Бека
(Beck, 1909), киноварь, пирит
и серицит в виде вкрапленных
выделений располагаются
между зернами кварца (рис.
748). Мельчайшие выделения
киновари наблюдаются и в
виде более или менее одина-
ково ориентированных цепо-
чек внутри зерен кварца. Они
приурочены к тонким трещинкам, происхождение которых, по-види-
мому, связано с односторонними динамическими воздействиями. Часто
наряду с мельчайшими включениями киновари в кварце в нем с той
же ориентировкой располагаются темные пылевидные включения (гм.
рис. 748), состоящие из углистого вещества и битумов, и жидкие
включения с газовыми пузырьками, хорошо различимые при боль-
шом увеличении. Поскольку цепочки таких пылевидных включений,
не изменяя ориентировки, переходят из одного зерна кварца в другое»
Р. Бек предполагает, что во время отложения киновари ранее ката-
клазированный кварц подвергся перекристаллизации. Серицит возни-
кал в основном как новообразование наряду с киноварью. На рис.
748 видиы также раздробленные и сцементированные киноварью зериа
циркона и кристаллики пирита.
Ряд исследователей (Beck, 1909; Ransome, 1921 и др.) подчерки-
вают, что киноварь при своем отложении не только выполняла проме-
жутки зерен кварца в пористом песчаиике, но и разъедала кварц.
Интересные микротекстурные особенности руд приводит Р. Вандер
Вееи (Van der Veen, 1924). Он указывает на тесную парагенетическую
ассоциацию киновари с серицитом. Последний встречается совместно
с киноварью не только в промежутках зерен кварца, но и образует
вместе с ней прожилочки, выполняя трещинки в песчанике. Наблю-
даются и прожилочки более позднего кварца. В богатой руде им были
обнаружены также призматические кристаллики цеолита, рассеяниные
574
среди киновари и образующие в ией местами радиально расходящиеся
кристаллики. Цеолит иа основании оптических и кристаллографических
данных и микрохимических испытаний был определен как натролит.
В руде, содержащей натролит, отмечаются прожилочки чистой кино-
вари, причем в раиией киновари иногда наблюдается параллельное рас-
положение кристалликов натролита вдоль границ прожилочков. Изу-
чение полированных шлифов показывает, что встречающийся в рудах
пирит образуется позже киновари и цеолитов, так как ои сечет их в
виде прожилков.
Среди реальгар-аурипигментовых руд особый интерес представляют
руды молодых реальгар-аурипигментовых закавказских месторождений:
Рис. 74S Оолитоподобная структура аурипигмента после травления
разбавленным КОН. Джульфинское месторождение. По А. Г. Бетех-
тину. Полированный шлиф. X 58
(Джульфинское, Лухумское, Кодис-Дзири и лр.), почти не имеющих
аналогов среди мировых месторождений. Геологическое положение-
этих месторождений свидетельствует об образовании руд в блнзповерх-
ностных условиях.
Наиболее характерной особенностью руд является присутствие
признаков их первоначального отложения в виде коллоидальных масс,
особенно отчетливо выраженных в рудах самого молодого по возрасту
Дж у л ьф и некого месторождения, расположенного среди тре-
тичных мергелей и глинистых пород. Руды сложены скрытокристал-
лическим аурипигментом, обладающим типичными колломорфными
текстурами со множеством метких и крупных пустотою Местами наблю-
даются плотные массивные разновидности руд. Микроскопическое изу-
чение руд с помощью травления КОН позволило А. Г. Бетехгину обна-
ружить эффектные « микроол итовые» текстуры массы аурипигмента
с концентрически-зоиальным строением отдельных сферолитовых обра-
зований (рис. 749), среди которых наблюдается чередование слоев аури-
пигмента и марказита. Межоолитовое пространство выполняется обыч-
но однородным веществом аурипигмента или же марказитом. Поры и
стенки пустот нередко выстланы мельчайшими кристалликами реаль-
гара.
При замещении колломорфным аурипигментом обломков боковых
пород возникают характерные петельчатые и брекчиевидные текстуры
575-
замещения, причем аурипигмент часто вместе с марказитом проникает
в массу породы в виде мельчайших оолитовых телец.
Не менее интересны явно кристаллические реальгар-аурипигменто-
вые руды Л уху некого месторождения, залегающие в карбонатной
толще нижнего мела, представленной чередованием известняков с гли-
нистыми сланцами. Они образовались путем замещения верти-
кально поставленных слоев известняка, зажатых между глиии-
• стыми сланцами. Здесь, среди рудной массы, в основном более или
менее крупнозернистой, в большом количестве встречаются друзовые
пустоты, выстланные хорошо образованными крупными (до 2—5 см\
.Рис. 750. Обломок слоистого сланца (в центре снимка) среди крупнокристалличе-
ского агрегата аурипигмента с радиально-луч истым строением. Лухумское месторо-
ждение. Штуф. Нат. вел.
кристаллами реальгара и аурипигмента. Нередко среди таких крупно-
кристаллических агрегатов аурипигмента, образующихся путем выпол-
нения пустот, сохраняются еще обломки вмещающих слоистых сланцев,
местами пересеченных прожилками аурипигмента (рис. 750). Наблю-
даются также метаколлоидные текстуры крупных радиально-лучистых
агрегатов аурипигмента. В более мелкозернистых разностях руд в по-
лированных шлифах можно видеть аллотриоморфнозернистые струк-
туры агрегатов реальгара и аурипигмента (рис. 751).
О взаимоотношениях главных рудообразующих минералов — реаль-
гара н аурипигмента в литературе встречаются лишь отрывочные све-
дения. Обычно отмечается более раннее образование реальгара нли
одновременное отложение этих минералов. Изучение агрегатов реаль-
гара и аурипигмента в отраженном свете позволило автору установить
местами более раннее выделение аурипигмента и замещение его реаль-
гаром. Среди реальгара при этом наблюдаются одинаково ориентиро-
ванные остатки зерен аурипигмента (рис. 752). Замещение аурипиг-
576
Рис. 751. Аллотриоморфнозернистая структура мономинерального
агрегата аурипигмента, выявляющаяся благодаря двуотражению.
Лухумскос месторождение. Полированный шлиф. X 106
Рис. 752. Замещение реальгаром (серое) аурипигмента (белое).
Лухумскос месторождение. Полированный шлиф. X 106
мента реальгаром, происходящее большей частью по спайности аури-
пигмента, видно и иа рис. 753. Среди реальгара и аурипигмента иногда
рассеяны мелкие кристаллики арсенопирита. В аурипигменте они ино-
гда образуют скопления.
Реальгар и аурипигмент ассоциируют местами с мельниковит-пири-
том, представленным колломорфными образованиями. При этом иногда
возникают эффектные полосчатые текстуры руд, в которых черные
полосы колломорфиого мельниковита чередуются с желтыми полосами
пластинчатых кристаллов аурипигмента с зернами красных вкраплений
реальгара (Чупилии, 1940).
Интересные текстуры реальгаровых руд встречаются в месторожде-
нии Кодис-Дзири. По данным А Д. Ершова (1944), вмещающими
Рис. 753. Расположение мелких кристалликов арсенопирита (белое)
среди аурипигмента (светло-серое) и реальгара (серое). Черное —
кварц. Лухумское месторождение. Полированный шлиф. < 106
месторожтение породами являются переслаивающиеся песчаники, мер-
гели и известняки юрской карбонатной толщи. Оруденение приурочено
к зонам смятия вмещающих пород. Рудные тела имеют форму непра-
вильных плоских линз, сложенных дробленой породой, пронизанной мно-
гочисленными рудными прожилками. Помимо реальгара, в рудах при-
сутствуют аурипигмент, марказит, пирит, антимонит, киноварь, что дало
основание рассматривать эти руды как киноварио-реальгаровые. Неруд-
ные минералы представлены кварцем, кальцитом и каолинитом.
Во вмещающих породах реальгар местами отлагается по многочис-
ленным, различно ориентированным трещинкам, характерным для ми-
кроштокверковых образований. При этом отложению реальгара пред-
шествовало образование в песчанике кварцевых прожилков, распола-
гающихся также в различных направлениях. Поскольку прожилочки
реальгара секут ие только песчаник, но и кварцевые прожилки, отло-
жение реальгара произошло после кварца.
Встречающийся в рудах в подчиненных количествах аурипигмент
местами совместно с реальгаром образует во вмещающих породах серии
параллельных прожилков.
Особый интерес представляют реальгаровые руды, в которых выде-
ляются отдельные участки крупнокристаллического реальгара, а основ-
ная плотная масса обладает оолитовым строением (рис. 754).
578
Изучение руд под микроскопом в отраженном и проходящем свете
показывает, что оолитовое строение руды обусловлено присутствием
множества мелких (до I мм) кварцевых оолитов (рис. 755), составля-
Рис. 754. Массивная реальгаровая руда (серая), сложенная мелкими кварце-
выми оолитами и тонкораспределенным между ними реальгаром. Местами
видны участки крупнокристаллического реальгара (черное). Месторождение
Кодис-Дзири. Полированный штуф. Нат. веч.
Рис. 755. Оолитовая структура. Пространство между оолитами
кварца (белое) выполнено реальгаром (черное), который располо-
жен и в центральной части оолитов. Месторождение Кодис-Дзири
Прозрачный шлиф. Снято с одним николем. X 20
ющих значительную часть рудной массы. Оолиты обладают то пра-
вильной круглой, то сплющенной эллиптической или овальной формой.
Они состоят из скопления мельчайших (0,02 мм) зернышек кварца,
весьма постоянного размера. Промежутки между оолитами выполнены
реальгаром, в котором нередко в большом количестве встречаются
37’ 579
Рнс. 756. Реальгар (белое) выполняет промежутки между оолитами
кварца (темно-серое), располагается в центральных частях нх и сла-
гает в них отдельные концентры. Месторождение Ко дне-Дз при. Поли-
рованным шлиф, у 50
Рис. 757. Удлиненные зерна киновари (белое) среди тонкозернистой
массы, сложенной зернами кварца (темно-серое) и цементирующим их
реальгаром (светло-серое). Местами около кристаллов киновари наблю-
даются меткие сферические образования пирита (белые шарики). Слева
и внизу справа — крупнокристаллический реальгар. Месторождение Ко-
дис-Дзнри. Полированный шлиф X 85
зерна кварца, а иногда и хорошо образованные кристаллики его. Реаль-
гар слагает не только межоолитовое пространство, но и располагается
в центральных частях оолитов. Некоторые оолиты состоят из концентри-
чески чередующихся реальгаровых и кварцевых слоев (рис. 756).
Среди кварцевых оолитов местами наблюдаются идиоморфные
выделения киновари и мельчайшие шарики пирита (рис. 757). Следует
отметить, что интересный и весьма редкий факт нахождения включе-
ний киновари в сплошной реальгаровой массе отмечался также на
Хидешлепском месторождении (Закавказье)
Рнс. 758. Хорошо образованные кристаллы антимонита (белое
вверху снимка) среди крупнокристаллического реальгара (серое).
Ьс . ое внизу справа — пирит. Месторождение Кодис-Дзири. Полирован-
ный шлиф. У 85
В агрегатах крупнокристаллического реальгара иногда встречаются
кристаллы антимонита (рис. 758), образование которых так же, как
и киновари, предшествовало отложению .реалы ара.
Описанные выше месторождения сурьмы, ртути и мышьяка обла-
дают рядом сходных особенностей строения слагающих их рудных обра-
зований. Прежде всего это относится к рудам близповерхностных место-
рождений этих металлов. Интересно в связи с этим сопоставить руды
этих месторождений с отложениями минеральных источников, содержа-
щих киноварь, антимонит, реальгар и аурипигмент.
Текстурные особенности отложений минеральных источников пред-
ставляют особый интерес, поскольку здесь в ряде случаев удается про-
следить их формирование и тем самым получить некоторые данные для
понимания процессов, приводящих к образованию близповерхностных
месторождений ртути, сурьмы и мышьяка.
Описания отложений источников, содержащих в своем составе
киноварь, антимонит, реальгар и аурипигмент, очень немногочисленны
(Becker, 1888; Posepny, 1902 и др). Исключительный интерес в этом
отношении представляет работа крупнейшего чешского ученого Ф. По
шепного, лично посетившего в 1876 г. месторождение Салфор-Бэнкс
(США), а также обобщившего материал по другим аналогичным
месторождениям минеральных источников.
581
На месторождении Салфор-Бэнкс, где и до настоящего времени
продолжается деятельность термальных вод и выделяются обильные
газовые возгоны (главным образом HsS), киноварь отлагается в меж-
Рис. 759. Киноварь (черное) и
опал (перекрещивающаяся штри-
ховка) выполняют межобломоч-
ное пространство в брекчирован-
ном базальте в виде последова-
тельно нарастающих корочек. Бе-
лое — пустота. Зарисовка Ф. По-
шепного.
Рис. 760. Киноварь (чер-
ное) крустифицирует об-
ломки песчаника (штри-
ховка). По Ле Конт
Рис. 761. Выделения аурипигмента (белое)
в кварците; в аурипигменте расположены удли-
ненные кристаллы диаспора (серое). Черное —
кварц. Месторождение «Серное Кольцо». Поли-
рованный шлиф. X 85
обломочном пространстве или различных трещинках среди зале-
гающих у поверхности раздробленных базальтов, а также встречается
в иих в виде вкрапленных выделений. Разрабатывавшаяся
в самой верхней части
месторождения самородная
сера на глубине нескольких
метров исчезла и сменилась
скоплениями киновари.
Как это следует из опи-
сания Ф. Пошепного и при-
водимых им зарисовок
(рис. 759, 760), наиболее
характерной текстурной осо-
бенностью отложений источ-
ников в базальтах и под-
стилающих их песчаниках и
сланцах является их кру-
стификациинное строение,
обусловленное чередованием
корочек киновари, пирита,
опала, халцедона и студе-
нистого кремнезема. В са-
мых верхних частях место-
рождения на корочках ки-
новари наблюдались крис-
таллические агрегаты более
поздней самородной серы, а
иа стенках отдельных тре-
щин встречались слабоприкрепленные, хорошо образованные кристаллы
киновари. На более глубоких горизонтах, на глубине нескольких десят-
ков метров, межобломочное пространство в брекчирован'ных песчани-
ках и сланцах выполнено частично еще мягкой или уже затвердевшей
пастообразной массой, содержащей тоикорассеянные сульфиды метал-
лов, и частично кинов.арью, большей частью в виде сплошных корок.
582
Центральная часть межобломочного пространства остается обычно
незаполненной. Отложения кремнезема обнаруживают все стадии
затвердевания, начиная от желатиновых масс и до твердых корочек
халцедона.
Весьма интересны отложения источника Стимбот (Невада, США),
состоящие из халцедона типичной колломорфной текстуры или крис-
талликов кварца в смеси с кальцитом. Эти отложения, представляющие
выполнения трещин и характеризующиеся также типичной крустифи-
кационной текстурой, содержат киноварь, сернистые соединения сурьмы
и мышьяка и весовые количества сернистой меди, свинца, цинка, же-
леза. В гравии, через который пробиваются источники, на гальках,
покрытых черным опалом, были встречены мелкие кристаллики анти-
монита в сопровождении пирита и марказита.
Сульфиды мышьяка — реальгар и аурипигмент — нередко встре-
чаются и как продукты отложения горячих источников (гейзер Норрис,
йеллоустонский Национальный парк в США, в Японии и др.). В Япо-
нии, в районе вулкана Шибукуро, в одном из источников в виде коро-
чек на гальках и породах в потоке горячей воды отлагается бариг,
содержащий существенные количества свинца. Интересно, что в ассо-
циации с баритом наблюдаются, кроме кремнистых сталактитовых обра-
зований, также самородная сера, гематит и сульфиды мышьяка —
реальгар и аурипигмент.
По данным Г. М. Власова, в участках вулканических серных
месторождений на Курильских островах мышьяк в значительных коли-
чествах выносится в растворах некоторыми минеральными источни-
ками. На участке месторождения «Серное кольцо», по данным
Г. М. Власова (1960), местами в кварцитах наряду с другими мине-
ралами встречается аурипигмент. В полированных и прозрачных шли-
фах в срастании с аурипигментом находится пластинчатый минерал —
диаспор (рис. 761).
Рассмотрение строения отложений минеральных горячих источни-
ков показывает большое сходство характерных для них текстурных
особенностей с текстурами руд близповерхностных месторождений
сурьмй, ртути и мышьяка. Широкое развитие и в тех и в других брек-
чиевых, друзовых, крустификационных текстур и значительное участие
в их формировании коллоидных растворов, выражающиеся в появле-
нии колломорфных текстур и сохранении реликтовых особенностей
гелевых масс, позволяет говорить об общности процессов, приведших
к их возникновению.
ЛИТЕРАТУРА
Абрамович Е. Л. Фациальная характеристика средне- и верхнедевонских
отложений Приташкентского района и возможность сингенетического накопления
сьинца в доломитах. «Изв. АН Узб. ССР, Серия геол.», 1957, № 3.
Абрамович Е. Л. К методике изучения генезиса сульфидных руд в осадочных
толщах (на примере Калкан-Ата). «Бюлл. САИГИМС», 1958, № 1.
Акопян Е. А Минералогия зоны окисления главнейших медно-молибденовых
месторождений Армении. Изд-во АН Арм. ССР, 1960.
Александров А. И. Олово-полиметаллическое месторождение. В сб.: «Гео-
логия свинцово-цинковых месторождений Приморья». Изд-во АН СССР, 1960. (Тр.
ПГЕМ, вып. 34).
Алиев В. И. Структурные и текстурные особенности колчеданных руд Чирагид-
зор-Тоганалинского рудного поля. «Изв. АН Азерб. ССР», 1957, № 4.
А м и р а с л а н о в А. А. Структурные факторы, контролирующие локализацию
колчеданных месторождений Советского Союза. В кн.: «Вопр. геол. Азии», т. II. Изд-во
АН СССР, 1955.
Амирасланов А. А. Основные типы месторождений свинца и цинка. Госгеол-
техиздат, 1957.
Амирасланов А. А. Типы медных месторождений и направление геологораз-
ведочных работ на медь в 1959—1965 гг. «Сов. геол.», 1959, № 7.
Бадалов С. Т. О сульфатах в рудах эндогенных месторождений. «Геология
рудных месторождений», 1960, № 2.
Бадалов С. Т.. Бадалова Р. И. и Голованов И. М. О генезисе магне-
титов Алмалыкского рудного поля. «Докл. АН Узб. ССР», № 1, 1960.
Б а д д и н и г т о н А. Ф. Окисные Fe и Fe-Ti-минералы и концентрации в докем-
брийских породах штатов Нью-Йорк и Нью-Джерси, США. В сб.: «Физико-химиче-
ские проблемы формирования горных пород и руд», т. 1. Изд-во АН СССР, 1961.
Баклаев Я. П. Геологическое’строение и перспективы Турьинских конгактово-
метасоматических месторождений меди на Северном Урале. Тр. Горно-геол, ин-та
УФАН, вып. 37, 1959.
Бакун Н. Н., В о л о д и н Р. Н. и К р е н д е л е в Ф. П. Основные особенности
геологического строения Удоканского месторождения медистых песчаников и направ-
ление его дальнейшей разведки. «Изв. высш. учеб, завед. Серия геол.», 1958, № 5.
Барабанов В. Ф. Минералогия вольфрамитовых месторождений Восточного
Забайкалья. Т. 1. Изд-во ЛГУ, 1961.
Барышников Э. К., Мер лич Б. В. и Сл а в с к а я А. II. «Метациннабарит
из Закарпатья. «Минерал, сб. Львов, геол, об-ва», 1957, № 11.
Б е д р о в Г. И. Редкометальное месторождение Шеелитовое в Центральном
.Казахстане. Тр. Казахского науч.-исслед. ин-та минерал, сырья, вып. 6, 1961.
Безсмертная М. С. К вопросу о сингенетичности Алтайских полиметалли-
ческих руд и вмещающих их пород. Госгеолтехиздат, 1957а. (Тр. Всесоюз. Аэрогеол.
треста, вып. 3).
Безсмертная М. С. Некоторые особенности формирования Алтайских полиме-
таллических руд. «Бюлл. МОИП. Отд. геол.», т. 62, т. 32, вып. 6, 19576.
Белькова Л. Н„ Огнев В. Н. и Семенов А. И. Две гипотезы о генезисе
полиметаллического оруденения на Алтае. «Изв. АН СССР. Серия геол.», 1954, № 1.
Б е т е х т и н А. Г. К изучению месторождений хромистого железняка. Зап.
Ленингр. горн, ин-та, т. 8, 1934.
Б е т е х т и н А. Г. Платина и другие минералы платиновой группы. Изд-во АН
СССР, 1935.
Б е т е х т и н А. Г. Шорджинский хромитоносный перидотитовый массив (в Закав-
казье) и генезис месторождений хромистого железняка вообще. В сб.: «Хромиты
СССР», т. 1, изд-во АН СССР, 1937.
Бетехтин А. Г. Галенит. В сб.: «Минералы СССР», т. 2. Изд-во АН СССР,
1940а.
584
Бетехтин А. Г. Халиловские месторождения хромистого железняка на Южном
Урале. В сб.: «Хромиты СССР», т. 2. Изд -во АН СССР, 19406
Бетехтин А. Г. О генерациях рудных минералов. «Зап. Всесоюз. минерал,
об-ва», ч. 78, № 3, 1949.
Бетехтин А. Г. О причинах движения гидротермальных растворов. В сб.:
«Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях»- Изд-во
АН СССР, 1955.
Бетехтин А. Г. и Г е н к и н А. Д. Парагенетические ассоциации минералов
в системах Fe—Ni—S и Fe—Ni—S—О. «Изв АН СССР Серия геол.», 1951, № 2.
Бетехтин А. Г. и др. Текстуры и структуры руд. Госгеолтехиздат, 1958.
Бетехтин А. Г. и Кашин С. А. Минералогия Халиловских месторождений
хромистого железняка на Ю. Урале. В сб.: «Хромиты СССР», т. 1. Изд-во АН СССР,
1937.
Богданов Ю. В. Некоторые данные о метаморфизме колчеданных место-
рождений Карелии. Госгеолтехиздат, 1957. (Тр. ВСЕГЕЙ, петрогр. сб., № 2.)
Богомазов Г. П. Некоторые вопросы геологии н генезиса свинцовых место-
рождений Джергаланского района. Изд-во АН Кирг. ССР, 1957. (Тр. Ин-та геол. АН
Кирг. ССР, вып. 9.)
Болгов Г. П. Сульфиды Салаира. Урская группа полиметаллических место-
рождений. «Изв. Томск, индустр. ин-та», т. 58, вып. 3, 1937.
Боратов Р. Б. и Блохина Н. А. Скарново-рудные образования Южного
склона Гиссарского хребта. Изд-во АН Тадж. ССР, 1957. (Тр. Ин-та геол. АН Тадж.
ССР, вып. 2.)
Бородаевский Н. И. и Бородаевская М. Б. Березовское рудное поле.
Металлургиздат, 1947.
Бородаевский Н. И. и Ку тюхи н П. И. К вопросу' о происхождения
жильных трещин Березовского месторождения на Урале. «Сов. геол.», 1939, № 3.
Бородаевская М. Б. и П ери жн як Н. А. Некоторые вопросы структуры
Гайского месторождения медноколчеданных руд. «Геолотия рудных месторождений»,
1961, № 2.
Буадзе В. И. О стадийности метаморфизма руд Худесского медноколчеданного
месторождения Тр. КИМС, вып. 1—3, 1960.
Бурыхина 3. Е. Некоторые замечания к вопросу о происхождении руд свин-
цовых месторождений Джергаланского района. Изд-во АН Кир. ССР, 1957. (Тр Ин-та
геол. АН Кир. ССР, вып. 9 )
Бурыхина 3. Е. Вещественный состав и структурно-текстурные особенности
руд свинцовых месторождений Джергаланского района. Изд-во АН Кир. ССР, 1958.
(Тр. Ин-та геол. АН Кир. ССР, вып. 10.)
Вагнер П. А. Месторождения платины и рудники Южной Африки. Перев. с англ.
Цветметиздат, 1932.
Варданянц Л. А. К вопросу о генезисе молибденита в вольфрамово-молибде-
новых месторождениях скарнового типа. «Зап. Всесоюз. минерал, об-ва», ч. 75, № 3,
1946.
Вахромеев И. С. О брекчиевых текстурах руд Учалинского колчеданного
месторождения. Тр. Горно-геол, ин-та УФАН, вып. 26, 1955.
Вахромеев С. А. Минералогический состав и структуры руд колчеданных’
месторождений Урала и некоторые данные об их генезисе. «Зап. Урал. геол, об-ва»,
вып. 1, 1948.
Вахромеев С. А. Роль фактора глубинности в формировании колчеданных
месторождений Урала. «Зап. Вост.-Сиб. отд. Всесоюз. минерал, об-ва», вып. 1, 1959.
В е и ц Б. И. Особенности минерального состава структур и текстур руд неко-
торых полиметаллических месторождений Рудного Алтая. «Изв. АН СССР. Серия
геол.», 1945, № 6.
Вейц Б. И. Минераграфия руд полиметаллического месторождения Текели
(Джунгарский Алатау). «Изв. Каз. фил. АН СССР. Серия геол.», вып. 4, 5, 1945.
Вейц Б. И. К вопросу о генезисе полиметаллических месторождений Рудного
А.-тая. «Изв. АН Каз. ССР. Серия геол.», вып. 16, 1953.
Вейц Б. И. Минералогия полиметаллических месторождений Рудного Алтая.
Тома 1, 3. Изд-во АН Каз. ССР, 1957, 1959.
Вольфсон Ф. И. Главнейшие типы свинцово-цинковых месторождений.
«Сов. геол.», 1956, сб. 53.
Вольфсон Ф. И Проблемы гидротермальных месторождений. Госгеолгех-
издат, 1962.
Воробьева О. А. Некоторые особенности геологического строения Баранчин-
ского массива на Урале. «Изв. АН СССР. Серия геол.», 1946, № 5.
Газизова К. С. Геолого-структурные и генетические особенности медного
месторождения Коунрад. Госгеолтехиздат, 1957.
Г а л д и н Н. Е. Структурные особенности Белоусовского полиметаллпческш о
месторождения па Алтае. «Изв АН СССР. Серия геол.», 1957, № 4.
Г а л д и н Н. Е. Особенности строения баритовых агрегатов в колчеданной руде
Белоусовского месторождения. «Геология рудных месторождений», 1962, № 5.
Генкин А. Д. О закономерных срастаниях пирротина и магнетита. «Зап.
Всесоюз. минерал об-ва», ч 78, № 3, 1949.
585
Генкин А Д Унаследование двойниковою строения минералов при замеща-
нии «Зап Всесоюз минерал об-ва», ч 83, № 2, 1954
Генкин А Д Некоторые особенности внутреннего строения зерен пирротина
из медно-никелевых сульфидных месторождений «Изв АН СССР Серия геот >,
1955, № 2
Генкин А Д Условия нахождения и особенности состава минералов плати-
новой группы в рудах Норильского месторождения «Геология рудных месторэжде
ний», 1959, № 6
Г е н к и н А Д и др Условия нахождения апатита в медно никелевых суль-
фидных рудах Норильского месторождения «Геология рудных месторождений»,
1961, № 2
Генкин А Д и Королев Н В К методике определения небольших зереч
минералов в рудах «Геология рудных месторождений», 1961, № 5
Генкин А Д и Муравьева И В Индит и джалиндит новые минералы
индия «Зап Всесоюз минерал об ва», № 4, 1963
Глебова Г О Новое месторождение серного коччедана в Карелии «Разведка
недр», 1947, № 5
Годлевский М Н Траты и рудоносные интрузии Госгеолтехиздат, 1959
Горбунов Г Н О закономерностях размещения сульфидных медно никелевых
месторождений в Печенгском районе (Кольский полуостров) «Геология рудных место-
рождении», 1959, № 1
Горбунов Г И Рудопроявления в интенсивно метаморфизованных горных
породах В сб «Ультраосновные и основные интрузии Печепги» Изд во АН СССР,
1961 (Тр лабор геологии докембрия, вып 10)
Г о р ж е в с к и й Д И и Яковлев Г Ф Некоторые закономерности распре
деления полиметаллических месторождений Рудного Алтая Госгеолтехиздат, 1957
(Тр Всесоюз аэрогеол треста, вып 3)
Григорьев Д П Закономерности образования сульфидов мети в колчедан-
ных месторождениях Среднего Урала «Зап Всесоюз минерал об ва», ч 77, № 1,
1948
Григорьев Д П К дискуссии о медной минерализации колчеданных место-
рождений «Зап Всесоюзн минерал об ва>, ч 78, № 1, 1949
Григорьев Ив Ф Грейзены, их минералогические типы и условия образо-
вания «Бюлл МОИН Отд геол», № 1, 1953
Григорьев Нв Ф и Д о л о м а н о в а Е И Топаз из месторождении кассите
ритово-кварцевой формации Забайкалья и его метасоматические изменения Нзд-во
АН СССР, 1954 (Тр Минерал музея, вып 6)
Григорьев Нв Ф иДоломановаЕ И Об оловорудных месторождения<
переходных типов между месторождениями касситерито-кварцевой и касситерито-
сульфидной формации Изд-во АН СССР, 1956 (Тр ИГЕМ, вып 3)
Демчук А И Геологический очерк Лухумского реальгар-аурипигментово!о
месторождения «Зап Всесоюз минерал об ва», № 1, 1935
Д ер б и ко в И В Сульфидные руды Салаира и пути их промышленного освое-
нья Тр научн конф по осв пр сил Сиб, т 2 Томск, 1940
Дерб и ко в И В К вопросу о динамометаморфизме вмещающих пород и поли-
металлических руд Салаира Гостоптехиздат, 1961 (Тр Сиб НИН геол, геофиз и
минерал сырья, вып 6)
Домарев В С Отличитечьные черты гидротермальных и метаморфогенных
месторождений «Докл АН СССР», т 98, № 3, 1954
Домарев В С Формация метасоматических сульфидных и сульфидно-барито-
вых залежей в эффузивно осадочной толще и ее положение в ходе развития подвиж-
ных зон Госгеолтехиздат, 1956а (Инф сб ВСЕГЕИ, № 4)
Домарев В С Условия образования метасоматических сульфидных и суль-
фидно баритовых залежей Салаира «Зап Всесоюз минерал об ва», ч 85, № 4,
19566
Домарев В С Некоторые геологические особенности метаморфогенных руд-
ных месторождений Госгеолтехиздат, 1956в (Мат-лы ВСЕГЕИ, нов серия, вып 8)
Домарев В С Генезис медистых песчаников Северной Родезии «Зап Всесоюз
минерал об ва», ч 87, № 1, 1958
Домарев В С и Богданов Ю В О зональности оруденения в медистых
песчаниках Удоканскою месторождения «Геология рудных месторождении», № 1, 1959
Дубровский В Н и По л охов В П Некоторые особенности структуры и
зональность Хрустального оловянного месторождения В кн • «Материалы по геологии
рудных месторождении, петрографии, минералогии и геохимии» Изд-во АН СССР,
1959
Дубровский В Н Стадии минерализации и зональность касситеритово суло
фидного Хрустального месторождения (Дальний Восток СССР) Конференция «Про
блемы постма1матического рудообразования» Изд во Чехословацкой АН Прага, 1963
Дунаев В А Минералого-петрографическое изучение Теченского контактово
метасоматического месторождения Тр Горно-геол ин та УФАН, вып 45, 1959
Дымков Ю М Одновременный совместный рост кристаллов и сферолитов
Изд-во АН СССР, 1957 (Тр Минерал музея, вып 68)
586
Дымков Ю М Одновременный совместный рост выделении настурана и
сопровождающих его минералов «Зап Всесоюз минерал об ва», ч 91, № 3, 1962
ЕршовА Д Новый тип промышленного ртутного оруденения «Сов геол»,
сб 3, 1944
Жариков В А Геология и метасоматические явления скарново-полиметалли
ческих месторождений Карамазара Изд во АН СССР, 1959 (Тр ИГЕМ, вып 14)
Жариков В А Условия образования скарновых руд Генетические проблемы
руд Госгеолтехиздат, 1960
Жариков В А и Власова Д К Контактовые роговики и скарны место
рождения Майхура В сб «Физико-химические проблемы формирования горных пород
и руд», т 1, Изд во АН СССР, 1961
ЗаварицкийА Н Гора Магнитная и ее месторождения железных руд Тр
Геол ком, нов сер, вып 122, ч 1—3, 1922—1927
ЗаварицкийА Н О классификации магматических рудных месторождений
«Изв Геол ком», т 45, № 1, 1926
Заварицкий А Н Геологический очерк месторождений медных руд на Урале
Тр Геол ком, нов сер, вып 173, ч II, 1929
Заварицкий А Н О фузивных магматических месторождениях «Изв АН
СССР Серия геол », 1937, № 4
Заварицкий А Н Некоторые основные вопросы геологии Урала «Изв АН
СССР Серия геол», 1941, № 3
ЗаварицкийА Н О генезисе колчеданных месторождений «Изв АН СССР
Серия геол », 1943, № 3
Заварицкий А Н Метаморфизм и метасоматизм в уральских колчеданных
месторождениях В сб «Колчеданные месторождения Урала» Изд во АП СССР, 1950
Заварицкий А Н Скарновые и родственные им минеральные место
рождения Урала. В Сб • «Минералогия Урала», т 1, Изд-во АН СССР, 1954
Захаров Е. Е Колчеданистые месторождения восточного склона Урала
«Минеральное сырье», № 2, 1927
Захаров Е Е и Королев Н И Структур# рудного поля, минералогиче
ский состав и генезис Никитовского ртутного месторождения в Донецком бассейне
Изд-во АН СССР, 1940
Зенков Д А Рудничная геология на Дарасунском золото-мышьяковом место
рождении (Забайкалье) В сб «Рудничная геология» Госгеолиздат, 1946
ЗеркаловВ И К вопросу о стадийности оруденения в медно цинковых место
рождениях Северо-Восточного Салаира В сб «Некоторые итоги геологического изу-
чения Салаирского кряжа» Изд во НТО, Новосибирск, I960
ИваницкийТ В О структурах и текстурах сфалерита и дисульфидов железа
коллоидного происхождения Тр Геол ин та Груз АН СССР, сер минерал петр,
т 3, 1953
И в а и к и н П Ф Геология и вопросы генезиса полиметаллических месторожде
ний Прииртышья Госгеолтехиздат, 1957
Иванкин П Ф, ИншииП В и К у з е б Я ы й В С Рудные формаци з
Рудного Алтая Изд-во АН Каз ССР, 1961
Иванкин П Ф, Митряев а Н М Процесс развития медной и свинцово
цинковой минерализации в серных колчеданах Николаевского месторождения на
Алтае «Изв АН СССР Серия геол», 1956, № 9
Иванкин П Ф, Митр яе в а Н М и ПуркНна 3 А Типы руд и стадии
рудообразованпя на Новоберезовском месторождении Вопросы геол и металлогении
Рудного Алтая Изд во АН Каз ССР, 1960 (Тр Алт горно металлур ин-та, т 8 )
Иванов А А О времени выделения золота из растворов В сб «Вопросы
минералогии, геохимии и петрографии» Изд во АН СССР, 1946
ИваиовА А Опыт применения электронно микроскопического метода в иссле-
довании рудных минералов «Зап Всесоюз минерал об ва», № 3, 1951
Иванов Н В О генезисе колчеданного месторождения на Северном Кавказе
«Зап Всесоюз минерал об-ва», ч 82, № 2, 1953
ИвановС Н Сибаиское месторождение Тр Горно-геол ин-та УФАН, вып II,
1947
ИвановС Н Изучение зон роста зерен пирита в колчеданных месторождениях
Урала «Зап Всесоюз минерал об ва», ч 79, АГ° 2, 1950
ИвановС Н Колчеданные месторождения Урала Веб «Минералогия Урала»,
т 1 Изд-во АН СССР, 1954
ИвановС Н О «брекчиевых» текстурах руд Учалинского колчеданного место
рождения Тр Горно геол ин-та УФАН, вып 26, 1955
ИвановС Н О генезисе колчеданных месторождений Урала «Докл АН
СССР», т 112, № 4, 1957
Иванов С Н Обсуждение некоторых современных вопросов образования
колчеданных месторождений Урала Тр Горно-геол ин та УФАН, вып 43, 1959
Ивашеицев А Г Майхурииские оловянио вольфрамовые месторождения
«Сов 1еол», 1941, Хе 5
Ивашеицев А Г Оловяиио-вольфрамовое оруденение в скарнах истоков
Варзоб «Сов геол», 1947, № 14—15
587
ИциксонГ В ндр Оловор^дные месторождения Малого Хингана Госгеот
техиздат, 1959 (Тр ВСЕГЕИ нов серия, т 27)
Ициксон М И и Хейфец И 3 О генетическом типе Трускавецкого поли
металлического месторождения в Западной Украине «Сов геол», сб 23, 1947
Кавардин Г И О сульфидном медчо никелевом рудопроявлении в Цагип
«ком массиве габбро лабрадоритов В сб «Вопросы геологии и минералогии Коль
ского полуострова» Вып 3 Изд во АН СССР 1960
КарамянК А иФарамазянА С О стадиях минерализации Каджаран
ского медно-молибденового месторождения «Изв АН Арм ССР», геол н, т 13,
№ 3—4, 1960
Карасик М А О некоторых закономерностях сульфидной минерализации
в контактово метасоматических магнетитовых месторождениях «Докл АН СССР»,
т 97, № 1, 1954
Кашин С А Метаморфизм хромшпинелидов в хромитовых месторождения л
Верблюжьих юр (на Ю Урале) В сб «Хромиты СССР», т 1, Изд во АН СССР, 1937
Кашин С А Медно титаномагнетитовое оруденение в основных интрузивных
породах Урала Изд во АН СССР, 1948 (Тр И1 Н, вып 91 Серия рудн м ний, № 9 )
Кашин А С и Федоров В Л Хромитовые месторождения Хабарнинскогэ
ультраосновного массива В сб «Хромиты СССР», т 2 Изд во АН СССР, 1940
Каю по в А К и др Геология Зыряновскою полиметаллического месторожде
ния Рудного Алтая Госгеолтехиздат, 1957
Князев И И и Курек Н Н Полиметаллические месторождения В кн
«Методическое руководство по геологической съемке и поискам» Госгеолтехиздат,
1954
Колпаков Н М Генезис полиметаллических месторождений Миргалимсайскои
группы и методы их разведки «Разведка недр», 1952, № 3
Комарова Г Н О морфологических особенностях вызелений касситерита из
Джалиндинского месторождения иа Малом Хингане «Геология рудных месторожде
ний», 1959, № 2
Комарова Г Н и Новор о со в а Л Е О поведении олова и индия в кол
ломорфных агрегатах касситерита из Джалиндинского месторождения на Малом Хин
гане «Геохимия», 1959, № 28
К о р ж и н с к и й Д С Контактовые реакционно метасоматические месторожде-
ния «Докл АН СССР», т 33, № 2, 1941
Коржи некий Д С Образование контактовых месторождений «Изв АН
СССР, Серия геол», 1945, 3
Ко ржи иски и Д С Петро тогия Турьниских скарновых месторождений меди
ГВд во АН СССР, 1948 (Тр ИГН, вып 68 Серия рудн м ний, № 10)
Коркинский Д С Очерк метасоматических процессов В кн «Основные
проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях» Изд во АН СССР,
1955
К о р ж и н с к и й А Ф О некоторых явлениях, связанных с околожильным изме
пением скарна Гумбейского района на Южном Урале «Зап Всесоюз минерал об-ва»,
ч 85, № 2, 1956
Коржинскии А Ф Околожильные изменения боковых пород Гумбейских
месторождений шеелита Тр Горно геол ин та УФАН, вып 42, 1959
Королев А В Структуры и металлогения Алмалыка САНИ, Ташкент, 1941
Крейтер В М и Ро го вер Г Б Блявинское медноколчеданное месторожде
ние «Пробл сов геологии», 1935, № 6
Крейтер В М Поиски и разведка месторождении полезных ископаемых Гос
геолтехиздат, 1960
Кузнецов В А Ртутные месторождения Горного Алтая В сб «Месторожде
ния редких и малых металлов в СССР», т 1 Изд во АН СССР, 1939
Кузнецов В А Основные этапы геотектонического развития юга Алтае Саян
ской горной области Тр ГГИ Зап Сиб ФАН СССР, вып 12, 1952
Кунаев Д С О полосчатости в рудах Агисайского месторождения «Изв АН
Каз ССР Серия геол», 1956, № 23
КутюхинП И Березовское золоторудное месторождение В сб «Минерало
гия Урала», т 1 Изд во АН СССР, 1954
Лабаз ин Г С Структурно-морфологические особенности полиметаллических
месторождений Салаирских рудников и геологические условия их нахождения «Цвет
вые металлы», 1940, № 3, 4
Лабаз ин Г С Рудные комплексы и типы эндогенных месторождении под
ггижных зон и их распредетение в ходе геологическою развития этих зон Госгеот
техиздат, 1957 (Матер ВСЕГЕИ, вып 22)
Лазаренко Е К К минералогии окрестностей Трускавца Ми герал сб Львоз
геол о ва, № 1, 1947
Лазаренко Е К О генезисе медно-цинковых месторождении Среднего
^рала Наук зап Львов держ унт, т 23, в 6, 1953
Лазаренко Э О минералах Вышковского рудного поля (Закарпатье ог
область) Л1инерал сб Львов геол об ва, № И 1956
588
Латыш И К Минеральный состав и условия локализации титаноматнетитовых
руд Внсимского месторождения на Среднем Урале Тр Горно-геол ин та УФАН,
вып 50, 1960
Лебедев Л М О колломорфных сфалерите и галените Изд во АН СССР,
1954 (Тр минерал музея, вып 6)
ЛевицкииО Д Вольфрамовые месторождения Восточного Забайкалья В сб
«Месторождения редких и малых металлов СССР», т 2 Изд во АН СССР, 1939
Левицкий О Д Генетическая классификация оловорудных месторождений
В сб «Геология олова» Изд во АН СССР, 1947а (Тр ИГН, вып 82)
Левицкий О Д Месторождения касснтеритово кварцевой формации В сб
«Геология олова» Изд во АН СССР, 19476 (Тр ИГН, вып 82)
Левицкий О Д К вопросу о значении коллоидных растворов при рудоот-
ложении В сб «Основные проблемы в учении о магматогенных рудных место-
рождениях» Изд-во АН СССР, 1953
Ленных И В Основные вопросы геологии колчеданныл месторождений
Южного Урала Тр Горно геол ин-та УФАН, вып 43, 1959
Логинов В П Геология Кабанских колчеданных месторождений (Средний
Урал) и некоторые черты их генезиса и метаморфизма В сб «Колчеданные место
рождения Урала» Изд во АН СССР, 1950
Логинов В П Закономерности локализации котчеданных месторождений на
Среднем Урале и некоторые вопросы их генезиса В сб «Закономерности размеще-
ния месторождений полезных ископаемых», т 1 Изд во АН СССР, 1958
Луйк А А Наиболее молодые свинцовые месторождения Центра шного Тян>-
Шаия «Геолшия рудных месторождений», 1960, № 3
Л у р ь е А М Связь повышенных концентрации с цикличностью осадконакоп-
ления в отложениях девона ЮЗ части Чаткальского хребта «Докл АН СССР», т 123,
№ 1, 1958
Магакьян И Г Аллавердский тип оруденения и ею руды Изд во АН Арм
ССР, 1947
Магакьян И Г Металлогения Армении Изд во АН Арм ССР, 1954
Магакьян И Г Рудные месторождения Изд во АН Арм ССР 1961
М а л и н о в с к и й Е П и И г и а т о в и ч В И Структура Инкурского вольфра-
мового штокверка «Геолшия рудных месторождении», 1962, 2
Малышев И И Закономерности образования и размещения месторождений
титановых руд Гоыеолтехиздат, 1957
Маслеников В А Сульфидные жилы массива Ниттис Кумужья Травяная
В сб «Геология и рудные месторождения Мончегорского плутона», вып 3 Изд во
АН СССР, 1956
Маслеников В А и Уткин К Н Рудопроявления в слабоизмененных
интрузивных породах В сб «Ультраосновпые п основные интрузии Печенги» Изд во
АН СССР, 1961 (Тр лабор теологии докембрия, вып 10)
Мер лич Б В Закономерности в формировании ртутного оруденения Вышков
ского района (Закарпатье) Минерал сб Львов геол об ва, № 4, 1957
Мкртчян С С Занюзурская рудоносная область Армянской ССР Изд вэ АН
Арм ССР, 1958
Мовсесян С А Пирдоу данское медно молибденовое месторождение Изд во
Арм Фил АН СССР, 1941
МурашевД Ф Генетиче"кие типы железорудных месторождении Кольского
полуострова и Карело Финской ССР «Зап Всесоюз минерал об-ва», ч 75, вып 2,
1946
Мясников В С Некоторые особенности месторождении титаномагнетитовых
руд Южного Урала и проявления в них метаморфизма «Геология рудных место-
рождении», 1959, № 2
НаковникН И Месторождение Коунрад и > го горные породы и минералы
Изд во АН СССР, 1937
НаковникН И Вторичные кварциты, их минеральные фации, генезис и прак-
тическое значение «Изв АН СССР Серия геол», 1947, № 1
Наркелюн Л Ф Новые минералы в рудах тлубоких тори зонтов медного
месторождения Джезказган «Вести АН Каз ССР», 1959, У» 7
Наркелюн Л Ф Геология и оруденение Джезказганскш о месторождения
Тр ИГЕМ, вып 87, 1962
Наркелюн Л Ф Вопросы геологии и генезиса медистых песчаников Джезказ
юна «Изв АН Кирг ССР, серия ест тех наук», т 2, вып 1 (геол), 1960
Наумов В П О полосчатых текстурах руд колчеданно полиметаллических
месторождений Иртышской зоны смятия в Рудном 4лтае «Зап Всесоюз минерал
об ва», ч 88, № 5, 1959
Нем и лов А В О сплавах платины с иридием «Изв Института по изучению
платины и других благородных металлов» Вып 7, 1929
Нехорош ев В П Закономерности распространения рудных месторождений
Алтая «Сов геол», 1948, сб 29
Овчинников Л Н Руды Турьинских скарновых месторождений меди Изд-ву
УФАН СССР, 1948
589
Овчинников Л Н Контактово метасоматические месторождения Среднего
и Северного Урала Тр Горно геол ин та УФАН СССР, вып 39, 1960
Овчинников Л Н и Шур А С Ультра и микропористость ма1нетита
некоторых районов Урала Изд во АЙ СССР, 1951 (Тр IV совещания по зксперимен
тальнои минералогии и петрографии, вып 1 )
Овчинников Л Н и Шур А С О пористости магнетита и граната различ
пых генераций «Докл АН СССР», т 101, № 1, 1955
Ольшанский Я И Итоги экспериментальных исследований сульфидно сили
катных систем Изд во АН СССР, 1950 (Тр ИГН, вып 121 Серия петрогр № 36)
ОнтоевД О О скаполит магнетитовых рудах некоторых контактово метасо
матических месторождений железа «Сов геол», сб 50, 195b
ОнтоевД О Описание руд магнетитовых месторождений В сб «Магнеги
товые руды Кустанайской области» Изд во АН СССР, 1958
ОнтоевД О Об условиях формирования некоторых рудных жил Букукин
ского месторождения «Геология рудных месторождений», 1962, № 3
Павлов Н В Химический состав хромшпинелидов в связи с петрографическим
составом пород ультраосновных интрузивов Изд во АН СССР, 1949 (Тр ИГН,
вып 103 Серия рудн м ний К° 13)
Петровская Н В О продуктивных минеральных ассоциациях в золоторуд
ных месторождениях «Зап Всесоюз минерал об ва», ч 84, № 3, 1955а
Петровская Н В К вопросу о принципах минералогической классифика
ции типов первичных золотоносных руд Тр НИГРИзолото, вып 20, 19556
Петровская Н В Некоторые особенности внутрирудного метаморфизма
золото кварцевых образований на примере месторождений Гнисейского кряжа Тр
НИГРИзолото, вып 21, 1956а
Петровская Н В Минералогические признаки при поисках и оценке золоти
рудных месторождений различных типов Тр НИГРИзолото, вып 21, 19566
Петровская Н В Характер золотоносных минеральных ассоциаций и фор
мации золотых руд СССР Докл советских геологов на XXI сессии Межд геол кон
гресса Проблема 16 «Гео югические проблемы руд» Госгеолтехиздат, 1960
Петровская Н В О минеральных ассоциациях и некоторых условиях фор
мироваьпя колчеданных месторождении Южного Урсла «Геология рудных место
рождении», 1961, № 2
Петровская Н В и Андреева М Г Минералогические особенности Кпю
невского золоторудного месторождения Тр ЦНИГРИ, вып 25, 1958
Петровская Н В и др Геологическое строение минералогия и особенности
генезиса золоторудных месторождений Балейского рудного поля (Восточное Забаи
калье) Тр ЦНИГРИ, вып 45, ч II, 1961
Петровская Н В и Касьянов А В Некоторые черты минералогии и
генезиса Учалинского месторождения на Южном Урале Тр ЦНИ1РИ, вып 37, 1960
Петровская Н В и др К вопросу о времени выделения золота в рудных
месторождениях Тр НИГРИзолото, вып 16, 1947
ГТ и н ж е р А Геология района месторождении Франклин Стерлинг, Нью Джерси
В сб «Геология, парагенезис и запасы руд зарубежных месторождений свинца и
цинка» Изд во иностр литерат , 1951
П о в и л а й т и с М М Основные черты минералогии Джидинского молибдено-
вольфрамового месторождения Изд во АН СССР 1960 (Тр ИГЕМ, вып 24 )
Полякова О П «Бурундучные» руды Кадаинского месторождения и их гене-
зис «Нзв АН СССР Серия геол», 1956, № 8
Полякова О П О разложении сульфостаннатов в рудах Смирновского место
рождения В сб «Геология и рхдчые месторождения Дальнего Востока» Изд во АН
СССР, 1959 (Тр ИГЕМ, вып 18)
Полякова О П Свинцо во цинковые месторождения Кадаинского рудного
поля В кн «Вопросы геологии и генезиса некоторых полиметаллических месторожде
ний Восточного Забайкалья» Изд во АН СССР, 1962 (Тр ИГЕМ, вып 83)
Попов В М Некоторые геологические закономерности локализации медистых
песчаников на территории Северной Киргизии и Центрального Казахстана В кн
«Перв на^чн сесс АН Кирг ССР» Изд во АН Кирг ССР, 1955
Попов В М Вопросы генезиса медистых песчаников Северной Киргизии и
Центрального Казахстана «Изв АН Кирг ССР», вып 2 1956
П о п о в В М Диагенетические нарушения слоистости и напластования в рудо
носных породах Джезказгана «Изв АН СССР Серия геол» 1959, № 6
Посысаев А Г О генезисе рудных «валунов» Золотушинского полиметалли
ческого месторождения и о двух этапах оруденения Гостоптехиздат, 1961 (Тр
СибНИИ геол, геофиз и мин сыр, вып 6)
Прокопенко Н М Стадии минерализации в свинцово цинковых месторожде
ьпях Садонского района В кн «Природные ресурсы Северо Осетинской АССР»
Изд во АН СССР, 1950
П э к А В Основные особенности структуры и процесса минерализации место
рождения Тырныауз В кн «Природные ресурсы Кабардинской АССР» Изд во АН
СССР, 1946
590
Пэк А В Геологическое строение рудного поля и месторождения Тырныауз
Шд во АН СССР, 1962 (Тр ИГЕМ, вып 56)
Радкевич Е А Касситерито сульфидные месторождения Пзд во АН СССР,
1955
Радкевич Е А К вопросу о классификации оловооудных месторождении
«Изв АН СССР Серия геол », 1956, № 6
Радкевич Е А О сульфостапнатах в касситерито сульфидном Синанчинском
месторождении Южного Приморья В сб «Геология ц рудные месторождения Даль
него Востока» Изд-во АН СССР, 1959 (Тр ИГЕМ, вып 18)
Радкевич Е А Синаниинское месторождение В сб «Геология свинцово
цинковых месторождений Приморья» Изд во АН СССР, 1960 (Тр ИГЕМ, вып 34)
Р а д к е в и ч Е А и Томсон И Н О проявлениях динамометаморфизма руд
в касситеритово-сульЛидных месторождениях Приморья «Изв АН СССР Серия
«еол», 1957, № 3
Ракчеев А Д Метаморфизм пород зеленокаменноп потосы и его отношение
к колчеданному и медно цинковому оруденению в районе Южно-Кузнечихинского
месторождения на Среднем Урале «Сов геол», 1956, № 51
РимскаяКорсакова О И и Троянов М Д Новые данные о тунгсте
ните «Зап Всесоюз минерал об ва», ч 85, № 3, 1956
РоговерГ Б пШадлунТ Н Текелийское по шметаллнческое месторожде
5и.< в Джунгарском Алатау «Цветные металлы», 1938, № 1
РоговерГ Б Медноколчеданное месторождение Блява Москва ГОНТИ, 1939
РузматовС Р Форма нахождения серебра и золота в рудах медно мотиб
деиовою месторождения Кальмакыр Узб геол журн 1961, № 4
РундквпстД В Приоткрывание трещин в процессе формирования прожил
ков «Зап Всесоюз минерал об ва», ч 86, № 3, 1957
РундквпстД В О некоторых особенностях морфо loom и внутреннею стрэе
hi я минеральных агрегатов оловорудных близповерхчостных месторождении «Зап
Всесоюз минерал об ва», ч 87, № 4, 1958
Ру ть е П Некоторые современные направления ьо Франции в области геологии
рудных месторождений «Изв АН СССР Серия геол», 1960 № 10
СамоновИ 3 Некоторые особенности минералообразования в рудах Белухин
ского месторождения и вопросы распределения вольфрамита в жильных месторожде
ниях Изв высш учебн завед «Геология и разведка», 1959, № 6
СамоновИ 3 Особенности и этапы развития стру ктуры Белухинского место
рождения В кн «Основные вопросы и методы изучения рудных полей и месторожде
ний» Госгеолтехиздат, 1960
Сатпаев К И Основные черты геологии и металле!енпн Джезказганского
меднорудного района В кн «Большой Джезказган» Изд во АН СССР, 1935
Сатпаев К И Основные результаты комплексного геологического изучения
и вопросы генезиса Джезказгана «I еологпя рудных месторождений», 1962, № 3
Сатпаева Т А Генетические особенности местопожцений типа медистых
песчаников по результатам изучения минералогического состава руд «Изв АН
Каз ССР Серия геол», вып 1 (26), 1957
Сатпаева Г А Минералогические особенности месторождений типа медистых
песчаников Изд во АН Каз ССР, 1958
Сатпаева Т А и др Особенности размещения рудного вещества в некоторых
псродах джезказганской свиты Вестн Каз АН СССР, 1961, № 9
Сейфуллпн С Ш Основные геологические особенности медных мссторожд’-
нпй Джезказганского рудного района «Изв АН Каз ССР Серия геол», вып 1 (26),
1957
СкрипченкоН С К вопросу о закономерностях размещения медноколчедаи-
ных месторождении Северного Кавказа «Геология рудных месторождений», 1960, №2
Скрип иль В И О строении вулканогенных толщ Гайского рудною поля и
размещении в них колчеданного оруденения «Геология рудных месторождений»,
1961, > 1
С лаве кая А И, Рудн и чей ко В Е и Богословская Е И О разло-
жении бетехтинита при нагревании «Геология рудных месторождений», 1963, № 3
Смирнов В И Геология и методы разведки полиметаллических месторожде-
нии в известняках Северной Америки Госгеолпздат, 1939 (Тр МГРИ, т 15)
Смирнов В И О стадиях и формах отложения рудообразующих минералов
в сурьмяно ртутных месторождениях Средней Азии «Зап Всесоюз минерал об ва»,
ч 74, № 3, 1945
Смирнов В И Геология ртутных месторождении Средней Азии Госгеолпздат,
1947
Смирнел В И Конвергентность колчеданных месторождений «Вестник МГУ»,
1960, № 2
Смирнов В И н Гончарова 1 Я Некоторые особенности образования
колчеданных месторождении Северного Кавказа «Изв АН СССР Серия 1еол»,
1960, № 2
Смирнов С С Полпметаттнческие уюсторождечия и металлогения Восгоч
ноге Забайкалья Изд-во АН СССР, 1961
591
Смирнове С К минералоти некоторых полиметаллических руд Забайкалья
В кн «Избранные труды» Изд во АН СССР, 1955
СмирновС С иДубовикМ М Минералогический очерк Яна Адычанского
района АН СССР, 1941 (Тр ИГН Серия минералог, вып 46, № 9 )
Смирнов С С и др Геология олова Изд во 'Ш СССР, 1947 (Тр ИГН.
вып 82 )
Смирнов® Л и Сенатская Г С К вопросу о генезисе Урупской группы
колчеданных месторождений Северного Кавказа «Вестник МГУ», 1959, № 3
Соколов Г А Хромиты Урала, их состав, условия кристаллизации и законо-
мерности распространения Изд-во АН СССР, 1948 (Тр ИГН, вып 97 Серия рудн
м-ний, № 12 )
Сопко П Ф Роль стр атиграфо литологических и структурных факторов в раз-
мещении колчеданного оруденения в пределах Северной Армении В кн «Закономер
ности размещения полезн ископ», т 2, 1959
С о т н и к о в В И О метаколлоидных образованиях кнноварн в рудах Терлич-
хайского ртутного месторождения (Тува) и возможном состоянии ртутьсодержащих
гидротермальных растворов «Геология и геофизика» Изд во СО АН СССР № 1
1962
Строна И А Об условиях образования некоторых полосчатых текстур руд
«Геология рудных месторождений», 1960, № 3
Строна П А Минеральные ассоциации золота в месторождениях Аллах-
Юньского района (Якутская ССР) Зап Ленингр горн пнет, т 10, вып 2, 1962
Тарасевич Г М Текстурно структурные особенности руд Текелипского место-
рождения Изд во АН СССР, 1961 (Тр Минерал музея, вып 12)
Твалчрелидзе Г А О колчеданных Месторождениях Кавказа «Зап
Всесоюз минера.; об-ва.», Л° 2, 1958
Твалчрелидзе Г А Металлогенпческие особенности некоторых элементов
геосинклинальных областей «Изв АН СССР Серия геол», 1962, № 3
Тнмофеевскпй Д А Геолого-структурная и минералогическая характери-
стика Дарасунского рудного поля и его периферических частей Тр НИГРИзолого.
вып 24, 1957
Г им охов К Д Закономерности в распределении медносудьфидного, ттано-
магнетитового и апатитового оруденения на Волковском месторождении (Средний
Урал) «Геология рудных месторождений», 1962, № 1
Усов М А Проблемы рудного Салаира Вестник Зап Сиб ГРТ, вып 4. 1933
Фадепчев А Ф Качканарский габбро-пироксенитовый массив и связанное
с ним титаномагнетитовое оруденение Путеводитель Ташло Кушвинской экскурсии
Первое Уральское петрографическое совещание Тр !>'р"о геол нн та УФАН Изд во
«Уральский рабочий», 1961
Феногенов А Н Особенности минерального состава руд Маукского место-
рождения на Ср Урале «Вестник MI У», 1962 № 1
Филимонова А А Срастания борнита и ха щкоппрпта в колчеданных
рудах месторождения Кабан I (Средний Урал) <гИзв АН СССР Серия геол»,,
1949, № 1
Филимонова А А Опыты по нагреванию борнитсодержащих колчеданных
руд «Изв АН СССР Серия геоп», 1952, \° 3
Хетчиков Л Н О взаимоотношениях скарнов и ехчьфндов в месторождении
Первое Советское (южное Приморье) Изд во АН СССР, 1959 (Тр ИГЕМ, вып 18)
Хисамутдинов М Г О влиянии вмещающих пород и температуры рудо-
носных растворов на состав и место образования руд на примере алтайских место-
рождений «Сов геоч», 1956, № 50
Хисамутдинов М Г и Т Демидова Возрастные взаимоотношения
гидротермального метаморфизма по шметаллических месторождений с герцпнекими гра-
нитоидами в Зыряновском районе на Алтае Госгеолтехиздат, 1959 (Инф сб
ВСЕГЕИ, № 9 )
Червя ко век ий Г Ф О фазах складчатости и рассланцевания на Урале
«Докл АН СССР», т 105, № 4, 1955
Червякове кий Г Ф К вопросу классификации колчеданных месторо-кде-
ний Урала Тр Горно геол ин та УФАН, вып 40, 1959
Черваковский Г Ф О процессах серицитизации в зеденокаметпой полосе
Среднего Урала Тр Горно-геол ин та УФАН, вып 43, 1959
Чнчинадзе К И Металлогения Горной Рачи и Сванетии в связи с геологи
ческпм строением области Изд во АН СССР, 1945
Ч у п и л и н II И Реальгар Аурипигмент В сб «Минералы СССР», т 2 Изд во
АН СССР, 1940
Чуриков В С Об одном типе заполнения трещин при гипогенном рудообра-
зованпи «Сов геол», сб 50, 1956
Чуриков В С К вопросу о происхождении жипьного пространства на при-
мере Северо Коунрадского вольфрамово-рудного месторождения «Сов геол»,
1959, № 12
Чухров Ф В Рудные месторождения Джезказгане У тхтавскэ! о района в Казах-
стане Изд во АН СССР, 1940
592
Чухров Ф В Минералогия и зональность Восточного Коунрада Изд во АП
СССР, 1960 (Тр ИГЕМ, вып 50)
Шабы нин Л II Магнезиальные скарны и связанное с ними оруденение Гене
ти1,некие проблемы руд Госгеолтехиздат, 1960
Шадлун Т Н Некоторые признаки метаморфизма в колчеданных месторожде
ниях «Изв АН СССР Серия геол», 1947, № 5
ШадлуиТ Н Изменение структуры агрегатов и внутреннего строения зерен
халькопирита под влиянием динамических воздействий Минерал сб Львов геол
об ва, 1950, № 7
Ш а д л у н Т Н Особенности минералогического состава, структур и текстур
руд некоторых колчеданных месторождений Урала В сб «Колчеданные месторожде
нпя Урала» Изд-во АН СССР, 1950
Шадлун Т Н Некоторые особенности внутреннего строения зерен пирита
в колчеданных залежах Минерал сб Львов геол об-ва, 1950, № 4
Шадлун Т Н Об особенностях строения колчеданных руд некоторых место-
рождений Алтая «Изв АН СССР Серия геол», 1951, № 5
Шадлун Т Н О некоторых метаморфических текстурах и структурах руд
(на примере месторождений Средней Азии) «Изв АН СССР Серия геол», 1954, № 2
Шадлун Т Н Некоторые закономерности проявления метаморфизма в богатых
пиритом свинцово цинковых рудах Текелинского месторождения «Геология рудных
месторождений», 1959, № 5
Шадлун Т Н Явления метаморфизма в евпнцово-цинковых рудах место-
рождения Текели и в медно колчеданных рудах месторождения Акбастау в Казах-
стане Авторефераты работ сотр ИГЕМ за 1958—1959 гг Изд во АН СССР, 1961
(1960) (Тр ИГЕМ)
Шахов Ф Н Текстуры руд Изд-во АН СССР, 1961
Шне й д ер хе н Г Рудные месторождения Изд-во иностр литер , 1958
ШтейнбергД С и Сорокина Л Г Кушвинскнй сиенитовый массив и свя-
занные с ним контактово метасоматические месторождения Александровское место-
рождение Путеводитель Тагило Кушвинской экскурсии Первое Уральское петршра-
фнческое совещание Тр Горно-геол ин та УФАН, 1961
Шубников А В Образование кристаллов Изд во АН СССР, 1947
Шумская Н И О метаморфизме руд Зыряновского полиметаллического
месторождения «Вестник ЛГУ Серия геол и геогр», № 18, вып 3, 1960
Шумская Н И Стадии минерализации и химизм рудообразуюшего процесса
Зыряновского полиметаллического месторождения «Вестник ЛГУ Серия геол и
геогр », № 6, вып 1, 1961
Щеглов А Д К вопросу о вертикальной зональности некоторых вольфрамо-
вых месторождений Забайкалья Изд-во АН СССР, 1956 (Тр ИГЕМ, вып 3)
Щеглов АДК вопросу о 1енезпсе вольфрамовых месторождении Забай-
калья «Геология рудных месторождений», 1959, № 6
Щеглов Д О некоторых особенностях формирования ртутно серьмяно-
вольфрамовых месторождений Забайкалья «Зап Всесоюз минерал об ва», ч 88,
№ 1, 1959
Ще 1лов5 Д Генетические особенности ртутно-сурьмяно-вольфрамовых место-
рождении Забайкапья В кн «Генетические проблемы руд» Госгеолтехиздат, I960
ЩербаГ Н О двух гипотезах образования полиметаллических месторождг-
ьий Рудного Алтая «Изв АН СССР Серия геол», 1954, № 5
Щерба Г Н Геология Леииногорского рудного поля П > биметаллические
месторождения Рудного Алтая В сб «Геология Леииногорского и Зыряновского
рудных полей на Алтае» Госгеолтехиздат, 1957
Щерба Г Н Формирование редкометальных месторождений Центра тьного
Казахстана Изд во АН Каз ССР, 1960
Юдин Б А Титаномагнетитовое оруденение в Цагинском массиве габбро-
лабрадорптов В сб «Вопросы юологип и минера логин Кольского полуострова»
Вып 3, Изд во АН СССР, 1960
Юшко С А Минералогическое изучение колчеданпстых р\д Баймакского
района (Южный Урал) Тр Геол нн та АН СССР, т VIII, 1938
Юшко С А Минералогия свинцово цинкового оруденения хребта Каратау
Бюлл МОИП Отд геол, XXXII, вып 6, 1957
Юшко С А Качественная минералогическая характеристика главнейших типов-
руд свинцово цинковых месторождений хребта Каратау «Изв высш хчеб завед
Геология и разведка», 1959, № 5
Юшко С А Главнейшие минеральные ассоциации и особенности их строения
руд свинцово-цинковых месторождений хребта Каратах <Изв высш учеб завед.
Геология и разведка», 1960, № 2
Яковлев Г Ф Структуры рудных районов, полей и месторождений Редкого
Алтая Сб «Закономерности размещения полез, исков», т 2. Изд во АН СССР, 1959
Яковлев Л И Парагенетическне минеральные ассоциации и динамометамор
физм руд одного из колчеданно-полиметаллпиеских месторождений Центральною
Казахстана Тр НИГРИзолото, вып 21. 1956
594
Ahl f eld F Die Erzlageistatten der tertiaien Magmapiovinz der bolivianischen
Zentralanden N Jb Ahn Beil Bd 65A 1932
Aiilfeld F Epithermaie W olframlagerstatten in Bolivien N Jb d Mir, Geol
u Pal Beil Bd Abt A Bd 74, H 1, 1938
Albers J P a RobertsonJ F Geology and ore deposits of East Shasta
copper zinc District Shasta County, California U S, Geol Suiv Prof Paper 338, 1961
Amin M The ilmenite deposit of Abu Chalqua, Egypt Econ Geol v 49, No 1
1934
Beck R Lehre von den Erzlagerstatten Bd I, Berlin, 1909
Becker G F Geology of the quicksilver deposits Oi the Pacific Slope Monograph
U S Geol Surv, 1888
Berg G Die Fullung der Gangspalten Zeitschr f prakt Geol H 12 1938
Bernauei F Gebanderte Karbonatgesteme und ihre Umwandlung I und 11
N Jb Mm, Beil Bd 66A, 1933
BetechlinA G Mikroskopische Untersuchungen an Platinerzen aus dem Dial
N Jb Mm Abh Bd 97, H 1, 1961
Bornhardt W Uber die Gangverhaltnisse des Siegerlandes und seiner Umge
bung Arch f Lagerstattenforschung H 2 u H 8 Teil I, 1910, Tell II, 1912
BrummerJ J The geology of the Roan Antelop ore body Trans Inst Min
Met London, v 64, 1955 pp 257—500
Buerger N \\ The unmixing of chalcopyrite from sphalerite Amer Mm, 19
No 11, 1934
C a m b e 1 В S Hydrotermalne loziska v Malych Karpatoch Mmeralogia a geoche
mia ich rud Geologica, № 3 1960
Carstens H Jernmalmene i det Vestllge Trondhjems felt og forholdet til Kisfore
kcmstene Nors geol tids В 35, 1955
C h a c e F M Ongme of the Bendigo saddle reefs with comments on the forma
tion of ribbon quartz Econ Geol, v 44. No 7, 1949
Davis S G Mmeialogy and genesis of the wolfiamite ore deposits Needle Hill
Mme, New Territories, Hong Kong Econ Geol v 56 No 7, 1961
D о и и a у D Genesis of the Engels copper deposits Congres Intern Sec de Geol,
\ I sess , Liege 1930
Ehrenberg H Pilger 4 Schroder F Das Schv efelkies-Zinkblende
Scliv erspatlager von Meggen (Westfalen) Beih Geol Jb, H 12 Hannover 1954
FergusonH G a G a n net R \V Gold quartz veins of the Alleghany district
California (J S Geol Surv Prof Pap 172, 1932
Fisher N H Rewiew of evidence of genesis of Mt Isa oie bodies Rep of
21 sess Nord IGC p XVI Copenhag 1960 pp 99—111
Flies C Tin deposits of the Black Range Catron and Sierra Counties, New
Mexico U S Geol Surv Bull 922 M 1940
Fusan O, Kantor J Chalkograficke posoiovania na sulfidickom lo/isku
<Alzbeta» Bystrom Potoku, Geol shorn IV. c 3—4, Biatislava, 1953
Garlick W G Chambishi The syngenetic theory The Geology of the North
Rhodesian Copper belt London 19Ы, pp 146—165, 281—296
Gjelsvik T The Skorovass pyrite deposit Grong Aioa Norway Rep of 21 sess
I G С p XVI, Copenhag 1960, pp 54—66
GrondijsH a Shouten C A A study of the Maunt Isa oies Econ Geol
v 32, No 4,, 1937
Harauczyk Cz PieiwiaMki sladowe v, mineralach kruszowych z slasko
krakowskich zloz cynkowo-olov,lanych Inst Geol, Biul 115 Warszawa, 1957
Harauczyk Cz Mmeralogia krusczow slasko krakowskich zloz cynku j olowiu
Pclsk 4kad Nauk Prace Geol 8 1962
HasemanI u PilgerA Der Blei—Zink—Erzgang der Zeche Auguste Victoria
in Marl—Huis (Westfalen) Beihefte zum Geolog Jahibuch H 3 1951
HessF a Schaller W Colorado ferberite and the wolframite series U S
Geol Surv Bull No 583, 1914
Hill J M The Amount Taylor tin deposits New Mexico U S Geol Surv Bull
725, 1922
Hub aux A Differents types de minerals noirs de la region d Egersund (Norvege)
Ann Soc Geol Belgique 79, Bull No 5/7, 1956
Hub aux A Les gisements de fer titane del region d Egersund, Norvege N
Jb Mm Abh Bd 94, H 2, I960
Hussak E Uber das Vorkommen von Palladium und Platin in Brasihen Sitzung
sbei Wien Akad CXIII 1904
Jaskolski St a Banas M Zlozowe i mikroskopowe obserwacje jordamtu
w gornoslaskich zlozach cynkowo olowiannych Arch Mm XXII, 1958
Johnston W D The gold quartz veins of Glass Valley, California U S Geol
Sun Prof Pep 194, 1940
KeChin Hsu Tungsten deposits of Southern China Econ Geol, No 6 1943
Knopf A The Mother Lode system of California U S Geol Surv Prof Pap 157,
1929
594
Knopf A and Anderson C A The Engels copper deposits, California Econ
Geol 25, No 1, 1930
К о d e r a M Parageneza a chemizmus Terezia zily v Banskej Shaynici Geol.
prace, z 42, Bratislava, 1956
Kraume E Die Erzlager des Rammelsberges bei Goslar «Monographien Deutscher
Blei-Zmk Erzlagerstatten» Monographic N 4 Beihefte zum Geologischen Jahrbuch,
Heft 18, 1954
Kutina J Mikroskopischer und spektrographischer Beitrag zur Frage dei Ent
stehung einiger Kolloidalstrukturen von Zmkblende und W urtzit Z Geol, I H 6, 1953
Kutina J a SedlackovaJ The role of replacement in the origin of some
соска de textures Econ Geol v 56, No 1, 1961
Lindgren W A recent deposit of a thermal spring in Bolivia Econ Geol
v 17, 1922
Lindgren U Mmeial deposits New York and London, Me Graw Hill book Co,
1933
Lindgren W a Ransome F L Geology and gold deposits of the Cripple
Creek district, Colorado U S Geol Surv Prof Pap 54, 1906
Lovering T S The origin of the tungsten ores of Boulder County Econ Geol
No 3, 1941
Maucher A Uber Gudmundit aus Antimonitlagerstatte von Turhal, Tutkei
Metallwirtschaft, 23, 1938
McKinstry H E a Ohle E Ribbon structure in goldquartz veins Econ
Geol. v 44, No 2, 1949
Mendelsohn F Ore Genesis Roan Antelope The Geology of the Northern
Rhodesian Copper belt Ed Mendelsohn Macdonald, London 1961, pp 130—146, 351—405
Michot P Les gisements de minerals nous de la region dEge,sund Ann Soc
geol Belgique, 79, Bull No 5/7, 1956
О e 1 s n e г О Die pegmatitisch— pneumatolytischen Lagerstaiten des Erzgebirges
mit Ausnahme der Kontaktlagerstatten Freiberger Forschungshafte, H 9, 1952
Ofiedahl Chr A theory of exhalative sedimentary ores Geol Foren Stockh
Forh 80, 1958
Palache Ch The minerals of Franklin and Sterling Hill, Sussex county, New
Yeisey U S Dep Geol Surv Prof paper, 180, 1935
Po sep n v F The genesis of ore deposits New York, 1902
Ramdohr P Beobachtungen an Magnetit, Ilmenit, Eisenglanz und Uberlegungen
uber das System FeO—Fe2O3—TiO2 N Jb f Min, 54, 1926
Ramdohr P Gratonit aus den oberschlesischen Bleizinkgruben Zentralblatt
f Miner, Geol u Pal, Abt A, Nr 1, 1942
Ramdohr P Mmeralbestand, Strukturen und Genesis der Rammelsberg Lager
statte Geol Jahrb, В 67, Hannover, 1953a
-Ramdohr P Ulvospinel and its significance in titaniferous iron oies Econ geol
48, No 8, 19536
Ramdohr P Die Eizminerahen und ihre Verwachsungen Akademie Verlag,
Berlin, 1960
Ransome F L Geology and ore deposits of Goldfield, Nevada U S Geol
Surv Prof Pap 66, 1909
Ransome F L The ore of the Almaden mine Econ Geol, v 16, No 4—5,
1921
Schneiderhohn H Erzmikroskopische Unteisuchungen Mansfelder Kupfer
schiefei N Jb Mm, В В 47, Beil Bd 1923
Schrocke H Sachsische Zinnlagerstatten, ihre Paragenesen und Alterstellung
Freib Forschungshafte, H 8 1951
Schrocke H Zur Paragenese erzgebirgischer Zinnlagerstatten N Jb Mm
Abh, Bd 87, H 1. 1954
Schwartz G M Experiments bearing on bornite chalcocite intergrowths Econ
Geol 23, No 4, 1928
Stemprok M On the genesis of the oie deposit of Cinovec (Zinnuald) Intein
Geol Congi XXI Sess Part XVI Genetic problems of ores, I960
Stemprok M Genetische Untersuchung der flach fallenden Gange auf der
Eizlagerstatte Cinovec (Zinnwald) im Erzgebirge Sborn Ustredn Ustavu Geol, XXVI,
Praha, 1961
Sugaki A Thermal studies on the inteigrowth ot chalcopyrite and sphalcnte
Sci Rep Tohoku Univ, v 4, N 2, 1952
Sugaki A Thermal studies on unmixing of the secondaiv solid solution Sci
Rep Tohoku Univ , v 4, No 3, 1953
Takeda H and S e к i n e Y A consideration on the metamorphism of cupriferous
pyntic deposit at Sekizen, Ehime Prefecture v 10, N 44, 1960
Takeuchi T and N a m b u M On the genesis of chalcopv rite lattice in bornite
Sci Rep Tohoku Unn , 8 No 1 1956
TolmanC F a Rogers \ F A study of the magmatic sulfide ores Leland
Stanford Unn Publ, 1916
595
Turneaure F. S. a. Gibson R. The tin deposits of Carguaicollo, Bolnia. Amer
Journ of Sc. Daly volume 243-A, 1945.
Van der Veen R. W. The Almaden mercury ores and their connection with igne-
ous rocks. Econ. Geol., v. 19, No. 2, 1924.
Vogt I. Bildung von Erzlagerstatten durch Differentiationsprozesse in basische
eruptiven Magma. Zeitsch. f.prakt. Geol., Bd 1, 1893.
V о к e s F. M. The Copper deposits of the Birtavarre District, Troms, Northern
Norway. Norg Geol. Unders., Oslo, 1957.
V о к e s F. M. .Mineral Parageneses of the massive sulfide ore bodies of the
Caledonides of Norway. Ec. Geol. v. 57, 1962, p. 890.
Watanabe M. General review of the study of ore deposits in Japan. Jour. Geol
soc. Jap., N 670, v. 57, 1951.
Watanabe M. Some problemes regarding the Hitachi Mine Mining Geology.
No. 40, v. 10, 1960.
Wernicke F. Die primaren Erzmineralien der Deutsch—Bleischarlei—Grube bef
Beuthen. O. S. Arch. f. Lagerstattenforschung. H. 53, 1931.
White W. H. The mechanism and environment of gold deposition in \eins. Econ.
Geol., v. 38, No. 6, 1943.
Williams D. Further reflections on the origin of the porphyries and ores of
Rio-Tinto. Bull. Inst Min. a. Met. No. 663, 1962.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие 3
Структурно-текстурные особенности руд магматических месторождений 5
Глава I Хромитовые руды 6
Глава II Платиновые руды 21
Глава III Титановые руды 29
Глава IV Медно титановые руды 55
Глава V Медио никелевые руды 65
Структурно-текстурные особенности руд
контактово-метасоматических месторождении 96
Глава VI Жетезные руды . 98
Глава VII Вольфрамовые, молибден вольфрамовые и отовянно во ьфрам >
вые руды 123
Глава VIII Медные руды 138
Глава IX Свинцово цинковые руды 146
Структурно-текстурные особенности руд гидротермальных месторождений 161
Г тава X Медные руды 162
Пирит халькопиритовые прожилково вкрапленные руды в изверженных
породах (меднопорфпровые руды) (163) Колчеданные руды (179)
Борнит халькозиновые руды в песчаниках (медистые песчаники) (246)
ГлаваХ! Свинцово цинковые руды 268
1 Руды среднетемпературных свинцово цинковых месторождений (269)
Пирит галенит сфалеритовые руды в эффузивных и осадочных породах
(269) Карбонат галенит сфалеритовые руды в карбонатных породах
(308) Кварц карбонат галенит сфалерпловые руды в изверженных по
родах (320)
2 Руды низкотемпературных свинцово цинковых месторождений 338
Сфалерит галенитовые руды с доломитом пли баритом в карбонатных
породах (338) Галенит сфалеритовые и барит галенитовые руды в кар
бонатных породах (355) Карбонат галенит сфалеритовые руды в извер
женных породах (388)
Глава XII Золотые рхды 400
Золото кварцевые руды с небольшим количеством сульфидов (401) Зо
лото кварцевые руды с относительно большим количеством сучьфи
дов (411) Золото кварц халцедоновые руды (437)
Г чаваХШ Вольфрамовые руды 450
Кварц вольфрамитовые руды (450) Кварц схльфидно вольфрамитовые
руды (463) Кварц шеелитовые р\ды (479) Антимонит ферберитовые
руды /486)
597
Глава XIV. Оловянные руды . . .......................... 49Т
Руды оловоносных грейзенов (498). Касситерит-топаз-кварцевые руды
(502). Касснтерит-кварцевые руды (506). Турмалин-сульфндные и
хлорит-сульфпдные руды (514). Арсенопирит-пнрротпновые руды (528).
Галеннт-сфалернтовые руды (533). Руды деревянистого олова (545)
Глава XV. Сурьмяно-ртутные и мышьяковые руды...........................554
Антпмоннтовые руды (554). Антимониг-кнноварные руды (559). Киновар-
ные руды (564). Реальгар-аурипигментовые руды (575).
Литература................................."...........................584
|/1. Г. Бетехтин], А. Д. Генкин,
А. А. Филимонова, Т. Н. Шадлун
СТРУКТУРНО-ТЕКСТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ
ЭНДОГЕННЫХ РУД
Редактор издательства 3. Д. Соломатина
Переплет художника А. М. Поташева
Технический редактор О. А. Гурова
Корректор А. В. Сергеева
Сдано в набор 4/IX 1963 г.
Подписано к печати 13/Ш-64 г.
Формат бумаги 70X108716
Бум. л. 18,8. Печ. л. 52,5. Уч.-изд. л. 46,38
Т-00771 Тираж 5000 Зак. 824. Цена 3 р. 45 к.
Объявлено в тематическом плане бывшего
Госгеолтехпздата на 1963 г. № 6
Издательство «Н е д р а»
Москва, Центр, ул. Кирова, 24
Фабрика № 9 ГУГК