Геология и структурные факторы локализации Уральских месторождений изумрудов в слюдитах

Вид материала

Автореферат диссертации

Содержание Первое защищаемое положение. Второе защищаемое положение Третье защищаемое положение. Региональные признаки. Локальные признаки. Минералогические признаки. Геофизические признаки. Геохимические признаки. Структурные признаки.

Подобный материал:

• Геология, поиски и разведка месторождений благородных металлов, 269.46kb.
• Маджид Мохаммад Махави геологическое обоснование комплексного освоения углеводородных, 209.93kb.
• Комплекс методических материалов основной образовательной программы подготовки магистров, 1690.95kb.
• Руководство поможет студентам специальности 0101 «Геология и разведка месторождений, 576.72kb.
• Рабочая программа учебной дисциплины фтпу 1-21/01 утверждаю, 147.19kb.
• 25. 00. 12 Геология, поиски и разведка горючих ископаемых, 11.81kb.
• Учебное пособие Издательство тпу томск 2006, 2624.3kb.
• Российский Университет Дружбы Народов Инженерный факультет, кафедра месторождений полезных, 60.77kb.
• Рабочая программа учебной дисциплины ф тпу 1-21/01 утверждаю, 1311.97kb.
• Программа семинара «капитальный ремонт скважин», 53.5kb.

Заключение

Сделан вывод об установлении природных особенностей строения и формирования месторождений изумрудов УИП, позволяющих проводить локальный структурный прогноз участков повышенной концентрации изумрудов при производстве оценочных и эксплуатационных работ.

Первое защищаемое положение. Особенности геологического строения Уральских месторождений, морфологии изумрудов и бериллов в слюдитах, развитие малых структурных форм свидетельствуют о синтектоническом характере изумрудного минерагенеза в процессе пластического течения метаультрамафитов в условиях регионального субширотного горизонтального сжатия.

Начальным этапом в геологической истории района изумрудоносной полосы является формирование вулканогенно–осадочных пород в условиях раздвига земной коры и прогибания ложа геосинклинали. В процессе вулканогенно-осадочного седиментогенеза создавались условия для первичного накопления в породах повышенных концентраций бериллия. К этому времени относится заложение структур Асбестовско–Сусанской зоны смятия, внедрение протрузий ультрамафитов и последующий метаморфизм вулканогенно–осадочных пород.

К позднему палеозою относится смена фазы растяжения фазой общего сжатия. С этим периодом связаны метаморфизм и метасоматоз, воздействие которых вызвало образование изумрудоносных слюдитов. В процессе ультраметаморфического воздействия на нижнепалеозойские вулканиты произошло преобразование последних в породы Восточного (Лесозаводского) массива, сопровождаемое перераспределением бериллия с его вторичным накоплением в породах среднего состава.

В фазу сжатия ультрамафиты подверглись разлинзованию, серпентинизации, оталькованию. Первичные ультраосновные породы – дуниты, перидотиты – встречаются в форме будин, заключённых в основной массе тальковых, тальк–актинолитовых, пород.

По условиям локализации тел ультрамафитов, вмещающих изумрудоносные жильные зоны, выделяются следующие их типы:

1. Ультрамафиты в замковой части сильно сжатой антиклинальной складки изгиба (Малышевское месторождение), осложненной субмеридиональным разломом;
   
2. Ультрамафиты в веерообразных трещинах (зонах) растяжения конвергентного типа в крыльях антиклинальных складок (Первомайское, им. Крупской, Свердловское месторождения);
   
3. Ультрамафиты фиксируются в участках отслаивания и коробления в периклинальном замыкании антиклинальной складки (Черемшанское, Красноармейское, Красноболотное месторождения).
   

По структурно-тектоническим особенностям ультрамафиты, вмещающие жильные зоны изумрудоносных слюдитов, подразделяются на два типа:

• месторождения линейного типа в рассланцованных, метаморфизованных, будинированных ультрамафитах (им. Крупской);
  
• месторождения компактного типа в массивных тектонитах линзообразной формы, представленных дунитами и перидотитами (Свердловское, Черемшанское).
  

Степень продуктивности слюдитовых жил и жильных свит месторождений изумруда определяется их положением в телах ультрамафитов относительно направлений синрудного сжатия.

В компактных месторождениях, приуроченных к массивным тектонитам ультраосновного состава, решающую роль в размещении жил играют трещинные структуры тектонического разлинзования (Черемшанское месторождение) и зоны сдвигов (Свердловское месторождение). Наиболее интенсивно рассланцевание и изумрудный минерагенез развиваются по разрывам сплющивания (чистого сдвига), ориентированным по нормали к направлению сжимающих усилий.

В месторождениях линейного типа на положение жильных свит и жил решающее влияние оказывали структуры рассланцевания.

На месторождениях северной части Центрального рудного поля (Малышевское, Первомайское, им. Крупской, Свердловское), которые формировались в условиях субширотного сдавливания, образована единая система ориентации тектонических трещин и зон рассланцевания, в которой выделяются следующие направления:

1. Простирание субмеридиональное 350 – 10^о, падение крутое восточное до вертикального, углы 70 – 90^о.

2. Простирание северо–западное 290 – 340^о, падение на северо–восток, реже на юго–запад, углы падения 40 – 70^о, чаще всего 45 – 50^о.

3. Простирание субширотное 50 - 90^о, падение к северу и югу под углами 5-90^о.

Сочетание трещин указанных направлений, в которых локализуются слюдитовые жилы, и образует жильные зоны месторождений. По условиям образования субмеридиональные трещины являются трещинами сплющивания, северо–западные – трещинами скола, субширотные – трещинами отрыва.

Продуктивность жил разных направлений на каждом месторождении различна и зависит от геолого–структурного положения месторождения и направления сжимающих усилий. В месторождениях Сретенской площади Центрального рудного поля, сформировавшихся в процессе субширотного сжатия, наиболее минерализованы изумрудом жилы субмеридионального простирания и крутого восточного (до вертикального) падения. С жилами и жильными свитами данного направления связано образование изумрудоносных гнезд, локализующихся в торцевых частях будин массивных перидотитов и диоритов на сопряжении с трещинами отрыва и скола северо–западного и субширотного простирания. С ними связаны наиболее продуктивные жилы и свиты жил на месторождениях им. Крупской, Свердловском, проявлении Жила 40.

Для Черемшанского месторождения тектоническая трещиноватость носит другой характер, связанный с меняющимся простиранием массива от субмеридионального в северной части месторождения до северо–восточного в центральной и южной его частях и изменением направления стресса в данной части рудного поля с субширотного на северо–западное. Для северной части месторождения характерна система трещин близмеридионального простирания с падением к востоку под углами 60–70^о. В центральной и южной частях месторождения развиты крупные тектонические трещины северо–восточного простирания (30 – 40^о) с падением к юго–востоку под углами 40 – 80^о. С этими системами трещин связаны наиболее тектонически проработанные зоны развития тальковых сланцев среди массивных перидотитов, в них локализованы самые продуктивные слюдитовые жилы, протяженность которых достигает 200 м в центральной части месторождения (наиболее продуктивная восточная свита). Системы северо–западного (330 – 340^о, падение к юго–западу, углы 50–60^о) и субширотного (падение на север, углы 60 – 70^о) направлении развиты в меньшей степени и слабопродуктивны. По условиям образования на Черемшанском месторождении трещины субмеридионального (в северной части массива) и северо–восточного (в центральной и южной частях массива) простирания являются трещинами сплющивания, субширотные – скола, а северо–западные – отрыва. Многие трещины дугообразно изгибаются и взаимно переходят друг в друга.

Таким образом, локализация высокопродуктивной изумрудной минерализации на месторождениях уральской изумрудоносной полосы фиксируется в трещинных зонах и зонах рассланцевания, ориентированных по нормали к направлениям максимальных напряжений сжатия и по условиям образования являющихся трещинами и зонами сплющивания (чистого сдвига). По трещинам и зонам сплющивания происходило наиболее интенсивное пластическое течение природного материала с максимальным проявлением явлений рекристаллизации, метасоматических реакций и минеральных новообразований.

Косвенными признаками изумрудоносности слюдитовых жил является проявление сланцеватости и гофрированности слюдитов. Своим возникновением сланцеватость как плоскостная текстура обязана пластическому течению материала пород, является показателем пластичности и отражает синдеформационное пластическое состояние горных пород. Сланцеватость и гофрировка в слюдитах являются косвенными признаками изумрудоносности слюдитов, и их наличие определяет степень перспективности (продуктивности) жил.

Погружение осей (шарниров) малых складок в слюдитовых жилах происходит в южном и юго–восточном направлениях и совпадает с погружением обогащенных изумрудами «струй» в слюдитах. Наиболее часто гофрировка встречается в раздувах жил на сопряжении зон рассланцевания тальковых сланцев субмеридионального простирания с северо–западными и субширотными.

Внутреннее строение слюдитовых жил отличается определённым характером ориентировки минералов относительно контактов жил с вмещающими породами и элементов сланцеватости. Чешуйчатость флогопита и линии сланцеватости слюдитов параллельны контактам рудных тел с вмещающими породами. Отмечается дифракция сланцеватости, когда линии сланцеватости обтекают все внутрижильные образования. Одиночные кристаллы берилла и изумруда всегда ориентированы в слюдитах параллельно линиям сланцеватости.

Кристаллизация берилла и изумруда как сквозных бериллиевых минералов происходила длительное время в широком интервале температур на фоне медленного пластического течения метасоматической слюдитовожильной матрицы. Насыщенность изумруда чешуйками флогопита в объеме минерала и в виде поверхностных вростков свидетельствует об их синхронной кристаллизации (Япаскурт, 2004).




Рис. 1. Поперечное уплощение кристаллов изумруда. 1 – грань 0001 кристаллов; 2 – линии сланцеватости флогопита. Здесь и далее – месторождение им Крупской, горизонт 75 м




Как следствие кристаллизации минералов слюдитовых жил в синдеформационных условиях отмечается уплощение кристаллов берилла до образования ромбических поперечных сечений (рис. 1). В процессе пластического течения слюдитов происходит ориентировка растущих минералов в направлении трансляции перпендикулярно к направлению действующих сил сжатия. Доступ вещества при этом осуществляется к граням призмы, доставка вещества в направлении, перпендикулярном к трансляции, затрудняется, что и приводит в конечном итоге к уплощению кристаллов вдоль сланцеватости слюдитов.

С
Рис. 2. Пример ступенеобразных переходов вдоль оси L₆ в кристаллах изумруда как следствие изменения структурно-динамических условий роста

изменчивостью напряжений в процессе синтектонического метасоматоза связано образование ступенеобразных перепадов, образующихся при воздействии на растущий кристалл сил сжатия, в результате чего происходит прекращение роста большей части кристалла. При снятии напряжений сжатия происходит возвращение к нормальным термодинамическим условиям роста, кристаллизация продолжается, но не на всю толщину минерала, и образуются ступенеобразные переходы толстого кристалла в один или несколько тонких (рис. 2). Это свидетельствует о синхронности деформаций сжатия с образованием кристаллов в слюдитовых рудных телах.




Р

езультатом пластического течения слюдитов является уплощенная форма концевых частей кристаллов берилла и изумруда, что свидетельствует об ограничении роста кристаллов синдеформационными поверхностями скольжениия по диагональным сколовым направлениям, которые являлись естественной преградой поступлению минерализованных растворов и метасоматическому росту кристаллов (рис. 3 а,б).


Рис. 3. Строение торцевых частей кристаллов изумруда: а - хвосты параллельночешуйчатых кристаллов флогопита; б - ограничение роста поверхностями скольжения



Расположение в торцевых участках минеральных индивидов своеобразных “хвостиков”, сложенных чешуйками флогопита, по мнению А.Г. Жабина (1979), является признаком до– и синтектонического роста минералов (рис. 3а).

К
Рис. 4. Локализация изумрудов в слюдитовой жиле. Месторождение им. Крупской, горизонт 75 м, рудный штрек 144 в интервале 0 – 1,5 м:

1 – диориты; 2 – слюдиты рассланцованные, гофрированные;

3 – тальк–актинолитовые сланцы;

4 – линзообразные будины актинолитовых пород;

5 – плагиоклазиты;

6 – изумруды и бериллы;

7 – геологические границы.

ристаллы изумруда часто приурочены к плоскостям сланцеватости, образуя в них серии мелких субпараллельных кристаллов. В пределах поперечного пересечения одной слюдитовой жилы фиксируется несколько уровней кристаллизации изумруда и берилла, различающихся по цвету, размерам и морфологическим особенностям (рис. 4). Растворение ранее образованных минералов и рост новых минеральных фаз носили в процессе синдеформационного пластического течения непрерывный характер. Чаще всего средой зародышеобразования изумрудов служили ранние бериллы. Это свидетельствует о поступлении рудоносных флюидов в процессе изумрудного минерагенеза вдоль плоскостей сланцеватости.




Отдельные кристаллы и сростки плотно обволочены слюдитом, образуя будины (желваковые образования) дискообразной формы размером от первых см до 20 – 30 см, в редких случаях и более. В поперечных сечениях они имеют линзообразную, эллипсообразную и каплевидную форму. При их раскрытии в большинстве случаев в желваковых сростках рост кристаллов бериллов и изумрудов осуществляется с одной стороны. Обратные стороны часто пластически сглажены, что свидетельствует о преимущественном росте в теневых участках давления, с медленными скоростями течения. Это соответствует точке зрения Н. Раста (1967) о зависимости образования центров кристаллизации и роста от степени напряжения и скорости деформации. С той стороны желваков, где скорость проскальзывания превышала некоторые критичные значения, образования центров кристаллизации бериллов и изумрудов не происходило.

Приведенные морфокинематические особенности бериллов и изумрудов свидетельствуют об их интратектоническом синдеформационном метасоматическом росте в процессе пластического течения слюдитовожильной матрицы. Рост был очень медленным, с многократным растворением и переотложением вещества в условиях напряженного состояния пород и ползучести рудовмещающей среды. В ходе процесса происходило упрочнение, после которого ранние минералы вели себя в дальнейшем как типичные порфирокласты. Существовали оптимальные динамические параметры напряженного состояния слюдитов и скорости пластического течения, способствующие образованию зародышей и росту минералов. В условиях напряжения и малых скоростей течения происходил рост кристаллов. При превышении некоторых граничных скоростей течения зародышеобразование и рост кристаллов прекращались, уже образованные кристаллы и их сростки закатывались более пластичными текущими слюдитами и завальцовывались в желваки.

Жильные зоны месторождений изумруда сложены метаультрамафитами и секущими их малыми телами среднего состава и представляют собой в поперечном сечении частую перемежаемость пород с различными физико–механическими свойствами. При поперечном сдавливании произошло будинирование вязких пород. Для месторождений характерна иерархическая система структур будинаж в зависимости от уровня организации вещества.

На уровне минерального вида будинированию подвержены кристаллы, обладающие линейной кристалломорфией - берилл, изумруд, апатит. Кристаллы всегда ориентированы вдоль чешуйчатости (сланцеватости) флогопита, слагающего слюдитовые жилы, и часто разбиты трещинами отрыва на блоки и растащены.

На уровне агрегата будинированию подвержены сростки кристаллов турмалина, берилла, изумруда, апатита, прожилки плагиоклаза. Часто отмечается разлинзование агрегатов тальк–актинолитовых пород, представляющих одну из зон метасоматической колонки слюдитовых комплексов и редко встречающихся в ненарушенном виде.

Наиболее широко распространён макробудинаж горных пород. Будинированию подвержены диориты, кристаллические сланцы, амфиболиты, перидотиты, плагиоклазиты, пегматиты. Отдельные будины чаще всего отделены друг от друга.

В пределах УИП выделяются две группы будин: простые (элементарные по Громину, 1970) будины, и сложные, состоящие из нескольких простых.

Механизм образования сложных будин связан с развитием в элементарной будине многочисленных трещин сплющивания, скола и растяжения, в которые проникает материал вмещающих их более пластичных пород. В результате сложная будина разбивается на ряд мелких линзообразных блоков, особенно в краевых её частях. Сложные будины могут достигать очень крупных размеров.

При выделении морфологических типов будин автор пользовался морфометрической классификацией Г.В. Тохтуева (1967). Среди простых (элементарных) будин выделяются следующие типы: угловатые, линзовидные, линзообразные, неправильной формы.

Наиболее распространены будины с отношением длины (L) к ширине (мощности)–(l) от 2 до 4,5. Анализ полученных материалов позволяет всё многообразие объёмных форм будин месторождений изумрудов свести к следующим морфогеометрическим типам: дисковидные, эллипсовидные, цилиндрические (призматические), тетраэдрической формы.

Между шириной (мощностью) будин и длиной наблюдается прямая пропорциональная зависимость. С увеличением длины будин увеличивается их мощность, и наоборот. Незначительному увеличению мощности соответствует значительный рост длины будин (рис. 5).

Данные закономерности строения будин определяют точность геологических построений и прогнозов.


Рис. 5. Зависимость между длиной и шириной будин перидотитов в плане. Месторождение им. Крупской



Второе защищаемое положение. Участки высокой концентрации изумрудов (гнезда) образовались в условиях растяжения и падения давления как следствие трансформации региональных напряжений сжатия в локальные обстановки растяжения

Широкое развитие деформационных структур сжатия и будинажа свидетельствует о формировании месторождений в условиях приложения сжимающих дифференциальных тектонических напряжений. Эти напряжения имеют волновой характер. В результате в рудных полях месторождений возникали поля сжатия–растяжения, сосуществование которых приводило к формированию структурных обстановок, связанных с участками преобладающего сжатия и сопряжённого с ними растяжения.

При распространении упругих колебательных движений через среду с резкой послойной неоднородностью пород на границах раздела сред происходит отражение и преломление волн. При сложении прямой и отражённой волн они интерферируют. При этом возможны два случая:

1. Колебания совпадают по длине и фазе и усиливают друг друга. Происходит резонанс, скачкообразно растёт амплитуда, образуется участок сжатия компетентного слоя. В условиях сжатия разрушение жёстких пород, заключённых в среде более пластичных, начинается с образования трещин отрыва. Таким образом, возникающие в участках растяжения пород минеральные новообразования сингенетичны и синхронны с процессами тектонических напряжений, вызывающих растяжение более пластичных пород (Тохтуев, 1967).
   
2. Колебания интерферируют с нечетной разностью полуволн и погашают друг друга. Этот участок соответствует ядру будин.
   

Детальный анализ структурной обстановки мест нахождения гнездовых скоплений кристаллосырья свидетельствует во всех случаях об их образовании в участках трансформации обширных зон сжатия в локальные обстановки растяжения. Гнезда приурочены к участкам сопряжения наиболее продуктивных рудных тел с торцевыми частями будин перидотитов и диоритов.

Наиболее крупные гнездовые скопления изумрудов всегда пространственно связаны с телами диоритов, зачастую метаморфизованных до сланцев, с интенсивно проявленными в краевых частях процессами перераспределения салических и темноцветных минералов и биотитизации. В зависимости от особенностей локализации выделяются следующие типы структурных обстановок, в которых локализованы гнездовые скопления:

1. Гнезда приурочены к сложным сочленениям торцевых частей будинированных тел диоритов, осложняющих высокопродуктивные субмеридиональные слюдитовые жилы весьма сложной морфологии крутого (80 – 90^о) восточного падения, развитые на контакте диоритов с метаультрамафитами. Максимальные концентрации изумрудов приурочены к зонам локального растяжения оперяющего типа (рис. 6).
   

Рис. 6 Строение участка повышенной концентрации (гнезда) изумрудов в торцевой части будины диоритов.

Свердловское месторождение, горизонт 120 м, жильная свита 3. Условные обозначения см. на рис 7

2. Гнездовые скопления изумрудов фиксируются в торцевых участках будин массивных перидотитов, сопряженных с продуктивными меридиональными слюдитовыми жилами, развитыми на контакте с крупными слабодислоцированными дайками метаморфизованных диоритов (рис.7).
   

Рис. 7 Локализация гнезд кристаллосырья в торцевых участках будин перидотитов. Фрагмент строения свиты слюдитовых жил Западная 1 (IV) месторождения им. Крупской (Люблинский прииск). Горизонт 75 м:

1 – диориты; 2 – амфиболиты; 3 –диориты амфиболизированные; 4 – перидотиты; 5 – тальковые, тальк–актинолитовые, тальк–хлоритовые сланцы; 6 – слюдитовые жилы; 7 – горные выработки; 8 – участки высокой концентрации (гнезда) кристаллосырья

3. Гнездовые скопления локализуются в раздувах на сопряжении слюдитовых жил северо-западного простирания (рис. 8). По механизму образования раздув на сопряжении жил аналогичен увеличению мощностей в сводовых частях складок ламинарного течения и соответствует участку пониженного давления, что влечет за собой нагнетание в зону низкого давления флюида и пластического слюдистого материала, являющегося рудовмещающей средой для метасоматического роста кристаллов. В таких участках слюдиты интенсивно рассланцованы и гофрированы.
   

Рис. 8. Локализация участка повышенной концентрации изумрудного кристаллосырья в раздуве на сопряжении жил северо-западного простирания. Свердловское месторождение, горизонт 120 м, орт –1: 1 – слюдиты; 2 – тальковые сланцы; 3 – перидотиты; 4 – диориты; Гн – участок концентрации изумрудов




Выводы:

1. Нахождение высокой концентрации (гнезд) изумрудов в слюдитах в торцах будин свидетельствует о сингенетичности и синхронности минералогенеза с процессами пластического течения, в ходе которых происходило разделение вязкого тела, заключенного в среде более пластичных пород.
   
2. Изумрудные гнезда локализуются в обстановках растяжения и падения давления. Эти условия наиболее благоприятны для роста изумрудов.
   

Третье защищаемое положение. Исходя из представлений о метаморфогенно–гидротермальном с сопутствующим метасоматозом синтектоническом происхождении изумрудоносных слюдитов в процессе пластического течения пород предложены региональные и локальные прогнозно-поисковые признаки и предпосылки изумрудного оруденения.

Структурно – тектонические особенности строения месторождений свидетельствуют о формировании изумрудоносных слюдитов и изумрудов в процессе синтектонического, синдеформационного пластического течения метаультрамафитов, вызванного горизонтальным субширотным сжатием.

Любые горные породы могут быть переведены в пластическое состояние при температурах более низких, чем температура их плавления. Процесс перевода является атермическим, т. е. не зависящим от температуры (Чередниченко 1964). Перевод осуществляется, когда геологическое тело находится в условиях гидростатического давления и в то же время подвергается одноосному растяжению, сжатию или сдвигу, когда среднее арифметическое напряжение сжатия больше, чем сопротивление горных пород разрушению путем отрыва. В то же время, как показано Э.Д. Лейси (1967), температура является наиболее важным фактором, определяющим скорость «метаморфических реакций». Скорость реакций определяется соотношением температуры и энергии активации. Эта зависимость имеет следующий характер: при повышении температуры на 100⁰ С – с 200⁰ С до 300⁰ С время реакции уменьшается от 500 млн. лет до 1 секунды. Энергия изменения (нарушения связей между атомами минерального вида) возникает за счет энергии, накопленной в структуре в виде теплового движения. Файф и др. (1981, стр.157) считают, что на скорость реакций каталитический эффект оказывает присутствие водного флюида в условиях скалывающих напряжений. При этом скорость реакций контролируется взаимодействием на поверхностях раздела, сквозьрешетчатой диффузией и образованием центров кристаллизации.

В динамических условиях пластически текущей среды образование центров кристаллизации и рост кристаллов зависят от «степени напряжения и скорости деформации» (Раст, 1967, стр. 92). Чем медленнее деформация и больше дислокаций, тем вероятнее образование центров кристаллизации и рост новых минералов.

В пластически деформированных горных породах задерживается около 10% энергии, затраченной на деформацию, что означает переход деформированной твердой кристаллической породы в неравновесное термодинамическое состояние. В процессе пластической деформации кристаллическая решетка минералов разрушается, и возврат в устойчивое равновесное состояние сопровождается ростом новых минералов. При разрушении решетки в локальных объемах кристаллическая решетка перестраивается путем рекристаллизации зерен. Полное разрушение сопровождается потерей некоторых компонентов и на месте разрушенного образуется новый минерал.

Поскольку бериллий аккумулируется в олигоклаз–андезине, биотите (флогопите) и амфиболах, при разрушении в процессе пластического течения амфиболов и деанортизации плагиоклаза и рекристаллизации флогопита бериллий будет выноситься и мобилизовываться с образованием новых минералов (Гинзбург, 1977, стр.218). Хром также легко экстрагируется из ультрамафитов в жидкую фазу при пластическом течении, образуя комплексные соединения с хлором. Калий является «хорошим активатором растворимости хрома» (Сазонов, 1978). Активированные химические элементы вступают в реакции, формируя акцессорные минералы слюдитовых комплексов.

Главным фактором образования новых минералов при пластической деформации является мобилизация вещества. В результате самоорганизации вещества, рекристаллизации и внутри– и межзерновых трансляций происходит очищение минералов от примесей, прежде всего твердых минеральных, и увеличение размеров минералов.

Изучение температур гомогенизации газово–жидких включений в минералах слюдитовых жил, проведенное методами палеотермометрии в лаборатории минералообразующих растворов ВИМСа (Чижик, 1980), показало, что кристаллизация апатита, фенакита, хризоберилла, изумруда, берилла, плагиоклаза осуществлялась в едином, совмещенном достаточно широком температурном интервале от 200^о С до 380^о С, а у берилла предел кристаллизации повышен до 480^о С, т. е. в температурном диапазоне эпидот–амфиболитовой и зеленосланцевой фаций метаморфизма. Эти результаты подтверждаются данными других исследователей (Шерстюк, Козлов, 1976).

Материалы минералого – геохимического изучения месторождений изумрудов УИП свидетельствуют о повышенных содержаниях (в 1,5 – 3 раза по отношению к кларковым) в составе дорудных пород среднего состава месторождений таких элементов, как фтор, литий, рубидий, цезий, а бериллия – в 10–100 раз. Эти элементы мобилизовывались в процессе пластического течения пород и участвовали в формировании слюдитовых комплексов (см. таблицу).

В минералогенезе пластического течения значительную роль играют водные растворы. Из 1 куб. км пластически деформированных амфиболитов, хлоритовых или амфиболовых сланцев можно получить от 20 до 130 млн. куб. м воды (Чередниченко, 1964; Файф, 1981). Эти воды насыщаются химическими компонентами, поступающими при разрушении кристаллических решеток минералов в зоне пластического течения (К, Na, Mg, Al, Si, F и др.) и мобилизованных элементов-примесей (Ве, Сr) и перемещаются в соответствии с градиентом давления в обстановки, свободные от напряжений, т. е. пониженного давления. В этих участках создаются наиболее благоприятные условия для роста бериллиевых минералов. Воды из кристаллической решетки минералов обладают большой подвижностью, химической активностью и способностью к диффундированию и инфильтрации в сторону структур с меньшим давлением. Эти воды не могут быть стерильными, а «всегда обогащены активированными ионами, атомами и молекулами, которые переходят в растворы при разрушении кристаллических решеток (породообразующих) минералов» (Чередниченко, стр. 137). Расчеты показывают, что в 1 куб. км диоритов УИП содержится от 125 до 250 тысяч тонн ВеО, что вполне достаточно для формирования любого из известных изумрудных месторождений.

Три важнейших фактора оказывали влияние на процессы изумрудного минералогенеза при формировании Уральских месторождений изумрудов:

Cреднее содержание химических элементов в породах Черемшанского месторождения По О.Е.Чижику, 1975ф.

Химичес- кие элементы	Распространенность элементов (по Виноградову, 1962), г/т	Дунит, г/т	Серпентинит, г/т	Тальковые поро ды, г/т	Тальк-карбо натные поро ды, г/т	Хлоритсодержащие поро-ды, г/т	Диориты и амфи-боли-ты, г/т
Ультрамафиты.	Диориты.
Калий	300	23000	250	540	360	250	431,25	9560
Натрий	5700	30000	2500	3400	4250	2500	4240	23390
Рубидий	2	100	4,05	7,5	8	4,33	6,62	119,7
Цезий	0,1	10	1,95	3,1	24,5	1,75	2,06	31,15
Литий	0,5	20	12,1	33,2	17,1	15,33	31,62	31,62
Титан	300	8000	34,5	45,71	115,0	350,9	1750,0	612,5
Германий	1	1,5	н/о	2,15	1,1	н/о	1,1	1,8
Ванадий	40	100	13,67	20,17	18,5	18,6	47,0	83,1
Хром	2000	50	1160	1069,5	1133,3	923,3	423,0	320,6
Медь	20	35	18,24	20,65	30,1	29,1	28,6	65,3
Никель	2000	55	1785,7	1600	1283,3	1264,7	650	135,6
Кобальт	200	10	135,24	136,09	85,3	110	81,2	30,5
Цинк	30	72	53,94	98,26	106,0	99,4	125,0	141,3
Свинец	0,1	15	1,62	1,87	4,1	2,3	6,0	13,7
Бериллий	0,2	1,8	–	–	–	–	–	66,87
Молибден	0,2	0,9	0,46	0,47	0,3	0,5	0,4	2,0
Бор	1	15	6,90	6,61	н/о	6,1	н/о	2,3

–давление, температура и пластическое течение природного вещества в присутствии флюида. В этих условиях пластическая среда создавала благоприятные структурные обстановки для реакций минералогенеза, а общий ход процесса контролировался напряжениями регионального субширотного сжатия и температурами эпидот–амфиболитовой фации метаморфизма.

Таким образом, изумрудоносные слюдиты и изумруды имеют метаморфогенно–гидротермальную природу и образовались в процессе синтектонического, синдеформационного метасоматоза, осуществляемого при пластическом течении метаультрамафитов с активным участием флюида.

Прогнозно-поисковые предпосылки и признаки месторождений изумрудов сформулированы на основе анализа геологической информации по Уральским месторождениям, а также анализа литературных источников по изумрудным месторождениям мира.

В зависимости от масштабов проявления выделяются две группы прогнозно-поисковых признаков и предпосылок изумрудного оруденения – региональные и локальные.

Региональные признаки.

Анализ геологических материалов по изумрудоносным районам мира (Беус, 1960, 1974; Власов, Кутукова, 1960; Гинзбург, 1975, 1977; Киевленко, 2001; Казми, 1986) с позиций развиваемых представлений о метаморфогенно–гидротермальном синтектоническом, синдеформационном метасоматическом происхождении изумрудоносных образований Урала в процессе пластического течения пород свидетельствует о следующих основных особенностях месторождений изумруда.

1. По составу вмещающих изумрудное оруденение пород все месторождения мира разделяются на два типа:
   

• приуроченные к черносланцевым углеродсодержащим пелит – карбонатным толщам (месторождения Колумбии, Бразилии, Афганистана, Пакистана);
  
• приуроченные к породам ультрамафитовой ассоциации (месторождения Африки, Индии, России и др.).
  
1. Черносланцевые рудовмещающие толщи изумрудных месторождений мира претерпели низкотемпературный динамотермальный метаморфизм и деформации с развитием складчатых и разрывных дислокаций, будинированием более жестких пород, заключенных среди пластичных. Пелитоморфные и карбонатные породы в условиях метаморфизма приобретали пластичность, следовательно, и способность к перераспределению химических компонентов.
   
2. Все изумрудные месторождения мира слюдитового типа в ультрамафитах, также как и Уральские, в структурном плане приурочены к шовным зонам на стыке островных дуг с материками и залегают среди пород, испытавших метаморфизм зеленосланцевой и эпидот–амфиболитовой фации и интенсивные пластические деформации, дислокации будинажа деления вязких пород и нагнетания пластичных.
   
3. Породы черносланцевой формации, вмещающие изумрудное оруденение, характеризуются повышенными содержаниями бериллия (Беус, 1974; Киевленко, 2001). Локализация изумрудов в согласных и секущих трещинах, сложенных кварц-карбонатным, альбит-карбонатным материалом, тождественность компонентного состава изумрудовмещающих материнских толщ и жильного выполнения свидетельствуют об экстракции вещества в процессе низкотемпературного метаморфизма.
   
4. Метаморфизованные вулканогенно-осадочные отложения, вмещающие Уральские месторождения изумрудоносных слюдитов в ультрамафитах, также характеризуются повышенными содержаниями бериллия. В результате наложения на вулканиты ультраметаморфизма произошло их преобразование в породы среднего состава и обогащение последних бериллием.
   

Исходя из изложенного, региональным поисковым признаком месторождений изумрудов с позиций метаморфогенно–гидротермального генезиса с сопутствующим метасоматозом является первичное накопление бериллия в породах черносланцевой и офиолитовой формаций. Дальнейшая геохимическая эволюция бериллиевых компонентов связана с последующим их перераспределением под влиянием наложенных метаморфических процессов.

Таким образом, основным принципом регионального прогнозирования изумрудоносных районов является выделение минерализованных бериллием площадей (объемов) недр, сложенных породами черносланцевой и офиолитовой формаций.

Вторым региональным прогнозно–поисковым признаком месторождений слюдитового типа в ультрамафитах являются региональные зоны смятия, развивающиеся на границах крупных геосегментов земной коры, в пределах которых фиксируются породы офиолитовой ассоциации с повышенными содержаниями бериллия. Породы в зонах смятия метаморфизованы в зеленосланцевой и эпидот-амфиблитовой фациях в условиях проявления динамотермального, дислокационного метаморфизма, интенсивного пластического течения природного материала и перераспределения рудных компонентов.

Локальные признаки.

Признаками оруденения при локальном прогнозировании являются минералогические, геофизические, геохимические и структурные.

Минералогические признаки.

Кратко охарактеризуем комплекс минералогических признаков изумрудоносности по О.Е.Чижику (1980, 1982ф), выделившему следующие основные группы признаков.

Первая группа признаков включает в себя минералы слюдитовых жил. Наличие слюдитов существенно флогопитового состава (чистота, мономинеральность слюдитов) является положительным косвенным признаком изумрудоносности слюдитов.

Вторая группа признаков – наличие в слюдитах бериллиевых минералов. Положительным признаком является наличие хотя бы одного из минералов бериллия – изумруда (прямой поисковый признак), берилла, фенакита, а также плагиоклаза, кварца, флюорита, маргарита


Геофизические признаки.

Геофизические признаки разработаны на основе внедрения в практику поисков и оценки изумрудоносных объектов следующих геофизических методов:

• магнитной съемки – для поисков рудовмещающих ультрамафитов;
  
• электроразведки – для поисков в пределах выявленного потенциально продуктивного контура ультрамафитов слюдитовых жил, жильных свит, зон;
  
• гамма-нейтронного метода (ГНМ) – для разбраковки рудных тел по степени продуктивности, выделения обогащенных участков жил и жильных зон.
  

Геохимические признаки.

Косвенно о наличии бериллиевой минерализации в слюдитовых жилах свидетельствуют повышенные значения ВеО, фиксируемые химико-аналитическими методами или ГНМ.

Структурные признаки.

Продуктивные на изумруды рудные тела слюдитов отличаются специфическим набором структурных особенностей:

• На всех детально изученных месторождениях Центрального рудного поля высокопродуктивные жилы фиксируются в зонах рассланцевания (пластического течения) тальковых сланцев, ориентированных по нормали к направлению синрудного сжатия.
  
• Изумрудоносные жилы имеют структурную связь (по восстанию, падению, склонению) с телами диоритов.
  
• Для рудных тел и вмещающих пород характерно развитие структурных форм, возникших в условиях проявления динамо (стресс) метаморфизма: мигматитов, сланцеватости, гофрировки, разлинзования и будинирования. Изумруды локализуются в слюдитах, для которых характерны интенсивное проявления рассланцевания и гофрировки. Слюдиты изумрудоносных участков характеризуются высокой степенью мономинеральности флогопита, наличием переменной размерности чешуй.
  
• Погружение (склонение) жильных зон месторождений фиксируется в южном направлении под теми же углами, что и погружение осей крупных складок.
  
• Погружение (склонение) обогащенных изумрудами «струй» в слюдитовых жилах происходит под теми же углами, что и погружение осей малых складок (гофрировки).
  
• Гнезда изумрудов локализуются в обстановках растяжения и падения давления. В совокупности с изученными морфологическими типами будин, их пространственной ориентировкой и установленной зависимостью между длиной и шириной будин, данная закономерность способствует правильности геологических построений и прогнозов, целенаправленному производству поисковых и оценочных работ с их ориентацией на выявление участков повышенной концентрации изумрудов, что повышает эффективность геологоразведочных работ. Это даст возможность существенно сократить затраты на валовое опробование из горных выработок, доля которого в общих затратах на оценку месторождений слюдитового типа достигает 70-80 %.
  

Можно ожидать высокую экономическую эффективность применения выявленных геолого-структурных закономерностей локализации изумрудных гнезд также при производстве эксплуатационных работ на Уральских месторождениях изумруда слюдитового типа.


Список опубликованных работ по теме диссертации


Статьи, опубликованные в ведущем научном журнале, утвержденном перечнем ВАК (Бюллетень ВАК. 2003. №2. Март):

1. Рудаков А.И. О источнике бериллия в изумрудных месторождениях Урала // Вестник Томского государственного университета.- 2006.- № 104.- С. 98 – 109.
   
2. Рудаков А.И. Особенности изумрудного минерагенеза в Уральских месторождениях слюдитового типа // Вестник Томского государственного университета «Труды докторантов, аспирантов и молодых ученых Томского государственного университета».-2006.-
   

№ 20.-С. 14 – 16.

3. Рудаков А.И., Татьянин Г.М. Морфокинематические особенности изумрудов в слюдитах как показатель их роста в синтектонических условиях // Вестник Томского государственного университета.-2006.- № 104.-С. 77 – 85.
   

Статьи, опубликованные в материалах научных конференций:

4. Рудаков А.И. Строение и условия формирования кристаллоносных гнезд на месторождениях слюдитового типа // Проблемы геологии разведки месторождений полезных ископаемых. Томск: Изд–во ТПУ, 2005.-С. 155– 158.
   
5. Рудаков А.И. Структуры будинаж Уральских месторождений изумруда // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Вып.5: Материалы всероссийской научной конференции. -Томск: ЦНТИ, 2005. Т. II.-С. 288 – 291.
   
6. Рудаков А.И. Условия формирования месторождений слюдитового типа Центрального рудного поля Уральской изумрудоносной полосы // Проблемы геологии и разведки месторождений полезных ископаемых.-Томск: Изд–во ТПУ, 2005.-С. 151 – 154.
   
7. Рудаков А.И. Геологическое строение, структура и минерагения Уральской изумрудоносной полосы // Геммология.-Томск: ФГУ «Томский ЦНТИ», 2006.-С. 101 – 108.
   

ЛР № 020764 от 15.02.2007 Подписано к печати 17.02.07 г. Формат 60х84/16 Бумага офсетная Гарнитура Таймс Уч.-изд. л. 1 Тираж 100 экз. Заказ № 21 Отпечатано в информационно-издательском секторе ОАО «НИИпроектасбест», 624266, г. Асбест, ул. Промышленная. 7