» » О соотношении медно-молибденовой формации с другими геохимически к ней близкими формациями

О соотношении медно-молибденовой формации с другими геохимически к ней близкими формациями

13.08.2016

При анализе границ и объема медно-молибденовой рудной формации (как и других формаций) мы неизбежно сталкиваемся с вопросом о ее соотношении с другими геохимически к ней близкими формациями, особенно в случае наличия среди последних аналогичных минеральных типов.
Большинство гидротермальных молибденовых месторождений относится к двум рудным формациям: медно-молибденовой и молибдено-редкометально-вольфрамовой (грейзеновой). При всех существенных различиях имеется много общих особенностей, благодаря которым отдельные члены (минеральные типы) этих формаций становятся близкими друг другу. В частности, к месторождениям медно-молибденовой формации (особенно молибденовой субформации) очень близка минерализация кварц-молибденового типа молибдено-редкометально-вольфрамовой формации, особенно при развитии ее на удалении от рудоносной интрузии. Проявления медно-молибденовой формации выступают здесь как бы в качестве образований внешних зон молибдено-редкометально-вольфрамовой минерализации.
Вместе с тем в экономическом отношении эти две рудные формации далеко неравнозначны. Если медно-молибденовая формация, концентрирующая в своих месторождениях преобладающую часть запасов молибденовых руд, является ведущей в мировой добыче молибдена, то молибдено-редкометально-вольфрамовая формация, месторождения которой хотя и характеризуются иногда очень высокими содержаниями молибдена, занимает довольно скромное место. При таком положении вопрос об установлении формационной принадлежности молибденовой минерализации в процессе металлогенического анализа является очень актуальным. От этого, в частности, во многом зависит достоверность оценки перспективности региона на молибден.
Даже в случае близости эндогенные образования различных формационных типов, как правило, имеют довольно характерные отличительные особенности, которые в совокупности могут служить надежным аргументом формационной принадлежности исследуемых объектов. Эти же типоморфные признаки, не входящие непосредственно в определения понятия «рудная формация», являются в конечном счете одними из ведущих (а часто и единственными) при установлении формационного типа, особенно в случае, когда формация объединяет различные в минералогическом отношении (но гомологичные) образования. Типоморфные признаки фактически являются выражением генетической сущности понятия о формациях, а поэтому их набор для различных формаций будет различен. Выявить эти типоморфные признаки и составить индикаторные шкалы для конкретных формаций — в настоящее время одна из ведущих задач формационного анализа.
Такие отличительные признаки, часть которых сведена в табл. 112, характерны и для упомянутых двух рудных формаций.
Температурные характеристики рудных процессов на месторождениях этих формаций близки. В том и другом случае основная рудная минерализация проявляется) преимущественно в интервале 250—400°С в условиях общих значительных колебаний температур от ранней калишпатизации (600—700°С) до заключительных минеральных ассоциаций (150—50°С).
О соотношении медно-молибденовой формации с другими геохимически к ней близкими формациями

Для грейзеновых месторождений характерна временная растянутость рудного процесса. Количество выделяемых здесь стадий минерализации обычно значительное. Часто отмечаются существенные различия в минеральном составе между продуктами различных стадий (растянут и температурный интервал их проявления). На большинстве месторождений медно-молибденовой формации наблюдаются три — четыре минеральные ассоциации, часто очень сходные по своему минеральному составу и сформировавшиеся в близких температурных условиях. Типична временная, а отсюда и пространственная сближенность их, особенно в пределах единого этапа минералообразования.
Продолжительность эндогенного процесса, характерная для молибдено-редкометально-вольфрамовой формации, при равных температурных параметрах свидетельствует о большей энергетической (тепловой) емкости его по сравнению с рудным процессом медно-молибденовой формации. Эта энергия обеспечивается, во-первых, значительными объемами родоначальных магматических масс, во-вторых, меньшей удаленностью эндогенных образований от этих масс и, наконец, длительностью процесса консолидации интрузий, когда магма, находясь в расплавленном состоянии, вследствие существовавших в ней конвективных тепловых потоков могла служить путем передачи глубинной тепловой энергии. Все это, по-видимому, способствовало установлению стабильного теплового потока высокой активности и поддержанию энергетики эндогенного процесса на довольно высоком уровне, достаточном для теплового обеспечения его в течение длительного времени. В качестве активных теплоносителей выступали летучие (и щелочи), общее количество которых на грейзеновых месторождениях обычно довольно велико. Их роль была особенно высока в контактовой зоне интрузивных массивов, где флюиды являются ведущим переносчиком тепла от магматических масс.
Для месторождений, относительно удаленных от магматических масс (а таковыми в целом являются медно-молибденовые месторождения), последний вид теплопередачи практически единственный. Поэтому энергетика эндогенных процессов на подобных месторождениях во многом зависит от путей миграции флюидов и от изменения их энергетических характеристик на этих путях. Одним из решающих факторов регулирования энергетики здесь является структурный. Значительно возрастает роль энергии, выделяющейся в процессе экзотермических метасоматических превращений.
Кроме генетической связи грейзеновых месторождений с магматическими образованиями заметных глубин (формация батолитовых гранитов) известна их связь и с магматизмом малых глубин. Ho и в последнем случае грейзеновая минерализация проявляется ближе к большим магматическим массам, чем медно-молибденовые образования. Так, редкометальная минерализация Джидинского рудного поля, связанная с интрузиями гуджирского комплекса относительно малых глубин, в своей наиболее высокотемпературной части с широким развитием грейзеновых образований ассоциирует с Первомайским штоком. В апикальной части шток сложен гранит-порфирами, постепенно переходящими с глубины 60—100 м в порфировидные, а затем в среднезернистые граниты. По мнению многих исследователей, редкометальная минерализация района связана с гранитным интрузивом, апикальной частью которого является Первомайский массив.
Для медно-молибденовой формации более характерно увеличение объема магматических тел на верхних горизонтах с формированием там своеобразной «кроны».
Набор признаков, отличающих образования медно-молибденовой и молибдено-редкометально-вольфрамовой формаций, можно расширить. Однако учет только геолого-генетических признаков в связи с возможной конвергентностью эндогенных образований, а также в связи с тем, что в большинстве случаев сами генетические признаки являются гипотетичными и во многом субъективными, не всегда может способствовать уверенному различию образований разных формационных типов. Как показали наши исследования, здесь серьезного внимания заслуживают типоморфные минералы и их свойства, несущие обширную информацию о физико-химических параметрах минералообразования. В первую очередь представляют интерес широко распространенные минералы, одинаково характерные для эндогенных образований той и другой рудной формации. В качестве такового можно привести исследованный нами апатит, имеющий довольно хорошо различающиеся особенности в зависимости от формационной принадлежности включающих его эндогенных образований (табл. 162).
Наиболее отчетливые различия в составе апатита устанавливаются по содержанию марганца, хлора, серы, редких земель, отчасти кремния, натрия и фтора.
Марганец — один из наиболее характерных элементов в катионной части апатитов гранитов батолитового типа и особенно их грейзенизированных разностей, для которых типичен апатит с содержанием MnO до 2,47%. Высоким содержанием Мn(МnО — 1,67%) отличается и апатит из кварц-вольфрамовых жил. Непосредственно в неизмененных гранитах содержание Mn в апатитах заметно снижается, доходя до 0,45—0,10%. При метасоматическом преобразовании гранитов количество Mn в апатите (новообразованном) возрастает, достигая максимума в наиболее метасоматически проработанных породах. Как показали наши исследования, содержание Mn в апатитах гранитоидов и особенно дисперсия содержаний этого элемента с успехом могут быть использованы при оценке перспективности интрузивных массивов на молибдено-редкометально-вольфрамовое оруденение грейзенового типа. Для апатитов батолитовых гранитов и связанных с ними метасоматических образований в целом характерны неcколько повышенные содержания F и Na при наметающейся общей тенденции: некоторое увеличение, по сравнению с апатитами исходных пород, содержания F и сокращение количества Na.
О соотношении медно-молибденовой формации с другими геохимически к ней близкими формациями

В апатитах субвулканических гранитоидов и сопровождающих их метасоматитов содержание Mn значительно ниже. При этом в апатите из измененных пород часто фиксируется даже некоторое сокращение его количества. Для апатитов обычно характерно присутствие Cl (иногда довольно в значительных количествах) при заметном снижении его содержаний в апатите метасоматитов. В них относительно повышено также содержание кремния и чаще отмечается сера.
Апатит из батолитовых гранитов по сравнению с субвулканическими гранитоидами характеризуется более высокими содержаниями редкоземельных элементов при резком преобладании цериевой подгруппы, в основном церия (табл. 163; рис. 167). Обычно соотношение Ce>La. Отмечается присутствие Pr. Резко повышенная ΣСе характерна в основном для апатита из гранитов относительно глубоко эродированных частей массивов (в апатите из апикальных зон ΣCe снижается). В апатите из метасоматитов роль ΣСе по сравнению с апатитом гранитов заметно сокращается при увеличении содержания иттриевых составляющих. Максимальные количества иттриевых земель отмечаются обычно в апатитах из наиболее метасоматически проработанных пород, особенно в случае развития здесь процессов кислотного выщелачивания. Общее содержание лантаноидов в апатите из метасоматически измененных гранитов («площадные» метасоматиты) заметно ниже. Еще более сокращается количество р. з. э. в апатите околожильных метасоматитов и кварц-вольфрамитовых жил при относительном возрастании роли цериевых земель; часто присутствует Eu (что сближает этот апатит с апатитом из эндогенных образований Шахтамы и Жирекена).
В целом эволюция р.з.э. в процессе становления батолитовых гранитов и сопровождающих их метасома-тических образований характеризуется волнообразной' сменой максимумов состава лантаноидов по схеме: ΣCe→ΣY1→ΣY2→ΣY1→ΣCe. Аналогичная геохимическая инверсия лантаноидов отмечалась Д.А. Минеевым для метасоматического процесса и предположительно связывалась им с дифференциацией сложных комплексных соединений р. з. э. в условиях соответствующего изменения кислотности посламагматических растворов. Судя по экспериментальным данным, есть, по-видимому, основание изменения в составе р. з. э. апатита (при содержании р. з. э. до 1—2%) связывать не с кристаллохимическим фактором, а с особенностями среды минералообразования и ее свойств относительно редких земель, т. е. использовать в качестве критерия кислотности— щелочности минералообразующей среды принцип: «повышение активности (относительной концентрации в минералах) более основных лантаноидов свидетельствует о повышении основности минералообразующих растворов». Этот взгляд в последнее время является доминирующим.
О соотношении медно-молибденовой формации с другими геохимически к ней близкими формациями
О соотношении медно-молибденовой формации с другими геохимически к ней близкими формациями

Подобная же волновая геохимическая инверсия лантаноидов фиксируется и при анализе апатитов из различных эндогенных образовании, связанных со становлением субвулканических гранитоидов (см. табл. 42, 44, рис. 168). Апатиты порфиров на диаграмме ΣCe—ΣY1—ΣY2 концентрируются преимущественно в пределах треугольника селективных цериевых составов. Сюда же ложатся в основном и апатиты калишпатизированных пород. Апатиты из метасоматитов относительно кислотных стадий по составу р. з. э. отклоняются в сторону увеличения роли иттриевых земель (при снижении общего количества р. з. э. в апатитах и сокращении содержания самих апатитов). В апатитах из кварц-молибденитовых жил и метасоматитов, наиболее приближенных к рудным образованиям, возрастает доля цериевых составляющих (здесь, очевидно, как и в случае грейзеновых образований, мы имеем дело с заключительной «основной» ветвью в волнообразной эволюции состава р. з. э.).
В эксплозивных брекчиях медно-молибденовых месторождений апатит характеризуется явно выраженным иттриевым составом р. з. э. (не только по сравнению с апатитом порфиров, но и метасоматитов), что сближает его с «площадными» грейзеновыми образованиями. Сходство подчеркивается также присутствием в том и другом случае лютеция — наиболее «кислого» лантаноида. He исключено, что это обусловлено некоторой общностью в равитии тех и других образований (связь с процессами дегазации).
При всей близости апатитов грейзенизпрованных образований к апатитам из эндогенных производных медно-молибденовых месторождений они выделяются по более частому наличию в них таких элементов, как Dy, отчасти Lu, Sm, Pr. Характерны для них и более высокие суммарные содержания р. з. э.
Для апатитов батолитовых гранитов и грейзеновых образований характерен спектр ЭПР Mn+2→Са I, представляющий широкую линию в области ¢ = 2,00 (рис. 169). Тонкие и сверхтонкие компоненты спектра «смазаны» в результате электронного спин-спинового (диполь-диполыгого) взаимодействия между ионами Mn+2. В апатитах с концентрацией Mn2+ порядка — 0,n% спектр ЭПР Mn2+→Са I (Винокуров и др., 1964) имеет хорошо разрешенную тонкую и сверхтонкую структуру. В поли-кристаллическом образце этот спектр представляет сложную систему линий— три серии переходов по тонкой структуре в преимущественных ориентировках комплекса H II (0001):(+3/2,+1/2). (+1/2, -1/2), (-1/2, -3/2) (последние серии переходов (±5/2, ±3/2) не проявляются вследствие уширения линий). Каждая серия состоит из шести свертонких компонентов, центральный переход (+1/2, -1/2) проявляется с эффективным q-фактором 2,067. Линии от ионных радикалов и других ионов-примесей в спектрах апатитов не отмечены.
О соотношении медно-молибденовой формации с другими геохимически к ней близкими формациями

Иной характер имеют спектры ЭПР апатитов из эндогенных образований Шахтаминского и Жирекенского месторождений. Содержание марганца в них составляет 0,0n%. В апатитах этой группы отмечены спектры Mn2+→Cal (CaO9) (центральный переход с q=2,067) и Mn2+→CaII (CaO6F) (центральный переходе q=2,022); боковые переходы (±3/2, ±1/2) и (±5/2, ±3/2) спектров Mn2+ уширены (рис. 170). Кроме того, в них наблюдаются спектры ионных радикалов PO3в2-(дублет с расщеплением 450 гс), F-—O-—F- (линия с q=2,052) и F-центра (линия с q=2,00 — фторовая вакансия, захватившая электрон), что отличает их от первой группы. Различие между апатитами из образований Шахтамы и Жирекена состоит в основном в интенсивности наблюдаемых эффектов. Спектры ионных радикалов в апатитах Шахтамы (см. рис. 170, б) более интенсивны по сравнению с таковыми в апатитах Жирекена (см. рис. 170, а). Как следствие, отношение интенсивностей спектров Mn2+ в CaO9 и в CaO6F меньше для апатитов Шахтамы, т. е. прослеживается относительное увеличение замещения ионами Mn2+→СаII с увеличением концентрации ионных радикалов. Появление в апатитах второй группы F-центра, ионных радикалов РОз~\ F--—O-—F- и, как следствие, увеличение замещения Mn2+→СаII — все эти факты свидетельствуют об усилении «микроструктурной разупорядоченности» по дефектам для апатитов второй группы. В целом эти свойства характеризуют более окислительные и менее стабильные условия и повышенные скорости реакций минералообразования.
О соотношении медно-молибденовой формации с другими геохимически к ней близкими формациями

Под данным ИКС (табл. 164) величина интегральной интенсивноссти «запрещенной» полосы v1 заметно возрастает по мере увеличения числа дефектов; повышается и интегральная интенсивность одной из компонент деформационной группы частот (v4 = 610 см-1). Кроме того, величина полосы, соответствующей ОН связи в области 3540 см-1 для апатитов, имеющих максимальное число дефектов, несколько больше, чем у апатитов с меньшим числом дефектов. Таким образом, наблюдается корреляция между величиной интегральной интенсивности «запрещенной» полосы v1 (970 см-1), одной из компонент деформационного колебания v4=610 см-1 и гидратацией апатита с «числом» дефектов, регистрируемых методом ЭПР. Все это подтверждает возрастание «микроструктурной разупорядоченности», характерной для апатитов второй группы.
Отчетливо различаются апатиты и по цветовому характеру люминесценции в УФ лучах. Апатиты из метасоматитов и кварцево-рудных жил молибдено-редкометально-вольфрамовой формации в преобладающем большинстве случаев характеризуются желтой люминесценцией и постоянным присутствием зональных зерен с чередующимися зонами с желтой и голубой люминесценцией (рис. 171—173). Зоны отчетливо различаются по содержанию Mn (от 1,72 % в «желтой» до 0,09% в «голубой» зонах). Переход между зонами как постепенный на широком интервале (рис. 174,а), так и ступенчато - прерывистый с резкими ограничениями зон (см. рис. 174, б). Характерно также неравномерно «пятнистое» распределение Mn по отдельным зерном апатита (рис. 175, 176).
О соотношении медно-молибденовой формации с другими геохимически к ней близкими формациями
О соотношении медно-молибденовой формации с другими геохимически к ней близкими формациями

Отмеченные особенности апатита были положены в основу предложенной нами методики шлиховых геохимических поисков на грейзеновое оруденение и прогнозно-оценочных работ при анализе перспективности рудоносных гранитоидных массивов.
Для метасоматитов и рудных тел медно-молибденовой формации типичны апатиты с люминесценцией в голубоватых тонах (апатиты порфиров, как и рудоносных гранитов грейзеновых месторождений, имеют розовую люминесценцию, но в более бледных тонах).
Набор типоморфных признаков апатитов можно было бы значительно расширить, особенно за счет свойств, выявляемых при минералотермометрическом анализе встречающихся в них включений.
Типоморфные признаки характерны и для других минералов. В частности, прейзенизированные образования (особенно метасоматически измененные апикальные зоны гранитных массивов) содержат цирконы с резко повышенной ролью радикала SiO4в5- Распределение радикалов SiО3в3- и SiO2- в цирконах эндогенных образований из месторождений грейзенового типа более равновесное по сравнению с цирконами медно-молибденовых месторождений, что очевидно, обусловлено более стабильными условиями формирования первых.
О соотношении медно-молибденовой формации с другими геохимически к ней близкими формациями

Рутилы из метасоматически преобразованных пород медно-молибденовых месторождений обычно выделяются более высокими содержаниями Cr и V, особенно характерными для месторождений, в формировании которых предполагается заметное участие глубинного вещества, например Шахтамы. В противоположность им рутилы грейзеновых образований обогащены Mn, Al и Fe*. Интересно, что в рутиле Шахтамы, выделенном из пирита растворением, по сравнению с рутилом вмещающего метасоматически измененного гранитоида (внешняя зона околожильного кварц-слюдистого изменения) содержания Cr и V заметно повышены.
Высокими содержаниями Cr (и отчасти V) в большинстве случаев отличаются и магнетиты субвулканических порфиров медно-молибденовых месторождений, а также сопровождающих их эксплозивных брекчий.
Как было показано, шеелиты медно-молибденовых месторождений (в частности, Шахтамы) по сравнению с шеелитами грейзеновых (и тесно к ним генетически примыкающих окарновых) характеризуются максимальными значениями (ΔН≥9гс) ширины линии спектра ЭПР Mn2+, вычисленной по центральному переходу (+1/2, -1/2), которая пропорционально связана с числом неоднородностей, дислокаций и других дефектов в структуре минерала и является одной из удобных характеристик процесса минералообразования. Шеелиты Шахтаминского месторождения отличаются также значительным разнообразием ΔН спектров Mn2+, что обусловлено, по-видимому, спецификой становления этого месторождения (как и вообще месторождений медно-молибденовой формации) в относительно близповерхност-ных условиях при нестабильном термодинамическом режиме. Последнее предположение подтверждается и характером спектра Gd3+ в шеелитах, для которых зафиксированы уширенные линии спектра тетрагонального Gd3+ и интенсивные спектры ромбических комплексов Gd3+ при изменении интенсивностей этих спектров от одного исследованного образца к другому. Ромбические комплексы Gd3+→W6+, Gd3+→Са2+ с локальной зарядовой компенсацией (в особенности комплексы второго типа) менее устойчивы к отжигу, чем тетрагональные Gd3+→Ca2+ (которые в основном характерны для грейзеновых и скарновых молибденсодержащих месторождений). Их появление в структуре шеелита может быть связано с нестабильностью теплового режима и с повышением скорости кристаллизации вещества.
О соотношении медно-молибденовой формации с другими геохимически к ней близкими формациями
О соотношении медно-молибденовой формации с другими геохимически к ней близкими формациями

Молибдениты из месторождений грейзенового типа выделяются по резко повышенному содержанию U. Отличаются они также по содержанию рения, селена, теллура и ряда других элементов.
В заключение следует отметить, что выявленные (как и другие возможные) типоморфные признаки при решении формационных и генетических задач целесообразно использовать в совокупности. Это значительно расширяет круг и повышает надежность получаемой информации.
Отдельные проявления медно-молибденовой формации имеют своих аналогов и среди образований других формаций, в частности среди медных месторождений колчеданных формаций (к которым в ряде случаев близка минерализация молибдено-медной субформации), урано-молибденовой формации, к которой приближаются образования наименее глубинных фаций, и даже метаморфогенных проявлений среди молибденоносных углисто-кремнистых толщ. В каждом из этих случаев имеется свой набор специфических признаков, свидетельствующих о формационной принадлежности минерализации.
О соотношении медно-молибденовой формации с другими геохимически к ней близкими формациями