Применение минералогических критериев и методов при крупномасштабных поисках.

 

3.1. Собственно минералогические критерии и методы при крупномасштабных поисках.

 

В процессе проведения крупномасштабных поисков геологи часто сталкиваются с минерализованными свалами, валунами, осколками, коренными выходами оруденелых пород и жилами, а также зонами метасоматической переработки осадочно-метаморфических толщ - скарнирования, альбитизации, грейзенизации, березитизации, пропилитизации, серицитизации, окварцевания и др., с различными зонами ожелезнения, гематитизации и т.п.От того, насколько геолог владеет современными минералогическими знаниями, зависит в значительной степени успех поисковых работ. Издавна при поисках использовались минералы-спутники, указывающие на наличие или возможность наличия оруденения. В настоящее время появилась возможность более широко использовать эти минералы-спутники в практических целях, рассматривать их как своеобразные индикаторы определенного типа оруденения, т. е. считать их присутствие прямым поисковым признаком. Почти для каждого генетического типа месторождений удается выявить свои характерные минералы-индикаторы оруденения (показатели рудоносности), при этом индикаторную роль могут играть:

— минералы-спутники, появление которых свидетельствует о нахождении или возможности нахождения оруденения;

— индикаторные минеральные ассоциации, использование которых в поисковых целях может резко повысить вероятность нахождения оруденения;

— отдельные типоморфные черты минералов - особенности их состава, морфологии и структуры, а также вытекающиеиз них физические свойства (особенно если они легко определяются);

— количество минерала-индикатора, которое иногда резко увеличивается по мере приближения к рудным телам;

— соотношение минералов-спутников, которое меняется вблизи рудных тел.

Следует различать минералы, являющиеся прямыми индикаторами оруденения, появление которых свидетельствует с большой вероятностью о нахождении в данном участке рудной минерализации, минералы, являющиеся косвенными индикаторами, указывающие на наличии в данном районе благоприятных условий для ее образования (их присутствие является необходимым, но далеко не обязательным признаком появления оруденения), и минералы, свидетельствующие об отсутствии оруденения, безрудности пород.

К прямым минералам-индикаторам относятся:

а) гипергенные минералы зоны окисления сульфидных месторождений и коры выветривания, а также пустоты от выщелачивания рудных минералов со специфическими скелетными структурами, позволяющими по ним определять первичный минерал, на месте которого они образовались;

б) различные псевдоморфозы по рудным минералам (например, появление среди пегматитов циматолита - белых удлиненных таблитчатых кристаллов, состоящих из агрегата альбита и мусковита с характерным шелковистым блеском псевдоморфоз по сподумену, их присутствие является прямым признаком того, что эти пегматиты редкометальные);

в) минералы-спутники, парагенные с полезным минералом, образующиеся в одну с ним стадию процесса минералообразования, но встречающиеся чаще, чем полезный минерал, и резко выделяющиеся по окраске или другим специфическим свойствам (например, пироп - спутник алмаза, лепидолит и зеленый, розовый, бесцветный или полихромный турмалин - спутники цезиевого, танталового и литиевого оруденения и т.д.);

г) минералы зон экзоконтактных изменений, являющиеся индикаторами протекания в интрузивных или жильных телах рудных процессов (например, появление в амфиболитах литиевой роговой обманки - гольмквистита - является прямым показателем сподуменовых пегматитов, развитие в древних метаморфических толщах цинковой шпинели - показатель наличия полиметаллического оруденения т.д.).

В роли косвенных минералов-индикаторов могут выступать:

а) минералы-индикаторы, свидетельствующие о развитии определенных фаций метаморфизма, благоприятных для нахождения месторождений определенных генетических типов. Так, например, широкое распространение кианита в метаморфических толщах свидетельствует о развитии кианит-амфиболитовой фации, благоприятной для нахождения мусковитовых пегматитов, а появление среди метаморфических пород андалузита и кордиерита - о благоприятных условиях для нахождения редкометальных пегматитов и т.д.;

б) минералы, определяющие принадлежность пород к определенным формациям, благоприятным для нахождения рудных месторождений. Так, например, появление среди альбитизированных гранитов щелочных амфиболов серии рибекит - арфведсонит является основанием для ревизии их на редкие металлы, развитие в штоках гранитов литийсодержащих слюд (протолити-онита, циннвальдита. лепидолита), топаза и иногда амазонита свидетельствует о том, что эти граниты относятся к литий-фтористому типу, благоприятному для нахождения танталового оруденения, появление в связи с комплексом ультраосновных и щелочных пород мелилита свидетельствует о возможности нахождения в них карбонатитов с присущими им полезными ископаемыми и т.д.;

в) минералы, типичные для зон метасоматических изменений пород, с которыми могут быть связаны рудные месторождения. Особую индикаторную роль при этом играют минералы, обогащенные летучими компонентами, в первую очередь фтором. Он является экстрактором и агентом-переносчиком ряда рудных элементов. При распаде фторокомплексных соединений возникают фторсодержащие минералы - флюорит, селлаит, топаз, виллиомит, криолит, флюоцерит, гагаринит, фторкарбонаты, которые и являются важнейшими мине-ралами-индикаторами редкометального оруденения. Такую же роль играют богатые фтором слюды (циннвальдит, лепидолит, фторсодержащий флогопит и др.). Для среднетемпературных гидротермальных месторождений важное поисковое значение приобретают определенные по составу хлориты. Так, для сульфидно-касситеритовых месторождений весьма типичны высокожелезистые лептохлориты типа тюрингита, на что обращал внимание еще С.С. Смирнов (1948г.). Для медно-колчедановых и полиметаллических месторождений характерна связь оруденения с магнезиально-железистыми клинохлорами и прохлоритами.

Для низкотемпературных сульфидных месторождений индикаторное значение представляют своеобразные литийсодержащие слоистые и смешаннослоистые силикаты - литийсодержащие серициты, хлориты (кукеит), донбассит и тосудит. Работами А.П. Коваленко и А.П. Большакова (1977г.) показано, что минералом-индикатором ртутного оруденения является специфический смешаннослоистый силикат - тосудит, состоящий из чередующихся между собой слоев кукеита или диоктаэдрического А1-хлорита и монтмориллонита.

Вероятность нахождения оруденения, как уже указывалось, сильно повышается при использовании не одного минерала-индикатора, а парагенной минеральной ассоциации. Так, общеизвестно, что поиски кимберлитовых алмазоносных трубок проводят шлиховым методом по постоянному спутнику алмаза - пиропу, и пироповая съемка являлась первоначально основным методом поисков алмазов. Позже наряду с пиропом стали применять в качестве индикатора алмазоносности ассоциацию пиропа с пикроильменитом, хромдиопсидом, хромшпинелидами, цирконом, а также минералы легкой фракции - флогопит, серпентин, обломки кимберлита, что позволило резко повысить эффективность поисковых работ, поскольку пироп в ряде случаев оказывается неустойчивым к химической коррозии и может растворяться, в то время как пикроильменит и хромит более устойчивы. Кроме того, пироп может встречаться и вне связи с алмазоносными кимберлитами. Детальное изучение минералов-спутников в шлиховых ореолах позволяет во многих случаях восстанавливать всю историю формирования ореолов и выделить наиболее перспективные из них для поисков коренных источников [3].

Можно привести и другой пример - поиски пирохлоровых карбонатитов. Они сопровождаются широкими шлиховыми ореолами магнетита, апатита, пирохлора, псевдоморфоз колумбита по пирохлору, бадделеита и циркелита. Нахождение каждого из этих минералов в отдельности не позволяет еще делать каких-либо однозначных выводов, но в совокупности эта ассоциация однозначно свидетельствует о наличии в районе карбонатитовых массивов, при этом пирохлор из всей этой ассоциации минералов наименее устойчив и, как правило, далеко от массивов не переносится. Точно так же при поисках редкометальных пегматитов по шлиховым ореолам минералами-индикаторами являются колумбит-танталит, касситерит пегматитового облика, спессартин характерного оранжевого цвета, цветные турмалины, синий или темно-зеленый манганапатит, сподумен. Эти минералы отличаются различной устойчивостью и переносятся на разное расстояние, так что по нахождению их в разных соотношениях в шлихах можно судить о наличии редкометальных пегматитов и об их примерной удаленности от мест взятия проб.

Таким образом, чаще всего в роли индикатора оруденения выступает не один минерал, а определенная минеральная ассоциация. Использование подобных минеральных ассоциаций повышает достоверность информации о наличии месторождений полезных ископаемых.

При проведении поисков важны также сведения о безрудности тех или иных площадей, поэтому необходимо обращать внимание на минералы-индикаторы, свидетельствующие об отсутствии оруденения, о безрудности тех или иных пород. Так, широкое развитие в гранитах акцессорного ортита и сфена является отрицательным поисковым признаком и свидетельствует об отсутствии в связи с данными массивами тантало-ниобиевого оруденения. При поисках алмазов весьма широкое развитие в шлихах ильменита и других титановых минералов при отсутствии пиропа является показателем отсутствия трубок кимберлитов. Только некоторые ильмениты с ярко выраженными ферримагнитными и определенными электрофизическими свойствами характерны для кимберлитов. Появление в больших количествах в гранитных пегматитах биотита, черного турмалина - шерла и магнетита дает основание считать, что в них не будет обнаружено литиевое и танталовое оруденение и т.д.

Уже указывалось, что в роли индикаторов оруденения могут выступать не только сами минералы, но и определенные их типоморфные черты, в частности, тонкие различия в их составе, структуре и свойствах, особенно если они могут быть легко и экспрессно определены. Как правило, при появлении в рудных телах высоких концентраций рудных элементов и в сопутствующих им парагенных минералах наблюдаются повышенные содержания тех же элементов. Это обстоятельство, непосредственно вытекающее из закона действия масс, может быть использовано в поисковых целях. Так, по повышенному содержанию цезия в слюдах и полевых шпатах пегматитов можно предсказывать нахождение в них поллуцита (А.И. Гинзбург, 1954г.), по содержанию олова в турмалинах гидротермальных проявлений искать в них касситеритовое оруденение, а по содержанию олова в гранатах оценивать скарновые месторождения на олово. По содержанию германия в энаргите и некоторых других сульфосолях можно искать собственно германиевые - германитовые и реньеритовые месторождения, а по количеству тантала в касситеритах пегматитов и редкометальных гранитов их оценивать на тантал. Определения содержаний рудных элементов в минералах может быть проведено экспрессно рентгено-радиометричсским методом, спектральным анализом или же локальным лазерным спектральным анализом. В целом ряде случаев индикаторным является не абсолютное содержание элементов-примесей в минералах, а их характерные соотношения. Так, золотоносные пириты отличаются от незолотоносных по соотношению Ni/Со, рудоносные микроклины от микроклинов, с которыми никогда оруденение не связывается, по соотношению Nа/Рb и т.д.

С тонкими изменениями в составе связано и появление у минералов-спутников ряда специфических свойств, которые могут быть использованы при проведении поисков. Это относится прежде всего к окраске, наиболее выразительному свойству минералов, которое прежде всего привлекает внимание геолога-поисковика. На поисковое значение окраски минералов неоднократно указывал А.Е. Ферсман, а в последние годы - с позиций физики минералов эту проблему детально рассмотрел А.Н. Платонов [9]. Наиболее ярким примером поискового значения окраски минералов является турмалин, цвет которого свидетельствует о протекавших процессах минералообразования. В пегматитах, где не проявлены процессы замещения, встречаются только черные турмалины, обычно в ассоциации с биотитом. При интенсивном развитии альбитизации, с которой связано появление касситерита и колумбита-танталита, турмалин приобретает темно-синюю, синюю и зеленую окраску, а при развитии процесса лепидолитизации, при которой происходит образование рудных минералов, содержащих литии, тантал и цезий, появляются розовые и красные рубеллиты, ахроиты и полухромные турмалины (А.И. Гинзбург, 1954г.). Вообще, появление розовых и фиолетовых окрасок у минералов пегматитов является наилучшим показателем их рудоносности (лепидолиты, розовые мусковиты, бериллы - воробьевиты, турмалины, литиофилиты. фиолетовые апатиты и т.п.).

Индикаторное значение имеет и окраска шпатов, особенно зеленая, результат процесса амазонитизации, связанного часто с привносом свинца при гидротермальной переработке пород или появлением Fe²⁺. Развитие в гранитах этого процесса является одним из благоприятных поисковых признаков возможности появления танталового оруденения. Поисковое значение представляет и окраска флюорита. Развитие темно-фиолетового, почти черного флюорита с характерной сетчатой структурой в известняках вокруг штоков гранитоидов или разного рода даек является благоприятным признаком для нахождения среди этого флюорита часто почти невидимого на глаз фенакит-бертрандитового оруденения. Появление среди гипербазитов ярко-зеленых гранатов, фиолетовых хлоритов является лучшим поисковым признаком, свидетельствующим о наличии хромитового оруденения.

Ярко окрашенные минералы зоны окисления - зеленые и синие вторичные минералы меди, розовые кобальтовые выцветы, нежно-зеленые вторичные минералы никеля, светло-желтые урановые охры и окрашенные соединения свинца, мышьяка, сурьмы, молибдена и других элементов издавна служили рудознатцам лучшими поисковыми признаками, которыми успешно пользовались веками.

Возможность количественной оценки окраски минералов путем снятия спектров поглощения в разных диапазонах длин волн открывает весьма широкие перспективы для использования этого метода в поисковых целях, поскольку одни и те же минералы из разных генетических типов месторождений (например, пиропы) всегда несколько отличаются по составу и, следовательно, по спектрам поглощения.

Важное индикаторное значение при поисках имеет люминесценция минералов, которая позволяет в полевых условиях обнаружить минералы, трудно диагностируемые другими методами, и во многих случаях определить их формационнуго принадлежность. Поиски шеелита, многих урановых минералов, алмазов люминесцентными методами проводятся давно, в настоящее время по люминесцентным свойствам можно искать и диагностировать минералы бора, лития, бериллия и многие другие. Возможность расшифровки спектров люминесценции и определения центров люминесценции открывает новые перспективы использования люминесцирующих минералов как минералов-индикаторов при поисках различных месторождений полезных ископаемых [10, 11].

Поисковое значение могут иметь и другие свойства минералов (например, термо-электрические) а также различные кристалло-морфологические и структурно-текстурные их особенности. Так, например, кварц многих близповерхностных месторождений золота отличается весьма своеобразными особенностями многообразие морфологических разностей, брекчиевые микротекстуры, широкий интервал термоактивности при декрепитации, высокие содержания углекислоты в газово-жидких включениях, определяемые ИК-спектроскопией, появление группы ОН (Увадьев, 1976г., Бархударян, Гребенчиков, 1974г.). Итак, даже такой широко распространенный минерал, как кварц, может выступать в роли индикатора определенного типа оруденения. Устойчивость в кварце радиационных дефектов. возникающих от облучения его природными радиоактивными минералами, дает возможность использовать его в качестве индикатора наличия радиоактивного сырья.

Важное поисковое значение приобретает структурный типоморфизм минералов, в первую очередь степень их упорядоченности которая может быть определена методами рентгеновской дифрактометрии или ИК-спектроскопии. Особую роль они играют для калиевых полевых шпатов. Последние в случае, когда они сопутствуют оруденению, резко отличаются от типично магматических и метаморфических полевых шпатов по различному нахождению ионов алюминия по тетраэдрическим позициям, так что характер расположения А1 в тетраэдрах и структурное состояние полевого шпата является одним из важных показателей рудоносности (3.Г. Караева, В.С. Гайдукова, В.Т. Дубинчук и др., 1978г.).

Известно также, что различные полиморфные модификации минералов в некоторых случаях отличаются по содержанию элементов-примесей. Так, при поисках месторождений рения следует учитывать, что максимальные его концентрации в молибденитах связаны с ромбоэдрической b-модификацией, которая экспрессно может быть определена дифрактометрически. Точно также наиболее обогащена кадмием гексагональная полиморфная модификация ZnS - вюртцит, в связи с чем сфалериты, образующиеся как параморфозы по вюртциту, наиболее обогащены кадмием.

В ряде случаев поисковым признаком является не появление самого минерала-индикатора, а наличие его в существенном количестве. Например, общее количество акцессорных минералов в гидротермально измененных зонах вмещающих пород резко увеличивается вокруг рудных тел по сравнению с фоновым их содержанием вдали от них. По количеству акцессорных минералов в искусственных шлихах - протолочках удается выделять зоны, благоприятные для нахождения оруденения, а просмотр шлихов под бинокулярной лупой и шлифов под микроскопом, установление минералов-индикаторов, а также анализ тех ассоциаций, среди которых они встречаются, позволяет более уверенно выделять перспективные для нахождения оруденения участки, что особенно важно при разбраковке геохимических аномалий. По мере приближения к рудным телам обычно резко увеличивается количество минералов, связанных с околожильными процессами изменения вмещающих пород, например, слюд (серицита и др.), хлорита, актинолита, эпидота-цоизита, турмалина, накрита, алунита и др., которое легко может быть определено различными методами (например, дифрактометрией). Зная закономерности строения зон околожильно-измененных пород вокруг тех или иных типов месторождений, можно по количеству этих минералов предсказать нахождение слепых рудных тел.

В отдельных случаях индикаторное значение приобретает не количество, а соотношение минералов в измененных породах. Так, С.Ф. Носовым установлено, что при поисках месторождений горного хрусталя большое значение имеет соотношение в искусственных шлихах (протолочках) ильменита, с одной стороны,и рутила, брукита и анатаза с другой. По мере приближения к хрусталеносным жилам резко уменьшается количество ильменита во вмещающих породах - кварцитах и увеличивается содержание рутила и анатаза. Отношение ильменит/(рутил + анатаз + брукит) в протолочках может, таким образом, служить индикатором появления хрусталеносных тел в кварцитах.

3.2. Установление по обломкам из свалов или валунов, зернам минерала из шлиха или протолочек генетического и формационного типов месторождения или рудопроявления, откуда происходил снос.

В течение многих лет минералогический анализ, проводимый во всех производственных лабораториях, заключался в определении минерального состава проб и количественной оценке встреченных рудных минералов. Данные минералогического анализа наряду с геохимическими аномалиями наносились на геологические карты и, таким образом, намечались площади для постановки более детальных работ. Успехи в изучении типоморфизма минералов позволяют не только диагностировать минералы, но и устанавливать по отдельным зернам из шлихов и обломкам из свалов генетический и формационный типы месторождений. Следует учитывать, что один и тот же рудный минерал может встречаться как акцессорный минерал в породах относящихся к формациям большой практической значимости и в месторождениях таких формаций, где он заведомо не представляет практического значения. Правильное определение на самых первых этапах работ генетического и формационного типов месторождения, откуда происходил снос тех или иных обломков или тяжелых минералов, попавших в шлихи и выявленных при шлиховой съемке, позволяет оценивать перспективы открываемых рудных точек и с самого начала оптимизировать поисково-оценочные работы.

Для касситерита вопрос определения формационной принадлежности по типоморфным особенностям (цвету, формам кристаллов, элементам-примесям) давно решен, касситерит из пегматитов резко отличается от касситерита из кварцевых жил, а последний от касситерита сульфидных месторождений. По спектрам фото- и рентгенолюминесценции можно отличать шеелиты из скарнов (содержащих также молибденит) и месторождений штокверкового типа, представляющих основной промышленный интерес, от кварцево-жильных месторождений различных формаций, практическое значение которых невелико [11].По морфологии, характеру люминесценции и парагенным минералам алмазы из кимберлитовых трубок резко отличаются от импактных алмазов. По соотношению Та/NЬ, Fe^{2 +} /Mn²⁺ и Fе²⁺/Fе³⁺ различаются колумбиты, колумбит-танталиты и танталиты из различных типов пегматитов, редкометальных гранитов и щелочных гранитоидов. По плотности этих минералов легко определяется содержание в них тантала, что представляет первостепенное значение при поисках танталовых месторождений. По морфологии кристаллов, содержанию Hf и сопутствующим минералам можно различать акцессорные цирконы из гранитов, пегматитов, щелочных пород и зон альбитизации; последние и вызывают особый интерес, поскольку с ними может быть связано, помимо циркониевого, также тантало-ниобиевое и редкоземельное оруденение. По содержанию тория можно различать монациты, образовавшиеся как акцессорные минералы в гранитах, от монацитов из гидротермальных зон изменения.

Специальные исследования типоморфных особенностей магнетита позволили Л.В. Чернышевой (1976г.) наметить схему изучения этого минерала, позволяющую однозначно различать магнетиты карбонатитов, массивов ультраосновных и основных пород, скарнов, гидротермальных и осадочно-метаморфогенных (железистых кварцитов) месторождений. Детальное изучение люминесцентных свойств апатита, проведенное А.М. Портновым и Б.С. Горобцом (1969г.), позволило определить генетическую принадлежность этого минерала к различным интрузивным комплексам и типам месторождений - к основным, ультраосновным породам и карбонатитам (фиолетово-голубая фотолюминесценция с преобладанием полос свечения Се³+ и Еu²⁺), щелочным породам и их пегматитам (сиреневый цвет фотолюминесценции с повышением свечения центров Еu²⁺ и Sm³+, иногда Мn²⁺), гранитам и гранитным пегматитам (желто-оранжевая и розовая фотолюминесценция с центрами свечения Мn²⁺ Dу³⁺, Sm³+ с подчиненной ролью Еu²⁺) и гидротермальным кварцевым жилам (голубоватая фотолюминесценция с преобладающими центрами свечения Еu²⁺ и подчиненной ролью Мn²⁺ и Sm²+). Фактически для каждого рудного и акцессорного минерала в настоящее время намечены определенные признаки, позволяющие определять его принадлежность к тем или иным рудным формациям, иногда и к формациям магматических или метаморфических пород, а также к определенным типам месторождений,

В последние десятилетия открыт важный и весьма перспективный тип карбонатитовых месторождений. В этой связи возникла проблема, как различать метаморфизованные известняки, кальцифиры, скарнированные известняки, различные гидротермальные карбонатные образования от карбонатитов. Исследования кальцитов карбонатитов показали, что они отличаются всегда повышенными содержаниями марганца, редких земель цериевой группы, исключительно интенсивным пиком термолюминесценции, а также постояннымпарагенезисом кальцита с магнетитом, апатитом,флогопитом, пирохлором, бадделеитом и циркелитом.

Следует подчеркнуть, что значительную информацию о генетических типах месторождений можно получить из анализа минеральных ассоциаций шлихов. Так, нахождение совместно барита и бастнезита или паризита свидетельствует о наличии в районе редкоземельных месторождений весьма важной в промышленном отношении флюорит-карбонат-барит-бастнезитовой формации, совместное нахождение бадделеита, апатита и циркелита, также, как пирохлора с бадделеитом и (или) циркелитом, - о появлении карбонатитов, нахождение же пирохлора с малаконом и (или) флюоцеритоми - о развитии полевошпатовых метасоматитов с тантало-ниобиевым оруденением и т.д.

Таким образом, в настоящее время создались условия, когда минералогический анализ, в том числе и шлиховой, приобретает новое содержание: он должен не только фиксировать минеральный состав проб и количество в них тех или иных минералов, но и устанавливать генетический тип месторождений, откуда происходил снос рудных минералов, поставлять геологам информацию о генетических особенностях минералов, попавших в пробу, о характерных ассоциациях, свидетельствующих о развитии в изучаемом районе определенных типов месторождений и перспективных комплексов пород. Минералогические исследования должны непосредственно влиять на ход поисковых работ и становиться неразрывной частью поискового процесса.

3.3. Установление перспектив рудоносности интрузивных комплексов, метаморфических и осадочных пород.

В предыдущих лекциях при рассмотрении минералогических критериев расчленения метаморфических пород было показано, как по индекс-минералам можно выделять участки развития той или иной фации или субфации метаморфизма, благоприятные для нахождения месторождений полезных ископаемых. Так, по развитию в метаморфических породах андалузита и кордиерита, как уже указывалось, можно намечать районы вероятного размещения полей редкометальных пегматитов. Более детальное изучение того же кордиерита и определение содержаний в нем бериллия позволяют уточнить и детализировать эти районы. Определение в амфиболах и биотитах содержаний редких щелочей лития, рубидия и цезия помогает оконтурить участки нахождения литиевых и танталоносных пегматитовых тел. Вопросы определения рудоносности и формационной принадлежности интрузивных комплексов рассматривались выше. Помимо изучения темноцветных компонентов, в первую очередь биотита, а также акцессорных минералов, для этой цели могут быть применены такие методы, как изучение термолюминесцентных характеристик кварца гранитоидов[12], определения методом ЭПР плотности Аl—O центров в кварце, проведение «кварцеметрии» путем анализа кварцев лазерноспектральным методом (О.Д. Ставров,1961г.), определение содержаний рубидия в полевых шпатах и др.

Следует также учитывать, что рудоносный массив, окружающие его экзоконтактовые метасоматические образования, надинтрузивные рудные тела (жилы, штокверки, метасоматические залежи) и сопровождающие его дайковые серии представляют собой единую рудно-магматическую систему.Этообстоятельство позволяет решать две взаимосвязанные задачи - определять по надинтрузивным образованиям характер не выходящих на поверхность материнских интрузивных пород и их рудоносность (например, по содержанию тантала и ниобия в касситеритах и вольфрамитах кварцевых жил прогнозировать наличие танталового оруденения в гранитах - И.И. Четырбоцкая, Л.3. Быховский, И.Н. Гетманский и др.,1967г., И.И. Четырбоцкая, 1972г.), либо же по особенностям минерального и химического состава гранитов оценивать возможность появления над ними или на удалении от них определенных рудных месторождений.

Выделение по минералогическим критериям локальных зон и участков метасоматически измененных пород, благоприятных для нахождения оруденения и отличие их от регионально измененных пород. Еще О.Д. Левицкий в 1963г. на совещании по научным поискам скрытого оруденения отмечал, что до последнего времени недостаточно учитывается необходимость дифференцированного подхода к изучению разнообразных метасоматических образований; он ссылался на академика С.С. Смирнова, подчеркивавшего, что тонкие различия в составе и свойствах возникающих новообразованных минералов имеют первостепенное значение для выделения из огромных масс метасоматитов тех разностей, которые действительно прямо или косвенно связаны с рудой.

Действительно, в природе весьма широко развиты процессы микроклинизации, альбитизации, биотитизации, серицитизации, окварцевания, хлоритизации, турмалинизации. адуляризации, карбонатизации, пиритизации и многие другие. В одних случаях они имеют широкое региональное развитие и с ними не связано промышленное оруденение, в других - они распространены локально и сопровождаются рудной минерализацией. Возникает вопрос, можно ли отличить «рудную» микроклинизацию от «безрудной», «рудную» альбитизацию от той, с которой не связано оруденение, а также другие рудоносные метасоматические процессы от аналогичных же процессов, с которыми не связано промышленное оруденение. Следует при этом учитывать, что оруденение в этих метасоматически измененных породах обычно мелковкрапленное и визуально неразличимо, кроме того,оно распространено часто неравномерно, и пробы, которые берутся в процессе поисков, могут быть взяты из пустых или весьма бедных участков, геохимические же исследования таких зон обычно фиксируют их общую зараженность широкой гаммой рудных элементов.

Рассматриваемая проблема выявления различий измененных пород, связанных с рудным гидротермальным процессом и сходных с ними метаморфических и иных метасоматических образований, имеет первостепенное практическое значение. В настоящее время наметились следующие пути ее решения:

а) детальное изучение и картирование измененных пород на основе анализа метасоматической зональности с учетом существующих метасоматических формаций и фаций (выделяемых по составу пород субстрата), составление карт метасоматических изменений пород с выделением перспективных участков. Методика изучения и картирования гидротермальноизмененных пород изложена Б.И. Омельяненко. Он справедливо отмечает, что подобные карты метасоматических изменений пород позволяют выяснить природу геохимических аномалий и уточнить поисково-оценочные признаки геохимических методов[13];

б) использование типоморфных особенностей породообразующих и широко распространенных минералов зон гидротермальноизмененных пород - кварца, микроклина, альбита, мусковита, серицита, хлорита, турмалина, пирита и др. Успехи в изучении типоморфизма минералов, достигнутые в последние годы, позволяют надеяться, что эта задача будет решена. Так, исследования кварца показали, что ранее считавшийся сугубо постоянным по своим свойствам, «немым» для извлечения из него информации, этот минерал может оказаться весьма перспективным для различения магматических, метаморфических и гидротермальных процессов. Помимо разной структуры высокотемпературного магматического a-кварца и низкотемпературного гидротермального b-кварца, различные кварцы отличаются друг от друга по плотности парамагнитных Аl-O центров, наличию радиационных Е-центров, появлению центров Ti³⁺иGе⁴⁺, термолюминесцентному эффекту, появлению щелочей - лития и натрия, а также водорода, компенсирующих вхождение Al³⁺ в структуру кварца, содержанию воды и углекислоты, улавливаемых ИК-спектроскопией.

Работами 3.Г. Караевой, В.С. Гайдукова, В.Т. Дубинчук и других (1978г.), Б.М. Шмакина, В.М. Макагона и других (1978г.), выявлено, что калиевые полевые шпаты рудоносных метасоматитов отличаются от соответствующих метаморфических и безрудных метасоматических пород по содержанию и соотношению элементов-примесей (в первую очередь Nа, Rb, Ва, Sr и соотношению Na/КЬ. Ва/Sr), по позиции, занимаемой алюминием в тетраэдрической координации (определяемой дифрактометрией или ИК-спектроскопией), по блочности строения зерен, прекрасно наблюдаемой под электронным микроскопом.

По данным А.Н. Таращана, калиевые полевые шпаты некоторых редкометальных метасоматитов характеризуются появлением центров Fе³⁺, располагающихся в тетраэдрической позиции. Для ряда редкомeтальных альбититов при облучении их коротковолновыми ультрафиолетовыми лучами у альбита, сопровождающего редкометальное оруденение, возникает характерная красная люминесценция, вызнанная наличием в структуре Рb²⁺, располагающегося в позиции Nа⁺, и Fе³⁺ - в позиции Si⁴⁺; при этом процесс люминесценции носит сенсибилизированный характер (поглощение энергии возбуждения происходит на атомах Рb²⁺ и затем передается атомам Fe³⁺, являющимся излучателями).

Большой объем исследований выполнен в последние годы по выяснению типоморфных особенностей слюд – биотитов, мусковитов, серицитов. Признаком рудоносности метасоматических образований, обогащенных слюдами, является повышенное содержание в них редких щелочей, в первую очередь лития и фтора. Это положение справедливо не только для высокотемпературных грейзеновых образований, но и для низкотемпературных телетермальных образований, которые часто сопровождаются литийсодержащими слоистыми силикатами - донбасситом, кукеитом, литийсодержащим серицитом, а также межслойными образованиями - тосудитом (В.И. Финько, 1977г.). Если еще недавно кукеит рассматривался как редкий минерал, появляющийся только на поздних стадиях пегматитового процесса, замещающий ранние литиевые силикаты (А.И. Гинзбург, 1953г.), то сейчас установлено, что он широко распространен во многих гидротермальноизмененных породах и является характерным минералом-индикатором рудных процессов. Следует также подчеркнуть, что рудоносные бериллосодержащие слюдиты, развивающиесяпоультраосновным породам («апогипербазитовые грейзены»), всегда отличаются от безрудных слюдидов по повышенному содержанию лития, рубидия и цезия, а также фтора. Помимо редких щелочей и фтора, индикаторную роль в слюдах различных метасоматитов играет состав катионов шестерной координации, и в первую очередь железистость, характер заселения октаэдрических слоев катионами, полнота заполнения алюминием кремнекислородных тетраэдров, а также характер их политипии (Е.И. Доломанова, Р.В. Боярская, А.Д. Ракчеев, 1978). Кристаллохимические особенности диоктаэдрических слюд метасоматитов, в том числе и их политипия, зависят в значительной степени от минералов субстрата пород, по которым они развиваются.

Зоны турмалинизации, сопровождающие оловянное оруденение, обычно отличаются повышенным содержанием олова в самих турмалинах, а пириты, сопутствующие полиметаллическим и золоторудным месторождениям, выделяются по соотношению Ni/Со и термоэлектрическим свойствам;

в) использование минералов-индикаторов, позволяющих сразу же выделять рудоносные метасоматиты. Такими идеальными индикаторами для поисков месторождений рудных фторофильных элементов являются все фторсодержащие минералы - флюорит, топаз, геарксутит и кридит, для щелочных метасоматитов - криолит, флюоцерит и большая группа алюмофторидов, обычно сопутствующая криолиту и часто по нему развивающаяся (ральстонит, прозопит, веберит. нейборит и др.);

г) изучение акцессорной рудной минерализации метасоматических зон путем взятия проб - протолочек и их минер