Оценка и разбраковка по минералогическим признакам открываемых рудопроявлений

При проведении крупномасштабных съемок и поисков, как правило, выявляются многочисленные рудопроявления, на изучение и оценку которых уходит много времени и средств, при этом после тщательных исследований, опробования и проведения в ряде случаев буровых работ оказывается, что из десятков и даже сотен кажущихся перспективными участков практический интерес представляют только единичные. Эта задача разбраковки открываемых рудопроявлений может быть сильно облегчена при использовании в комплексе с другими методами и минералогических исследований, особенно если последние будут экспрессными и могут быть быстро применены в полевых условиях. В качестве примера можно указать на поиски поллуцитовых месторождений и выделение из сотен и тысяч пегматитовых тел, слагающих пегматитовое поле, тех из них, которые интенсивно альбитизированы и содержат литиевую минерализацию, в частности, лепидолит или розовый мусковит. Но даже эти альбитизированные пегматиты со сподуменом, петалитом и лепидолитом могут содержать поллуцит, а могут быть и лишены его. Кроме того, поллуцит весьма трудно диагностируется, распределен в пегматитах крайне неравномерно, гнездами, которые могут быть с поверхности и не обнажены.

Встает вопрос, как отличить тела с поллуцитом от сходных же пегматитов без поллуцита, нужно ли вскрывать и перебуривать все перспективные пегматиты, в которых следует ожидать поллуцит? Еще в 1954г. А.И. Гинзбургом было показано, что эту задачу можно просто решить, анализируя лепидолиты на цезий. Во всех поллуцитсодержащих телах лепидолиты обогащены цезием, при этом соотношение в них Сs/RЬ не 1/10, как это типично для всех литиевых пегматитов, а варьирует от 1/3 до 1/1. В дальнейшем работами В.В. Гордиенко[14] и других исследователей в целом были подтверждены установленные закономерности накопления цезия в слюдах поллуцитсодержащих пегматитов и показано, что эта же задача может быть решена путем определения содержаний щелочей, в частности цезия, в калиевых полевых шпатах. На построенных ими диаграммах калиевые полевые шпаты из поллуцитсодержащих тел четко выделяются по содержанию цезия. Но поскольку по мере эволюции пегматитового процесса в калиевых полевых шпатах закономерно меняется содержание и натрия, то по соотношению К/Сs и количеству Na2О можно судить о типе пегматитов и появлении в них тех или иных редких элементов. Для этой цели составлены диаграммы в координатах К / Сs — Na2О, позволяющие производить прогнозную оценку редкометального оруденения в пегматитах. Используя полевые экспрессные рентгенорадиометрические методы определения содержаний щелочей (особенно Сs, Rb, К), можно за короткий срок оценить сотни пегматитов и выделить среди них единичные практически важные тела, содержащие редкометальное оруденение.

Важной задачей является также оценка продуктивности на пьезокварц и ювелирное сырье (бериллы, топазы) камерных пегматитов. Эта задача успешно была решена Е.К. Лазаренко и В.И. Павлишиным по типоморфным признакам полевых шпатов и кварца.

Аналогично положение и с полевошпатовыми метасоматитами, часто содержащими различное редкометальное оруденение. По соотношению Nа/RЬ и RЬ/Ва в калиевых полевых шпатах, по их структурному состоянию (А1/Si; расселение их по тетраэдрическим позициям), наличию трехвалентного железа в тетраэдрической координации, выявляемого люминесцентными методами, можно легко разбраковывать полевошпатовые метасоматиты и выделять в них рудные участки. При наличии в полевошпатовых метасоматитах, в частности в альбититах, радиоактивных минералов, разбраковкаих может быть проведена по характеру распределения урана в породообразующих минералах и уровню его концентрации в акцессориях, что осуществляется применением методов f-радиографии, термолюминесценции (резко пониженная интенсивность свечения у данных альбититов - Т.А. Рокачук, В.И. Павлишин, 1976г.), а также метода ЭПР (Н.Н. Багмут, И.Б. Гаврусович, И.В. Матяш, 1978г.).

По слюдам (содержанию в них лития, олова и тантала) можно разбраковывать массивы редкометальных гранитов и выделять среди них купола, наиболее перспективные для нахождения танталового оруденення. На роль литийсодержащих слюд как индикаторов танталового оруденения в литературе неоднократно обращалось внимание (М.Г. Руб, А.К. Руб, Т.И. Лосева. В.А. Павлов, 1969г., 1975г., Т.Н. Шурига, Б.Б. Звягин и др., 1977г., В.В. Матиас, Ю.П. Салмин, С.М. Бескин, 1977 г.). В.В. Матиас и др. показали, что эту же задачу можно решить, детально изучая кварцы гранитов. В танталоносных гранитах и кварц обычно содержит повышенные количества тантала (за счет наличия микровключений тантало-ниобатов). Кроме того, он отличается по ИК-спектрам, а также по изменению рентгено- и термолюминесценции.

При оценке на олово метасоматически измененных пород, в частности зон турмалинизации, значительный эффект может дать определение олова в турмалинах, а при ревизии на олово скарнов - в гранатах. Важное значение приобретает оценка и разбраковка на золото жил, штокверков и зон оквар-цевания, которую можно проводить по кварцу и пириту. Используя морфологические особенности самого кварца (М.Д. Увядьев, 1976г.), специфические черты его ИК-спектров. (Н.Б. Бархударян, А.М. Гребенчиков, 1974г.), плотность в нем дефектов, вызванных структурной примесью алюминия, появление в нем ионов гидроксила и радиационных дефектов, вызванных облучением его калием, а также характерные особенности золотоносных пиритов (соотношение Ni/Со в пиритах и величину термоэдс), можно с большой долей вероятности разбраковывать кварцевые жилы и выделять перспективные на золото участки.

Особо важную роль играют минералогические методы при оценке и разбраковке месторождений и рудопроявлений магматического, метасоматического или стратиформного типа, характеризующихся мельчайшей вкрапленностью рудных минералов, обычно макроскопически вообще незаметной. Химические анализы проб в этом случае далеко не всегда позволяют оценить рудопрояпление, поскольку для этой цели в первую очередь необходимо определить минеральные формы нахождения рудных элементов. В таких случаях наиболее эффективно применение передвижных полевых минералого-аналитических лабораторий, позволяющих быстро выделить из породы рудную вкрапленность, определить ее и проанализировать. Вообще необходимо подчеркнуть, что для быстрой разбраковки рудопроявлений весьма эффективно применение передвижных (поставленных на автомашине, моторной лодке и т. п.) минера-лого-аналитических лабораторий, снабженных дробилкой, небольшим гравитационным столом, винтовым сепаратором, электромагнитом, современными рентгено-радиометрическими приборами, позволяющими экспрессно определять из небольших навесок большинство химических элементов. Весьма эффективно также применение для этих целей ядерно-физических приборов для определения рудных элементов в естественном залегании.

При разбраковке месторождений пьезокварца, оптического сырья и драгоценных камней большую роль могут играть онтогенические методы изучения минералов.

4.1. Оценка открываемых рудопроявлений по их поверхностным выходам - минералам зоны окисления и кор выветривания.

Это традиционное направление поисковых работ, и многие сульфидные месторождения были открыты по вторичным, обычно ярко окрашенным минералам зоны окисления. Данное направление исследований, как известно, тесно связано с именами В.Эммонса, А. Локка, С.С. Смирнова, В.М. Крейтера, В.И. Смирнова, Ф.В. Чухрова, Л.К. Яхонтовой. Еще в 1936г. акад. С.С. Смирнов указывал, что геологи нередко проходят равнодушно мимо выходов, кажущихся малоинтересными, пропускают ценные месторождения; и столь же нередко затрачивают значительные средства на проведение дорогостоящих разведочных работ для решения вопросов, ответ на которые можно было бы получить, изучая лишь особенности поверхностного выхода.

Подавляющее большинство выходов рудных, в первую очередь гидротермальных, месторождений представлено зонами обохренных пород, лимонитизации, или зонами осветления, вызванными развитием каолинитизации, алунитизации, оталькования и т.п. Кроме того, выходы часто бывают кавернозными, в них появляются многочисленные пустоты выщелачивания с характерными скелетными структурами. Вообще при проведении поисков необходимо в первую очередь обращать внимание на локальные участки изменения окраски пород - их покраснения вследствие развития гематитизации, осветления благодаря каолинитизации, галлуазитизации, монтмориллонитизации, алунитизации, почернения в результате покрытия пород тончайшими пленками окислов и гидроокислов марганца (пиролюзита, псиломелана, вернадита и др.). Особого внимания заслуживают участки появления бурых, красно-бурых и рыжих пятен иохр водных окислов железа, бледно-желтых пятен и охр ярозита или окислов редких земель (церианита), зеленых налетов водных карбонатов или силикатов меди, яблочно-зеленых вьцветов соединений никеля (аннабергит и др.), серовато-зеленых - мышьяка (скородит), розовых - кобальта (эритрин), ярко канареечно-желтых - молибдена, белесых - сурьмы и висмута и т.д. Среди ультраосновных пород необходимо искать участки развития кор выветривания с бледно-зелеными пятнами силикатов никеля (гарниерита и др.), с оливково- и грязно-зелеными пятнами нонтронита, с пористыми и кавернозными образованиями, с прожилками опала и магнезита. Заслуживают внимания зоны развития оталькования, появления прожилков фиолетового цвета - хромсодержащих хлоритов и т.п.

Эффективным приемом изучения выходов рудных месторождений является распознание первичного состава руд по различным пустотам выщелачивания и текстурам лимонитов, а также псевдоморфозам и минералам, выполняющим пустоты и часто нарастающим на их стенках. Текстурам лимонитов, развивающихся по различным сульфидам, посвящены работы Р. Блэнчарда и П. Босуэлла, В.М. Крейтсра и В.И. Смирнова. Р. Блэнчард и П. Босуэлл (1928г.) выделяют три типа лимонитов, развивающихся в зонах окисления сульфидных месторождений, - местные, образовавшиеся на месте окисленных сульфидов, переотложенные и экзотические. Индикаторное значение при поисках имеют только местные, представляющие обычно пористый губчатый скелет, состоящий из тонких перегородок, сложенных кремнистым материалом, промежутки между которыми выполнены рыхлым лимонитом. Пористый скелет отражает часто очертания кристаллов, трещины спайности и кливажа первичного минерала. По структуре этого скелета можно определить первичный сульфид, по которому образовался лимонит, а по количеству таких пустот выщелачивания со скелетным каркасным лимонитом - оценить содержание полезного минерала. На рис. 28 представлены схематизированные структуры скелетных индикаторных лимонитов, образовавшихся по различным минералам. Следует подчеркнуть, что подобные образования возникают только на самой поверхности выходов и с глубиной быстро исчезают.

В.И. Смирнов (1965г.) все каркасные текстуры лимонитов разделил на ящичные и губчатые. Он указывает, что индикаторные каркасные текстуры лучше всего формируются в породах, умеренно нейтрализующих кислые растворы. При высоком содержании в первичных рудах пирита (более 25% общего объема сульфидов) возникает такое большое количество рыхлого недиагностируемого лимонита, что количественнопо каркасным текстурам оценить содержание различных сульфидов не представляется возможным.

В последние, годы выявлено, что каркасные индикаторные лимониты могут возникать не только по сульфидамОни развиваются также по силикатам, содержащим серу и железо, по сидериту и железосодержащим фосфатам. Особенно типичны такие лимониты для выходов бериллиевых месторождений, содержащих минералы группы гельвина. В тех случаях, когда среди полевошпатовых метасоматитов появляется гельвиновое оруденение, на поверхности оно представлено зонами лимонитизации с характерными пустотами выщелачивания треугольной формы со специфической треугольной скелетной текстурой (см. рис.28, з), позволяющей сразу же диагностировать появление минералов группы гельвина. В отдельных случаях в пустотах треугольной формы наблюдаются остатки разрушенного гельвина - даналита или кристаллики бертрандита. В редкометальных пегматитах каркасные текстуры лимонитов своеобразного рисунка (см. рис. 28, и ) возникают вследствие выщелачивания фосфатов лития, железа и марганца - трифилина и литофилита. Они часто окаймлены оторочкой синего турмалина, и от них во все стороны развиваются черные пятна окислов и гидроокислов марганца, окрашивающие пегматит в черный цвет. Появление подобных пустот свидетельствует о перспективности пегматитов и возможности нахождения в них редкометального оруденения.

Хорошее знание минералогии зон окисления и кор выветривания является одним из залогов успешной работы геологов-поисковиков. Детально минералогия зоны окисления сульфидных месторождений и процессы, в них проходящие, изложены в общеизвестных работах С.С. Смирнова (1936г.), Ф.В. Чухрова (1950г.), Л.К. Яхонтовой совместно с А.П. Грудевым (1978г.), и в этом курсе лекций нет необходимости останавливаться на минералогических признаках, позволяющих судить по минералам зоны окисления о составе первичных руд. Не меньшую роль изучение гипергенных процессов и минералов играет при поисках никелевых месторождений, связанных с корами выветривания, бокситов и ряда других полезных ископаемых, при этом важно знать минералогию различных зон профилей выветривания, на что особое внимание обращал И.И. Гинзбург.

В последние годы накоплен интересный материал по оценке выходов редкометальных месторождений. Так, появление в пегматитах многочисленных черных пленок и дендритов окислов марганца, иногда пропитывающих мелкозернистые агрегаты минералов пегматитов (особенно сахаровидный альбит), как и появление в большом количестве гипергенных фосфатов железа и марганца, является весьма благоприятным поисковым признаком на редкометальное орудененне. Много новых данных получено по выходам карбонатитовых месторождений, особенно если они сильно анкеритизированы и при развитии коры выветривания представлены рыхлой лимонитизированной сыпучкой, обогащенной фосфором, ниобием и редкими землями. Во многих случаях карбонатиты и обогащенные апатитом кальцит-магнетит-апатитовые руды (камафориты) на выходах представлены специфическими штаффелитовыми образованиями (например, месторождение Сокли в Финляндии), мимо которых ранее иногда проходили, принимая штаффелит за халцедон. Редкометальные гидротермальные паризитовые или бастнезитовые месторождения при развитии выветривания легко могут быть пропущены, поскольку на выходах они превращены и сыпучку светло-желтого, кремового цвета, сильно обогащенную лимонитом, цернанитом, сложными фторкарбонатами редких земель и иногда баритом. При развитии в этих месторождениях анкерита или сидерита выходы их представлены бурыми железняками, зонами лимонитизации, отличающимися повышенной радиоактивностью (вследствие появления иногда в первичных рудах торита или ураноторианита). Обнаружение в таких лимонитизированных зонах несколько повышенной радиоактивности, флюорита, барита, целестина, иногда эгирина является первым признаком возможности нахождения в них высоких содержаний редких земель.

Появление на выходах альбитизированных щелочных рибекитовых гранитов или полевошпатовых метасоматитов большого количества мелких пустот, в которых иногда удается наблюдать реликты белых или бесцветных, трудно определяемых минералов, дает основание считать, что эти пустоты возникли за счет выщелачивания криолита и сопутствующих ему алюмо-фторидов. Появление же криолита само по себе заслуживает большого внимания и, кроме того, является благоприятным поисковым признаком появления редкометального оруденения. Выше указывалось, что гельвиновые месторождения, связанные с полевошпатовыми метасоматитами, на выходах могут и не содержать минералов группы гельвина, последние могут быть нацело выщелочены, и об их присутствии можно судить только по наличию зон лимонитизации с пустотами выщелачивания характерной формы.

К сожалению, в последние годы на изучение выходов рудных месторождений и установление прямых поисковых признаков, по которым и было открыто в предыдущие годы большинство месторождений, все меньше обращается внимания.

В заключение необходимо подчеркнуть, что все месторождения полезных ископаемых, как это было четко сформулировано В.И. Смирновым (1965г.), по их поведению в приповерхностных условиях могут быть разделены на ряд групп, подход к которым при оценке выходов должен быть разным.

Первая группа охватывает месторождения, главные рудообразующие минералы которых не изменяются или слабо изменяются в зоне окисления (осадочные месторождения железа, марганца, бокситы, месторождения вольфрама и олова кварцкасситеритовой формации, танталоносные пегматиты при отсутствии коры выветривания, золоторудные кварцевые жилы и др.). Оценка их может быть дана по выходам.

Вторая группа объединяет месторождения, в которых происходит изменение минерального состава руд в зоне окисления, но при этом не происходит выноса металла, так что оценка содержаний полезных компонентов может быть с известной долей вероятности сделанапо данным, полученным при изучении поверхности выхода, но оценка месторождения в целом и технологические характеристики могут быть даны только по коренным рудам. К этой группе относятся месторождения свинца, висмута, мышьяка, сурьмы.

Третья группа включает месторождения, в которых происходит изменение минерального состава руд в поверхностной зоне и частичный или полный вынос металла из зоны окисления. Для этих месторождений судить о содержаниях полезных компонентов по выходам невозможно, и их легко можно пропустить. К данной группе относятся месторождения цинка, меди, никеля, кобальта, молибдена, урана, золота в сульфидных рудах, бериллия в форме гельвиновых руд, лития в пегматитах при развитии на них коры выветривания, криолита в полевошпатовых метасоматитах, бора в эндогенных датолитовых и сахаит-курчатовитовых рудах, олова в станниновых рудах и т.д.

Четвертая группа представлена месторождениями, в зоне окисления которых накапливаются металлы, не свойственные первичным рудам этих месторождений. Так, в зоне окисления свинцовых месторождений иногда появляются молибдаты (вульфенит), ванадаты (ванадинит) и даже хроматы (крокоит), хотя первичные руды практически не содержат молибдена, ванадия и хрома.

К этим четырем группам, выделенным В.И. Смирновым, следует добавить еще одну, пятую.

Пятая группа объединяет месторождения, на выходах которых происходит резкое обогащение полезными компонентами за счет выщелачивания и изменения нерудных минералов, слагающих рудные тела. Таковы, например, карбонатиты, в коре выветривания которых содержание пятиокиси фосфора возрастает в 3…4 раза, эндогенные месторождения редких земель, представленные фторкарбонатами, танталоносные пегматиты с развитой на них корой выветривания, золоторудные месторождения, в которых золото концентрируется в железных «шляпах», и т. д.

4.2. Оценка по минералогическим признакам уровня эрозионного среза рудных тел и определение перспективности последних на глубину.

При разбраковке и оценке открываемых месторождений и рудопроявлений всегда возникает вопрос, как поведет себя оруденение на глубину, начинают ли выявленные рудные тела только вскрываться эрозией или же они сильно эродированы и на поверхность выходят только их корневые части. В первом случае они представляют наибольший интерес и весьма перспективны на глубину, во втором - их перспективы весьма ограничены, а в некоторых случаях они вообще не представляют практического интереса.

Этот важнейший для оценки вопрос тесно связан и с другим: каков вертикальный размах оруденения. В геологоразведочной практике оба эти вопроса обычно решаются бурением, на что расходуется много времени и средств. В последние годы для решения этих задач стали широко применять геохимические методы, основанные на существовании определенной вертикальной зональности эндогенных ореолов (А.А. Беус, С.В. Григорян, 1975г.), но и они являются не столь уж экспрессными и далеко не всегда дают однозначные результаты. Очень перспективны в этом отношении минералогические методы, которые можно и следует применять в комплексе с геохимическими. Например, в гидротермальном месторождении, которое формируется одноактно, в одну стадию, минерализующие растворы по мере продвижения вверх будут подвергаться изменению. Это объясняется тем, что в вертикальном направлении происходит некоторый перепад температур и давления, изменение активности компонентов и фугитивности летучих, изменение кислородного потенциала, кислотности - основности пород, а также рядом других причин (фильтрационным эффектом, взаимодействием с вмещающими породами, процессами сорбции и др.). Даже малейшие колебания всех этих параметров или только одного из них обязательно приведет к появлению у минералов и их ассоциаций, образующихся на различных по вертикали уровнях, некоторых особенностей. В конечном итоге изменение в вертикальном разрезе физико-химических параметров выразится в следующем: - в смене по вертикали минеральных ассоциаций, возникновении вертикальной эндогенной зональности рудных месторождений. Примеры такой зональности, когда над рудной зоной возникают безрудные минеральные ассоциации (баритовые, кальцитовые «шляпы» и др.) были приведены ранее, в лекции, посвященном поискам слепых рудных тел.

Знание закономерностей смены с глубиной парагенетических ассоциаций минералов крайне важно для определения перспектив рудных тел на глубине. Этот вопрос детально рассмотрен в литературе, ему были посвящены два всесоюзных совещания (в 1958 и 1973гг.), и нет необходимости на нем подробно останавливаться; - в смене по вертикали характера околожильных изменений вмещающих пород, по которым можно судить о степени вскрытия месторождения. Известно, что вокруг рудных гидротермальных тел во вмещающих породах развивается определенная метасоматическая зональность, которая прослеживается не только в горизонтальном, но и в вертикальном направлении, и что от центральной, наиболее рудной части месторождения, происходит постепенное выклинивание внутренних (тыловых) зон метасоматической колонки, сопровождаемые уменьшением мощностей зон измененных пород.

Для одних метасоматических формаций это выклинивание происходит преимущественно вверх, в то время как с глубиной происходит расширение внешних зон колонки (например, при развитии грейзенизации в гранитах), для других (например, кварц-турмалин-хлоритовых) происходит выклинивание внутренних зон колонки в обе стороны - вверх и вниз. Поведение и смена околожильных изменений пород с глубиной для различных формаций подробно рассмотрены в работах Ю.В. Казицина (1972г.), В.И. Казанского, и особенно Б.И. Омельяненко (1978г.); - в изменении тонких типоморфных особенностей минералов (А.И. Гинзбург, В.В. Матиас, 1972, А.И. Гинзбург, 1971, 1976, 1978г., А.И. Гинзбург, Э.И. Иовчева. 1979г.), в частности, морфологических, конституционных и термобарометрических[12].

В настоящее время разработано много независимых друг от друга методов, позволяющих быстро определять уровень эрозионного среза рудных тел и их перспективность на глубину. Каждый из них в отдельности не всегда приводит к однозначным результатам, применение же нескольких из них позволяет получить достаточно достоверные данные. Необходимо подчеркнуть, что эти методы нельзя применять чисто механически без предварительного просмотра и минералогического изучения рудопроявлений и месторождений, так как при сравнении типоморфных особенностей минералов с поверхности и с определенной глубины необходимо выбирать образцы одной генерации и одной и той же стадии минералообразования.

Об уровне среза рудных тел и, следовательно, их перспективности можно судить по указанным ниже восьми основным признакам.

1. Определение уровня эрозионного среза по изменению с глубиной морфологии кристаллов и характеру их зональности. Возможности оценки поведения оруденения с глубиной на основании кристалломорфологического анализа были блестяще доказаны Н.3. Евзиковой [15] на примере касситерита месторождений Комсомольского рудного района. Ею было показано, что по мере перехода от апикальных частей тел к их корневым участкам происходит изменение габитусных форм кристаллов касситерита, что сказывается и на характере зональности его зерен. На большом фактическом материале ей удалось выявить пять характерных морфологических типов кристаллов, различающихся по соотношению наиболее развитых габитусных форм:

I — дипирамидальные кристаллы с развитыми формами {111} и {552};

II — пинакоидально-дипирамидальные касситериты с гранями {001} и {552} при подчиненном развитии {111}и {110};

III — призматически-пинакоидальные кристаллы, отличающиеся развитием граней{110} и {001} при подчиненном значении {111} и {100};

IV — дипирамидально-призматические со специфичным сочетанием граней {110} и {111} при подчиненном развитии {100} и {101};

V — призматически-дипирамидальные кристаллы с развитыми формами пирамиды{321} и призматических граней.

Эти пять габитусных форм касситерита закономерно сменяют друг друга во времени и наблюдаются как вместе в пределах одного индивида, который последовательно по мере роста приобретает различный габитус, что отражается в зональности его строения, так и порознь в индивидах, находящихся на различных по глубине уровнях рудного тела. В апикальных участках месторождений резко преобладают касситериты V типа, на несколько более глубоких горизонтах преобладающим габитусным типом становится IV, последний на еще больших глубинах сменяется III типом, а в корневых частях тел господствует I тип. Н.3. Евзикова объясняет подобную смену габитусных форм кристаллов с глубиной, исходя из закона Браве, и обосновывает ее различными плотностными характеристиками граней; наибольших величин они достигают у граней {110} и {101}, развитых на кристаллах из срединной, наиболее продуктивной части рудных тел.

Проводя кристалломорфологический анализ касситеритов и определяя соотношения выделенных габитусных типов кристаллов в различных пробах, Н.3. Евзикова показывает, что при помощи этого метода можно решить следующие задачи:

ü определить, на какой стадии среза находится изучаемое рудное тело и, соответственно, насколько оно перспективно;

ü построив графики зависимости частоты нахождения различных габитусных форм от глубины, примерно определить вертикальный размах оруденения, т.е. накакую глубину распространено оруденение;

ü выделить наиболее продуктивные участки месторождения;

ü изучив распространение различных габитусных форм касситерита по простиранию рудных тел и по поверхности и оконтурив их изолиниями, определить элементы залегания рудных тел, а в случае наличия пострудной тектоники установить, какие блоки рудных тел приподняты, а какие опущены, в каких направлениях следует проходить разведочные выработки;

ü по кристаллам касситерита из шлихов определить степень эрозии тех рудных тел, откуда происходил снос материала, а также их перспективность.

Закономерная смена форм кристаллов с глубиной выявлена и для ряда месторождений киновари. В.И. Зубовым (1972г.) на Белокаменном месторождении (Кавказ) установлено, что в интервале падения рудных тел в 160…200м. наблюдается закономерная смена с глубиной ромбоэдрических кристаллов киновари призморомбоэдрическими и затем пинакоидальными.

Всего на разных ртутных месторожденияхим выделено 6 наиболее распространенных габитусных форм. При проведении поисковых работ и составлении шлиховых карт В.И. Зубов (1976г.) предлагает на последние наносить не только знаки, обозначающие наличие киновари, но и знаки различных типов габитусных форм кристаллов, что позволяет более целенаправленно направлять дальнейшие геологоразведочные работы.

В последние годы получены также интересные данныепоизменению с глубиной форм кристаллов флюорита. Так, Р.3. Архипчук (1976г.) для флюоритовых жил Центральной Азии указывает, что вертикальный размах оруденения для месторождений, сложенных октаэдрическими кристаллами, составляет 50…150м., ромбододекаэдрическими 200м., а кубическими 150…400м. В этой связи наиболее перспективны на глубину рудные тела, сложенные кристаллами кубического габитуса.

К сходным выводам по флюоритовым месторождениям Центрального Таджикистана пришел и А.Р. Файзиев (1976г.). Он указывает, что на месторождении Верхний Бигар наблюдается по вертикали смена габитусных форм от кубических в наиболее апикальных частях тел к кубооктаэдрическим и октаэдрическим в корневых частях, так что при прочих равных условиях наиболее перспективными на глубину являются тела с развитыми кубическими формами. Интересные данные по изменению форм кристаллов с глубиной выявлены для пирита ряда золоторудных месторождений. В верхних частях рудных тел резко преобладают пириты октаэдрической формы. Средние по глубине участки тел характеризуются разнообразием кристаллографических форм и развитием комбинации различных форм, в частности октаэдров и пентагондодекаэдров, а в нижних частях тел преимущественно распространены кубы (Н.3. Евзикова, 1981г.). Круг подобных минералов для которых по морфологии кристаллов можно судить об уровне вскрытия месторождений, будет в дальнейшем по мере развития кристалломорфологических исследований все более увеличиваться.

Следует указать, что подобные исследования могут быть использованы и для решения другой задачи - определения глубины среза интрузивных пород. Так, Н.П. Юшкин совместно с рядом других исследователей (1966г.), исходя из того, что удлинение кристаллов циркона является функцией скорости остывания массивов (В.В. Ляхович, 1963г.), установил закономерное изменение с глубиной вытянутости кристаллов циркона в массивах гранитов и гранодиоритов - чем более вытянуты кристаллы, тем меньше глубина их формирования. Дальнейшее развитие кристалломорфологических работ предусматривает выявление для большинства минералов наиболее типичных габитусных форм и составление морфологических рядов, отражающих изменение форм кристаллов в процессе их последовательного образования во времени. Составление подобных рядов является однойиз задач созданного под руководством И.И. Шафрановского кристаллогенетического определителя минералов (И.И. Шафрановский,П.К.Вовк, 1978г.; В.А. Попов, 1978г.).

Необходимо подчеркнуть, что кристалломорфологический метод при оценке рудных тел является наиболее экспрессным и не требует никакой сложной аппаратуры или проведения каких-либо анализов. Единственное, что необходимо для его внедрения, - высокая квалификация минералогов и знание ими кристаллографии.

2. Определение уровня эрозионного среза по изменению состава минералов с глубиной. Вследствие изменения в вертикальном разрезе эндогенных месторождений активности минералообразующих компонентов и основности — кислотности растворов состав минералов одной стадии процесса минералообразования, как правило, всегда в какой-то степени закономерно меняется по мере перехода от апикальных к корневым частям рудных тел. Это изменение может затрагивать как основные компоненты минералов, так и элементы-примеси в них, при этом для подавляющего большинства однотипных месторождений наблюдается единая тенденция изменения состава минералов с глубиной, которая отражает вертикальную зональность месторождений. Последняя выражается не только в смене минерального состава рудных тел с глубиной, о чем речь шла выше, но и в некотором изменении состава одних и тех же минералов. Необходимо сказать, что иногда наблюдаются случаи противоположного поведения элементов в минералах, т.е. элементы, которые обычно имеют тенденцию к убыванию в минералах с глубиной, могут в отдельных редких случаях и накапливаться. Поэтому существует понятие о прямой (традиционной) и обратной вертикальной зональности эндогенных рудных месторождений. Перед постановкой соответствующих исследований и определением глубины среза необходимо прежде всего установить, какой тип зональности проявлен на месторождении, и каждый случай обратной зональности и аномального поведения элементов следует специально геологически и геохимически анализировать. Случаи проявления обратной зональности, как будет показано ниже, представляют особый интерес.

Установив на эталонном рудном теле корреляционную связь между содержанием того или иного элемента в минерале и глубиной взятия образца, можно определять для других тел этого же месторождения или рудного поля по этому же минералу уровень эрозионного вскрытия.

Так, например, Т.И. Гетманской, Н.В. Добровольской и И.И. Куприяновой (1976г., 1977г.) показано, что на оловянных, вольфрамовых и бериллиевых месторождениях грейзеновой формации во всех слюдах (биотитах, цинивальдитах, мусковитах) наблюдается в ходе минералообразования единая тенденция эволюции состава - уменьшение их железистости при понижении температуры. В случае прямой вертикальной зональности месторождений железистость слюд уменьшается от нижних горизонтов к верхним. В более редких случаях при обратной зональности она увеличивается в том же направлении. Для практического использования железистости слюд в качестве поисково-оценочного критерия этими исследователями предлагается экспрессный магнето-химический метод определения суммарного количества железа по магнитной восприимчивости слюд.

Н.Н. Василькова совместно с другими исследователями выявила (1977г.), что для оловянных, вольфрамовых и редкометальных месторождений, формирующихся под экранами кровли, содержание марганца во флюоритах убывает с глубиной и может служить индикатором эрозионного среза рудных тел. Для медно-молибденовых месторождений наблюдается закономерное уменьшение с глубиной содержания рения в молибдените и т.д. Подобных примеров можно привести очень много.

Интересны попытки использования для целей оценки эрозионного среза месторождений не одного элемента, изменяющегося с глубиной, а целого комплекса элементов. Так, В.Н. Дубровским, И.Д. Савинским и С.В. Сиротинской (1974г.) были использованы данные большого числа количественных спектральных анализов элементов-примесей в касситеритах оловорудных месторождений Дальнего Востока. Они были обработаны на ЭВМ двумя независимыми друг от друга методами (по программе логико-дискретного анализа и с помощью алгоритма «Потенциал»). В результате удалось выявить, что касситеритам средних и вертикальных частей рудных тел свойственны повышенные концентрации Fе, Мn, Sс, V и W, а нижних — Gа и Nb. Данные обработки анализов свидетельствуют о большой близости по элементам-примесям касситеритов верхних и средних частей минерализации и о существенном отличии по этим же признакам касситеритов глубоких горизонтов. Таким образом, с помощью ЭВМ можно сразу же отличать сильно и слабо эродированные рудные тела.

3. Определение уровня эрозионного среза по соотношению элементов-примесей в минералах. Поскольку обычно в минералах с глубин одни элементы-примеси обнаруживают тенденцию к убыванию, а другие, наоборот, к увеличению, то для повышения информативности этих данных целесообразно рассматривать поведение не одного элемента, а соотношение двух элементов, аналогично тому как это принято при анализе геохимических ореолов (А.А. Беус, С.В. Григорян, 1975г.). Отношение в минерале содержания элемента, убывающего с глубиной, к элементу, нарастающему в этом же направлении, может служить индикатором уровня эрозионного среза рудных тел. Так, Н.Н. Никулин (1966г., 1972г.) на примере касситеритов Комсомольского рудного узла показал, что с глубиной в этих минералах уменьшается содержание In и увеличивается количество NЬ, следовательно, по отношению In/NЬ в касситерите можно судить об уровне среза