ПОШУКОВІ ОЗНАКИ ПРОМИСЛОВОГО ЗРУДЕНІННЯ

Пошуковими ознаками рудоносности вважають такі геологічні, мінералогічні, геохімічні, геофізичні, геоботанічні, геоморфологічні, історико-геологічні та інші факти, прямо або побічно вказують на наявність або на можливість виявлення корисних копалин в надрах досліджуваного регіону.Пошукові ознаки обумовлені освітою і подальшим руйнуванням родовищ корисних копалин. Це сліди геологічних процесів і явищ, що відповідають утворенню, змін і руйнування родовищ. Пошукові ознаки відображають різноманіття форм прояву продуктивної мінералізації на досліджуваних зрізах рудоносних структур. Вони поділяються на природні, пов'язані з формуванням і руйнуванням родовищ, і техногенні, обумовлені діяльністю людей, які розробляли і переробляють корисні копалини в давнину.

Розрізняють прямі пошукові ознаки, безпосередньо вказують на наявність того чи іншого корисних копалин, і непрямі, які свідчать про можливість виявлення такого зруденіння. До прямих пошуковим ознак належать:

> Виходи корисних копалин на поверхню;

> Первинні ореоли розсіювання корисних мінералів і рудообразующих елементів;

> Вторинні механічні, літохіміческіе, гідрохімічні, біохімічні, атмохимічеськие ореоли і потоки розсіювання корисних мінералів і рудообразующих елементів;

> Термобарохіміческіе дані;

> Геофізичні аномалії - радіометричні, часто магнітногравітаціонние;

> Сліди старих гірських робіт із залишками рудного матеріалу або переробки корисних копалин.

> До непрямих пошуковим ознак належать:

> Змінені околорудних породи - індикатори можливого зруденіння;

> Мінерали і елементи-супутники зруденіння;

> Геофізичні аномалії - гравіметричні, електричні, часто магнітні та ін .;

> Ботанічні;

> Геоморфологические;

> Історико-географічні дані про гірських промислах.

Відносне значення (вага) пошукових ознак залежить від конкретної геологічної ситуації в регіоні. Зазвичай прямі пошукові ознаки оцінюються вище, ніж непрямі, оскільки вони швидше призводять до кінцевої мети - відкриття родовища.

Аналіз і облік значущості пошукових критеріїв та ознак в конкретних геологічних ситуаціях визначає раціональний комплекс пошукових критеріїв та ознак промислових родовищ корисних копалин.

Виходи корисної копалини на поверхню служать основною пошуковою ознакою наявності корисних копалин. За ним можна судити про тип зруденіння, як руди, а іноді і про можливі масштабах рудопроявления. Але вивчення рудних виходів ускладнюється гіпергенними процесами зміни руд і порід, що вміщають. Особливо інтенсивно рудні виходи перетворюються на сульфідних родовищах. За ступенем гіпергенних стійкості мінералів все рудні родовища можна розділити на дві групи:

  • 1) родовища, рудообразующие мінерали яких стійкі в зоні окислення. Вони представлені рудами магнетиту, ільменіту, хроміту, титаномагнетиту, каситериту, шеелита, золота, платини, алмазів, дорогоцінного каміння, монацита, циркону, берилу, кварцу, рутилу та інших. При виявленні виходів таких руд на поверхню дані за складом, характером руд прогнозуються на глибину;
  • 2) родовища, головні рудообразующие мінерали яких не стійкі в зоні гіпергенезу. Вони представлені в основному сульфідними рудами, легко-окисляющимися на поверхні з частковим або повним виносом металів і освітою "залізних капелюхів", що складаються з оксидів заліза, марганцю, малахіту, азуриту, купріта, смитсонита, еритрин, скородіта і ін. Нижче зони окислення на таких родовищах проявляється зона вторинного сульфідного збагачення вона обумовлена зоною існування застійних вод.

Друга група родовищ підрозділяється на дві підгрупи:

  • а) об'єкти, нестійкі в зоні гіпергенезу, в яких рудне речовина змінює мінеральну форму, але зберігається в обсязі об'єкта;
  • б) об'єкти повністю нестійкі, в яких рудне речовина окислюється, виноситься за межі зони окислення і розсіюється в навколишньому просторі.

Але іноді в зоні окислення сульфідних свинцево-цинкових родовищ відбувається утворення вульфеніта РbМоO 4 і ванадініга Рb [VO 4 ] зСl за рахунок елементів-домішок в сульфідних мінералах. Нерідко ці вторинні яскраво забарвлені мінерали виникають на місці пірітізірованних порід і тоді вони створюють "помилкові вторинні ореоли руд Рb і V".

Вивчення мінералів зони окислення дозволяє обіцяти про якісному хімічному складі первинних сульфідних руд і сприяє виявленню їх в корінному заляганні. Наприклад, анабергіт, еритрин свідчать про присутність в окислюються сульфідних рудах арсенидів нікелю і кобальту; скородить - про наявність арсенопіріта, нерідко виступає як індикатор золото-сульфідного зруденіння; міметезіт або бедантіт вказують на галенит і арсенопірит, а ярозит - на присутність сульфідів заліза. Текстерно особливості вторинних бурих железняков використовуються для кількісної реставрації мінерального складу первинних сульфідних руд. В цьому випадку до індикаторним лімоніта відносяться тільки місцеві, що виникли на місці первинних сульфідних мінералів. Такі лімоніти володіють пористим скелетом або мають губчасті форми.

Використання мінералого-геохімічних ознак на стадії пошукових робіт базується на вивченні тіпоморфізма мінералів, на парагенезісов мінералів і рудних елементів, на знанні особливостей протікання геохімічних процесів при ендогенному рудоутворення і перетворенні руд в зонах гипергенеза. Вчення про тіпоморфізме мінералів передбачає аналіз даних за складом, структурам, властивостям мінеральних парагенезісов в зв'язку з умовами їх утворення. Крісталломорфологіческіе, структурні, кристаллохимические, термобарохіміческіе, ізотопні, фізичні дані, в тому числі термо-ЕРС мінералів, можуть служити основою мінералогічних методів пошуків і прогнозу родовищ корисних копалин. Знання тіпоморфних мінеральних асоціацій дозволяє виявляти рудоносні структури, зони, горизонти, визначати корінні джерела знесення корисних мінералів, аналізувати ендогенну зональність, визначати рівні ерозійного зрізу рудоносних структур і сприяти пошукам прихованого зруденіння. Парагенезиси вторинних мінералів використовуються при оцінці виходів окислюються руд. Мінерали-індикатори служать основою пошуків і оцінки родовищ. Наприклад, при пошуках алмазних родовищ застосовується "Пірон зйомка". Мінерал тосудіт як яскраво-помаранчевий люмінесцентний використовується при пошуках родовищ ртуті; Сільваном і карналлит в галіте служать індикаторами калійної і калій-магнієвої мінералізації; самородне олово, свинець і муассаніт виступають як індикатори родовищ поліметалічних руд і руд олова; пірит-арсенопірітовая вкраплена мінералізація служить ознакою на пошуки золотих руд; при пошуках родовищ п'езокварцевого сировини використовуються зміни псевдогексагональние кварцу.

Для різних типів рудних родовищ характерні певні парагенетічеськие асоціації елементів. Наприклад, для золоторудних об'єктів властиві асоціації Au з Ag, As, Bi, Тс; для ртутних Hg з Sb, As; платинових - Pt з Cr, Сі, Ni, Со, Au, Pd; для ураноносность пісковиків - U з V, Se, Мо. Тому при геохімічних пошуках родовищ визначають глобальні, регіональні, локальні параметри розподілу елементів в породах: середній вміст х (фонове для порід конкретного регіону або кларк для земної кори), дисперсія S ", показники варіації V,%, коефіцієнти концентрації Кк і накопичення КЦ. Статистичні параметри розподілу елементів і особливо S 2 , КЦ, V широко використовуються в геохімічних пошуках та прогнозуванні зруденіння на основі порівняльного аналізу їх з фоновими або кларкового значеннями, або з КЦ при виділенні потенційно продуктивних магматичних і метасоматічеських комплексів. При пошуках і прогнозуванні зруденіння використовують такі геохімічні показники як наявність в породах рудних елементів і елементів-індикаторів того чи іншого зруденіння; характер розподілу в породах петрогенних елементів; прояв рудних елементів в мінералах - геохімічних індикаторах зруденіння; характер кореляційних зв'язків між окремими хімічними елементами, їх асоціаціями та особливості зміни цих зв'язків в різних ситуаціях; зміна ізотопних відносин К, Rb, Sr, Li, Sm, Nd, Pb, S, сь, H>. Вивчення геохімічних процесів в зонах гипергенеза служить основою пошуків і прогнозу залишкових і інфільтаціонних родовищ бокситів, сілікатнонікелевих і уранових руд.

Первинні ореоли розсіювання мінералів і рудних елементів виникають під вміщають руди породах одночасно з утворенням рудних концентрацій в околорудних метасоматитах і жильних утвореннях. Ці ореоли представлені тонкодисперсними мінеральними і геохімічними асоціаціями рудних мінералів і хімічних елементів, що утворюють своєрідні "чохли" навколо рудних тіл і рудно-метасоматичні колон (рис. 47, 48, 62). Вони формуються в періоди предрудного, околорудних метасоматоза і відкладення продуктивної рудної мінералізації. За характером свого прояву - привноса, перерозподілу і винесення елементів в рудовмещающих породах - відокремлюються позитивні і негативні геохімічні ореоли. Перші створюються в умовах привноса і фіксації рудних елементів, а другі - при винесенні їх із зон околорудних метасоматоза і рудоотложенія. Відмінною характеристикою первинних (ендогенних) геохімічних ореолів служить їх зональність. Вона утворена відокремленням хімічних елементів опрсдслснного складу навколо рудних зон і рудних тіл; виділяються надрудние "а" (Ва, Sb, Hg, ТІ), околорудних "в" (Сі, Pb, Zn, Ві, Ті, ТІ, Аі, Ag, Se, As1), подрудние "з" (Ті, Ni, з, V, Mn, Cr, Mo, As2, W, Be) групи елементів (рис. 9, 12, 82, 86).

У всіх рудних полях і родовищах виявлені ореоли убогій тонкодисперсної сульфідної вкраплень навколо рудокон гролірующіх структур, рудних тіл, що оточують і супроводжуючих метасоматитов. Мінеральні тонкі вкраплення представлені піритом, халькопіритом, пирротином, арсенопіритом, сфалеритом, ґаленітом, молібденітом, гсрсдорфітом, міллерітом, бляклої рудою, тст- радімітом і іншими сульфідами, сульфосолямі, телуриду, селеніди, оксидами. Первинні геохімічні ореоли утворені халькофільнимі елементами - Сu, Zn, Pb, Ag, Mo, Ві, Ті, Se, Sn, V, Co, Ni, As, Sb, Ba, Hg, Tl, W, Be. Такі мінералогічні і геохімічні ореоли завжди розвинені в значно більших обсягах надр, ніж рудні тіла і околорудних мегасоматіти. Тому при пошуках вони виявляються в першу чергу при виконанні геохімічного випробування на значних територіях. Розміри геохімічних ореолів і геохімічних полів різні - від перших дссятков-сотсн квадратних метрів до перших кілометрів-десятків кілометрів по протяжності. За розмірами рудних виділень мінералів в ореолах В.І. Красніков [1965] розрізняє макроореоли, в яких рудні мінерали розрізняються неозброєним оком, і макроореоли, рудне речовина в яких присутня у формі мікроскопічних і субмикроскопических включень в породах.

Розміри первинних ореолів знаходяться в прямій залежності від масштабів рудних скупчень, від концентрації в них корисних компонентів і від масштабів прояву околорудних і предрудних метасоматічеських процесів. Відповідно до положення щодо денної поверхні виділяють відкриті геохімічні ореоли, тобто виходять на поверхню, і приховані, що не виходять на поверхню. Серед прихованих розрізняють сліпі (нерозкриті ерозією ореоли), поховані (перекриті чохлом алохтонних відкладень) і приховано-перекриті, що включають сліпі і перекриті ореоли.

Морфологія первинних ореолів визначається в основному геолого структурними чинниками протікання мінералообразующих процесів. Для ендогенних родовищ морфологія ореолів відповідає морфології розломів, тріщин, зон тріщинуватості і рассланцеванія, а також підвищеної ефективної пористості порід. У рудних полях ореоли частіше розміщуються згідно з метасоматическими і рудними тілами.

: Зональність розподілу елементів в ореолі вольфрам-молібленового родовища  (по С.Г.Петровской

Мал. 84: Зональність розподілу елементів в ореолі вольфрам-молібленового родовища (по С.Г.Петровской.

А. М. Спиридонову, Ю. М Страгісу):

1 - порфірити, 2 - кремнисто-карбонатні породи, 3 - граніти Pz, 4 - контури тіл граніт-порфірів. виходять на поверхню (а) і прихованих (б), 5-14 - поля розвитку асоціацій елементів з коефіцієнтами контрастності більше 10

Ця тенденція справедлива як для крутопадающих, так і пологопадающих рудно-метасоматичні зон-колон і окремих рудних тіл. Згідне розвиток ореолів в просторі виявляється на родовищах з жильними, штокверкового і прожілково-вкрапленнями рудними покладами. Іноді навколо рудних тіл пологого залягання у вигляді оторочек і Апофіз з'являються крутопадающие геохімічні ореоли, сформовані в поперечних, кососекущіх тріщинах, розломах, зонах інтенсивної тріщинуватості порід. Це так звані інфільтраційні ореоли, що виникли під впливом флюідопотоков. Морфологія і розміри дифузійних ореолів неоднакові для компонентів розчинів в різних фазах. Елементи, що переносяться в рідкій фазі, утворюють ореоли, розвинені у мінералізованих тріщин, рудних тіл, оторачівая їх. Потужність таких дифузійних геохімічних ореолів від перших сантиметрів до десятка метрів і залежить від проникності рудовмещающих порід. Hg, I, Вг, мігруючі в газовій фазі, створюють більші за розмірами ореоли (до 200 м і більше) в висячих боках або в головній частині рудних зон, рудних тіл.

Найважливішою особливістю будови первинних ореолів є їх зональність (рис. 12, 23, 48, 84-87). Вона створюється закономірним зміною в просторі складу і концентрації елементів в міру віддалення від родовищ і рудних тіл. Наприклад, на родовищах вольфрам-молібденового формації первинні ореоли по вертикалі досягають 0,8 ... 1 км. У ореолах відзначається зміна епіцентрів концентрації елементів за схемою: Mo-W, Bi, Bc-Cu (ріс.84). На сульфідних родовищах S, Cl, Br, Hg, As, Sb, Mo поширюються більш широко в порівнянні з Au, Sn, З, Ag, Zn, Be.

Зміна в піриті III генерації з глибиною кварц-золото-сульфілной жили Каскадної змісті елементів-домішок, адитивного геохімічного показника

Мал. 85. Зміна в піриті III генерації з глибиною кварц-золото-сульфілной жили Каскадної змісті елементів-домішок, адитивного геохімічного показника (КГЗ) ' мультиплікативний геохімічних показників з метасоматнческіх колонок (К1-К3- внутрішніх зона, К4-К6- зовнішній зона) і ізотопного показника складу сірки

По відношенню до рудному тілу виділяють осьову, поздовжню і поперечну зональність. Осьова зональність виявляється у напрямку передбачуваного руху рудообразующих розчинів. Поздовжня геохимическая зональність спрямована по простяганню покладів, а поперечна зональність визначається хрестом простягання рудних тіл і рудно-метасоматичні зон. Крім того, виділяються раніше відмічені надрудние, околорудних і подрудние геохімічні ореоли (групи елементів). Вертикальний діапазон таких ореолів досягає сотень метрів і навіть 3-4 км.

Узагальнений ряд зональності елементів на рудних родовищах, за даними С.В. Григоряна і Л.Н.Овчіннікова, від подрудних до надрудним ореолам представлений в такому вигляді - W-Be-Sn-U-Mo-Ni-Bi-Cu-Au-Zn-Pb-Ag-Cd-Hg-As-Sb- Ba-I. Розрахунок рядів зональності елементів виконується по кластер-аналізу, парагенезісов елементів, по кореляційному ознакою. Для виявлення коефіцієнтів вертикальної зональності рекомендуються такі формули:

або

де ПМІ і ПСІ - твір продуктивності або середніх змістів в ореолах по надрудним елементів, a ПMj і ПCj - то ж для подрудних елементів.

Геохимическая зональність Боко-Васільсвского рудного поля

Мал. 86. Геохимическая зональність Боко-Васільсвского рудного поля

  • (По А.Ф.Коробейнікову і ін.):
    • 1 - аподунітовие серпентиніти, 2 - апосерпентіннтовие лнетвеніти, 3 кварц-карбонат-ссріцітовая фация березнтов, 4 - кварц-карбонат-

хлоритові фация березитов, 5 - кварц-каліцтва фация березитов

Зміна середніх змістів елементів-домішок в мирт руд контактово-мегасоматіческого (а) і гидротермально-жильного (б) родовищ золота палеозойских орогенов

Мал. 87. Зміна середніх змістів елементів-домішок в мирт руд контактово-мегасоматіческого (а) і гидротермально-жильного (б) родовищ золота палеозойских орогенов

Зміна концентрації елементів-домішок в березитов і жильних рудах різних горизонтів Каскадного золоторудного родовища в черносланцевой товщі  (по А. Ф.Коробейнікову)

Мал. 88. Зміна концентрації елементів-домішок в березитов і жильних рудах різних горизонтів Каскадного золоторудного родовища в черносланцевой товщі (по А. Ф.Коробейнікову)

Зміна мультиплікативний коефіцієнтів концентрації мікроелементів по горизонтах того ж родовища (К) і Андріївської жили (А)

Мал. 89. Зміна мультиплікативний коефіцієнтів концентрації мікроелементів по горизонтах того ж родовища (К) і Андріївської жили (А)

При суміщенні в просторі різних за складом і умовами локалізації руд виникають складні комбіновані, іноді поліформаціонние ореоли з ускладненими рядами зональності елементів (рис. 8, 14, 88, 89).

Практичне значення зональності первинних ореолів визначається тим, що вона дозволяє оцінювати рівень перетину ореолу, його природу, прогнозувати не тільки наявність прихованого зруденіння, а й визначати положення можливого рівня його локалізації (рис. 15, 88, 89).

Отже, первинні ореоли тонкодисперсних мінералів і рудних елементів найбільше значення придбали при пошуках і прогнозуванні рудних полів, родовищ, які не виходять на денну поверхню. Їх використання в геохімічних методах пошуків істотно підвищує ефективність пошукових робіт.

Вторинні ореоли і потоки розсіювання рудних мінералів і елементів виникають при руйнуванні родовищ корисних копалин і їх первинних ореолів під впливом фізичного і хімічного вивітрювання з подальшим переміщенням і розсіюванням рудного речовини. Прогнозно-пошукова значимість вторинних ореолів визначається тим, що вони мають розміри, які набагато перевищують обсяги рудних тіл, і дозволяють легко знаходити рудні об'єкти. Тому вторинні ореоли і потоки розсіювання корисних мінералів і рудообразующих елементів віднесені до прямих пошуковим ознаками. Вони виникають на родовищах будь-якого мінерального складу і генетичного типу і формуються в грунтах, пухких відкладеннях, в грунтових і поверхневих водах, рослинах, в грунтовому і при поверхневому повітрі. Це відображає їх унікальність як прямих ознак зруденіння і створює широкі можливості для реалізації пошуків промислових скупчень корисних копалин (рис. 90).

Основні типи вторинних ореолів розсіювання  (по В.В.Полікарпочкіну)

Мал. 90. Основні типи вторинних ореолів розсіювання (по В.В.Полікарпочкіну):

1 - рудне тіло в розрізі; 2 - корінні породи; 3 - місцеві і 4 - приносних пухкі відкладення; 5 - залишкові і 6 - накладені ореоли розсіювання

Залежно від процесів руйнування і фазового стану продуктів розсіювання вторинні ореоли і потоки розсіювання поділяються на механічні, водні (гідрохімічні), газові (атмохимічеськие) і біохімічні. Механічні їх різниці утворюються при вивітрюванні руд і первинних ореолів, складених хімічно стійкими мінералами. За крупності і агрегатному стані продуктів руйнування вони діляться на великоуламкові - рудні уламки, валуни, галька розміром до десятків сантиметрів в діаметрі серед елювіально-делювіальних, річкових і льодовикових відкладень; шляхових або мінералогічні - розміри рудних зерен важких фракцій пухких утворень від десятих часток до перших міліметрів; Точка-дисперговані - розміри рудних зерен соті і тисячні частки міліметра.

Сольові ореоли і потоки розсіювання формуються в результаті хімічних процесів розкладання, розчинення, перенесення, переотложения речовини в навколишніх породах у вигляді елементів і їх солей [Пошуки і розвідка ..., 1977; Каждан, 1984; Коробейников, Кузебний, 1998]. Солі, розчинені у водах, в одних випадках переносяться на значні відстані від рудних тіл, а в інших залишаються поблизу рудних зон. Випадання солей з розчину відбувається при змінах pH, Eh розчинів, при пересичені їх випаровуванням, при обмінних реакціях з середовищем, сорбційними ефектами. У природних умовах сольові ореоли поєднуються з механічними. У формуванні таких литохимических ореолів і потоків розсіювання беруть участь механічна і хімічна дезінтеграції і розсіювання рудного речовини, а також біогенна акумуляція його в верхньому грунтовому шарі пухких відкладень.

Найбільш високі концентрації металів в литохимических ореолах розсіювання пов'язані з дрібною фракцією пухких відкладень (менше 1 мм), здатної до накопичення тонкодіспергірованного рудного речовини і акумуляції його з розчинів при сорбції, коагуляції, біогенного накопичення. Морфологія і внутрішня будова вторинних литохимических ореолів визначаються типом ореолів, особливостями складу і будови пухкого покриву, рельєфом місцевості, станом і формою рудних тіл, а їх зміст та інтенсивність - типом і якістю руйнуються руд. Протяжність таких ореолів в гидросети оцінюється в 1-5 км [Красніков, 1965].

Потоки вторинного розсіювання рудного речовини виражаються у вигляді сорбції на органіці і глинистих частинках найтонших мінеральних форм (соті-тисячні частки міліметрів). В результаті утворюються концентрації рудних елементів, що перевищують геохімічний фон елементів в десятки разів. Приєднуючись до вторинних геохимическим ореолам, вони поступово втрачаються в шлейфі пухких відкладень з фоновим розподілом металів. Протяжність потоків вторинного розсіювання рудного речовини становить 1-4 км. За ним можна простежувати сольові ореоли в руслах пересохлих видатків, виявляти тонкодисперсную форму розсіювання стійких рудних мінералів і відшукувати механічні та селеві потоки розсіювання.

Гідрохімічні ореоли і потоки розсіювання знаходяться в поверхневих і підземних водах з підвищеними концентраціями щодо фонових змістів рудних елементів і їх супутників. Такі ореоли утворюються за рахунок розчинення і виносу хімічних елементів і їх з'єднань з рудних тіл і супроводжуючих первинних і вторинних ореолів розсіювання (рис. 13, 91). Гідрохімічні ореоли виявляються в багатьох родовищах кольорових, рідкісних, благородних і редкометалльних елементів, особливо з сульфідним складом руд. Такі руди легко руйнуються в зоні окислення з утворенням легко розчинних сульфатів.

Зональність гідрохімічних ореолів над прихованою мідно-колчеданних поклади (розріз)  (по С.В. Григоряну і ін.)

Мал. 91. Зональність гідрохімічних ореолів над прихованою мідно-колчеданних поклади (розріз) (по С.В. Григоряну і ін.):

1 - теригенні породи, 2 - конгломерати, 3 - розривні порушення, 4 - колчеданна поклад, 5 - ізолінії підвищених концентрацій елементів в фунтових водах; 6 - шляхи руху підземних вод. I - група надрудних ореолів Zn + Pb + Ba; II - група околорудних ореолів Ba + Cu + Zn + Mo + Pb; III - група подрудних ореолів Co + Bi + Cu + Zn + Pb + Mo

У ореолах змісту елементів збільшуються на 1-2 порядки в порівнянні з їх фоновими концентраціями. Наприклад, для міді і цинку змісту становлять 6 ... 8-10 4 г / л, а поблизу рудних тіл навіть 1-10 -1 г / л і більше. Утворенню водних ореолів розсіювання елементів сприяють:

> Наявність зон окислення і ступінь їх опрацьованості;

> Інтенсивність водної міграції елементів;

> Сприятлива геологоструктурного обстановка, що сприяє активному і тривалому проникненню вод в рудні зони і околорудних ореоли мінералів, елементів;

> Інтенсивність вміщають порід, що перешкоджає осадженню елементів з розчинів шляхом їх міграції.

ІПротяженность гідрохімічних ореолів для міді, цинку, молібдену, урану, найбільш рухливих в зоні гіпергенезу, може досягати багатьох кілометрів.

Атмохимічеськие ореоли являють собою продукти локального збагачення ґрунтового повітря та приповерхневого шару атмосфери паро- і газоподібними сполуками металів, пов'язаними з корисними копалинами. Вони утворюються в результаті хімічних перетворень руд сульфидного, ртутьсодержащего складу. До цієї ж групи належать ореоли радіоактивних руд і ореоли йоду. Газові ореоли виразно проявляються над родовищами вугілля, нафти і власне газовими скупченнями - горючі гази, гелій, вуглекислий газ, пари ртуті, йоду. Значна кількість газів ССЬ, СО, СН4, Hi, SO2 і ін. Пов'язано з глибинними структурами земної кори і мантії. Такі структури (лінеаменти, Рифт, зони глибинних розломів) нерідко виявляються рудоносними.

При пошуках і прогнозуванні рудних родовищ найбільш ефективно використовуються газортутні ореоли [Фурсов, 1983]. Встановлено, що вміст вільних парів ртуті в грунтової атмосфері над промисловими рудними об'єктами від 2 до 50 разів і більше вище фонового. Глибина можливого виявлення прихованих руд досягає 1 км. Газові ореоли дозволяють виявляти не тільки великі рудоносні структури, а й конкретні родовища багатьох корисних копалин. Це і визначає високе значення газових ореолів як ефективного пошукової ознаки рудоносности (рис. 92, а, б).

а. Газортутні ореоли на Берегівському поліметалічних родовищі в Закарпатті  (по В.З. Фурсову)

Мал. 92-а. Газортутні ореоли на Берегівському поліметалічних родовищі в Закарпатті (по В.З. Фурсову):

1 - щебнисто-глиниста кора вивітрювання; 2 - ріоліти; 3 - ріолітового туфи; 4 - аргіліти, алевроліти, пісковики; 5 ріолітового туфи середнього горизонту; 6 брекчия; 7 - рудні тіла; 8 - розриви; 9 - графіки змістів парів ртуті в грунтовому повітрі (п-10 * мг / л)

Газортутні ореоли на Узельгінском мідно-Колчедан родовищі Південного Уралу  (по В.З. Фурсову)

Мал. 92-6. Газортутні ореоли на Узельгінском мідно-Колчедан родовищі Південного Уралу (по В.З. Фурсову):

1 - суглинки і глина; 2 андезітовиє порфірити D 2 ; 3 - ліпарити; 4 - крем'янисті сланці D 2 ; 5 - вапняки D 2 ; 6 - дайки габбро-діабазів; 7 - рудні тіла; 8 - графік змістів парів ртуті в грунтовому повітрі за спостереженнями 29.06.73 р .; 9 - то ж за спостереженнями 2.07.73 р після дощу

Біохімічні ореоли розсіювання являють собою ділянки розвитку рослин і їх залишків, що несуть підвищені вмісту хімічних елементів. властивих підстильним родовищ і супроводжуючим їх первинним і вторинним ореолом розсіювання (рис. 9, 93).

Розподіл свинцю і барію в грунтах і золі рослин одного з ділянок свинцево-цинково-баритового родовища  (по А.Л. Ковалевському)

Мал. 93. Розподіл свинцю і барію в грунтах і золі рослин одного з ділянок свинцево-цинково-баритового родовища (по А.Л. Ковалевському).

I еолові піски; 2 - карбонатізірованіие глини Павлодарської свити; 3 - засолені глини аральской свити; 4 - глини акчійской свити; 5 - мстасоматічсскіс тіла бариту з поліметалічних рудами; 6 - крем'янисті барітізірованние породи верхнього фамена; 7 - углисто-кремністо- карбонатні породи того ж віку; 8 - дайки; 9 - межа кори вивітрювання

Пошуки рудних об'єктів за певними видами рослин, які ростуть і використовують хімічні елементи для свого зростання називають фітогсохімісй, а по їх залишкам - торфогсохімісй. Для пошуків зазвичай використовуються безбарьер- ні рослини, які накопичують рудні елементи лінійно-пропорційно змістів їх в живильної середовищі в сотні і тисячі разів вище місцевого фону - береза, хвойні дерева, полин, мох, лишайники та ін. Є група рослин практично безбар'єрного типу, дають наближено-кількісну інформацію [Ковалевський, 1984]. Морфологія і розміри біохімічних ореолів розсіювання металів зазвичай відповідають параметрам литохимических ореолів розсіювання. Глибина можливого виявлення рудних скупчень по фітогеохіміі в сприятливих геологічних умовах і при наявності атмохімічсскіх ореолів досягає 0,5-1 км.

Як різновид біохімічних ореолів вважаються мікробіологічні ореоли елементів, які формуються в залежності від розподілу і видів тіонових бактерій при використанні ними сульфідних руд в якості поживних середовищ. Зональний розміщення таких мікроорганізмів в системі вода-порода використовується для оцінки сульфідоносності територій, для уточнення положення можливих прихованих рудних тіл в районах з відомим сульфідним оруденением.

Мікробіологічне випробування дозволяє відрізняти породні геохімічні аномалії від рудних і більш точно оконтурювати рудоносні ділянки під наносами.

Фізико-хімічні (термобарогеохіміческіе) дані характеризують ореоли гидротермального "пропарювання" ендогенних родовищ на основі вивчення декрепітаціонной активності порід (ДА) і визначення параметрів рудообразующих розчинів у флюїдних включеннях в мінералах руд і околорудних ме тасоматітов. Ендогенні ореоли пропарювання, представлені ділянками насичення мінералів вторинними газорідку включеннями, відображають зону опрацювання вміщають порід рудообразующего розчинами (рис. 94-96). Розміри таких ореолів ТАК в 4 .. 10 разів перевищують параметри рудних тіл, а декрепітаціонная активність порід ореольних полів в 5 ... 10 разів вище фонової [Коробейников та ін., 1977 р]. Одночасно вивчається склад, температура, тиск флюїдних включень, що дозволяють реставрувати склад і властивості мінералообразующих розчинів. При пошуках і оцінці прихованого зруденіння особливого значення набуває аналіз внутрішньої будови декрепітаціонних і геохімічних ореолів. Він дозволяє визначати тип і тренди зональності і оконтурювати найбільш перспективні ділянки рудоносної площі.

Геолого-геохнміческій розріз через золоторудноє родовище (за складом фульватно-гуматного комплексу грунтів)  (по Л.В. Антропова)

Мал. 94. Геолого-геохнміческій розріз через золоторудноє родовище (за складом фульватно-гуматного комплексу грунтів) (по Л.В. Антропова):

1 - елювіально-делювіальні покрив (60м), 2 - порфірити. 3 - зони брекчірованія в порфіритів. 4 - розриви, 5 - рудна зона, 6 - крива розподілу відносин Аі / С, 7 - криві розподілу відносин Сі / С і As / C

Розподіл золота (Аu) і декрепітаціонная активність (ДА) кварцу в ліственітізірованних скарнах Тарданского золоторудного родовища  (по А.Ф. Коробейникова)

Мал. 95. Розподіл золота (Аu) і декрепітаціонная активність (ДА) кварцу в ліственітізірованних скарнах Тарданского золоторудного родовища (по А.Ф. Коробейникова).

1 - мармури; 2 - діорити; 3 - зони магнезіальних і вапняних апатиту ліственітізірованних; 4 - криві змісту золота; 5 - криві ТАК; 4 - гірничі виробки

Геофізичні аномалії в якості прямих ознак зруденіння використовуються рідко. До них відносяться контрастні радіометричні й магнітні аномалії. Радіометричні аномалії викликаються присутністю в рудах і метасоматитах підвищених концентрацій радіоактивних елементів або наявністю в ґрунтовому повітрі газоподібних продуктів радіоактивного розпаду. Розрізняються гамма-аномалії і еманаційних аномалії - радонові, тороновие і змішані. Інтенсивність гамма-аномалій досягає значень від сотень до десятків тисяч мікрорентген на годину. Еманаційних аномалії - це ділянки з підвищеним вмістом радіоактивних еманацій в грунтовому повітрі (десятки-тисячі еман) в порівнянні з фоновими значеннями. Вони свідчать про наявність на ділянці скупчень урану, радію, торію і калію і дозволяють виділяти рудоконтролюючих структури. До тієї ж групи належать аномалії, отримані гамма-нейтронним (відображають руди берилію), нейтронно-активаційний (фіксують зони флюоритової мінералізації), рентгено-радіометричним (для поліметалічних і золоторудних об'єктів) методами. Контрастні магнітні аномалії (тисячі-десятки тисяч гам) і комплексні магнітні-гравітаційні аномалії створюються великим скупченням магнетитових апатиту, титаномагнетитових руд і залізистих кварцитів (рис. 5, 29, 37, 39).

Сліди старих гірських робіт із залишками руди і їх переділу іноді використовуються для прогнозування і пошуків рудних об'єктів. Такі сліди гірських робіт відомі в різних регіонах Уралу, Сибіру, Алтаю, Середньої Азії, Кавказу. Стародавні розробки зазвичай зустрічаються у відомих гірничорудних районах. Це старі, значною мірою засипані пухкими відкладеннями і вкриті лісовою рослинністю кар'єри, шурфи, штольні, ухили, шахти, щілиноподібні вироблення. Це так звані "Чудские копи". Поблизу них розташовуються відвали, зазвичай вкриті рослинністю і виявляються по позитивним формам рельєфу.

Модель термометрической зональності навколо хрусталеносних жив Паміру  (по В.С. Поликовсхому і ін.)

Мал. 96. Модель термометрической зональності навколо хрусталеносних жив Паміру (по В.С. Поликовсхому і ін.):

1 - кварцити нижнепалеозойские; 2 - кварцова жила; 3 - графіки ТАК; 4 - внутрішній ореол гидротермального пропарювання; 5 - зовнішній ореол пропарювання, 6 - штольневая горизонти

Старі вироблення і їх відвали розглядаються як прямих пошукових ознак тільки в тому випадку, якщо в них виявлені рудні виходи або залишки рудного матеріалу. Нерідко в таких гірничорудних районах по берегах річок, струмків і в сочленяющихся з ними логах виявляються сліди стародавнього металургійного переділу руд - розвали плавильних печей, шлаки і деревне вугілля. Шлаки іноді простежуються в річкових відкладеннях на значній відстані. За характером мінералізації в рудних уламках і хімізму шлаків можна судити про тип використаних руд.

До непрямим пошуковим ознаками відносяться гидротермально змінені околорудних породи - магнезіальні і вапняні скарни, грейзени, альбітити, калішпатіти, березитов-лиственити, гумбеіти, пропилитами, ейсіти, аргіллізіти. Гідротермальної перетворення порід зазвичай передує рудоотложенію, а іноді і поєднується з ним. Околорудних метасоматіти облямовують рудні поклади у вигляді великих за розміром ореолів і підпорядковані рудоконтролюючих структурам (рис. 30, 53, 66, 69). Масштаби зруденіння і якість руд нерідко залежать від розмірів тіл метасоматитов і інтенсивності минулих околорудних гідротермальних процесів єдиного ендогенного етапу. Єдність метасоматічеських і рудних процесів зумовило виділення рудно-метасоматичні зональності. Це відображає високу пошукову значимість метасоматитов і пов'язаних з ними продуктивних гідротермалітов. За характером околорудних перетворень порід можна судити не тільки про потенційну рудоносности досліджуваного ділянки земної кори, але і передбачити склад руд і формаційний тип родовищ.

Наприклад, з магнезіально-вапняними скарнами пов'язані магнетитові, шєєлітовиє, мідні, поліметалічні, золоті і комплексні золото платіноідние, касситерітових руди; з грейзенами, альбітом-калішпатітамі поєднуються касситерит-вольфрамітовис, літій-тантал-ніобісвие, золоті рудні родовища; з березитов-лиственитов-гумбеітамі - медносульфідние, поліметалічних-сульфідні, золоторудні, золото-платіноідние, редкометалльние рудні асоціації; з пропилитами-ейсітамі-аргіллізітамі-кварцитами - золото-срібні, сульфідні, мідно-золото-порфірову і інші родовища (рис. 30, 53, 68, 69). Однак такі тісні взаємозв'язки метасоматитов і руд проявляються не завжди. Відомі випадки, коли зони скарнірованія, грейзенізаціі, березитизации-ліственітізациі порід не супроводжуються промислово значимими скупченнями руд або є абсолютно безрудними. У зв'язку з цим гидротермально змінені породи - метасоматіти - розглядаються лише як непрямого ознаки зруденіння.

Мінерали і елементи-супутники зруденіння використовуються в якості непрямих ознак потенційної рудоносности структур. Індикаторну роль можуть грати такі:

> Мінерали-супутники;

> Індикаторні мінеральні асоціації;

> Окремі типоморфні риси мінералів;

> Кількісні показники мінералів-індикаторів в міру наближення до рудних тіл;

> Співвідношення мінералів і елементів-супутників в рудах.

Найважливіше индикаторное значення мають гіпергенні мінерали зон окислення сульфідних родовищ: гідроокисли, гідрокарбонати, сульфати Fe, Сu, Pb, Zn, As, Sb, Ві, Ті, Se. Широко використовуються мінеральні асоціації безрудних фронтальних і флангових зон рудних полів, рудних вузлів, а також жильні мінерали-супутники рудних мінеральних комплексів. Наприклад, кварц, барит, флюорит, карбонати при пошуках редкометалльних і золоторудних родовищ; піропи, пікроільменітом - алмазних; хромшпінеліди - платинових; лепідолітом і різнокольорові турмаліни - редкометалльних літій-тантал-ніобієві і каситерит-вольфрамітових; пірит, арсенопірит голчастий - золоторудних і золото-платіноідних об'єктів.

З тіпоморфних ознак мінералів-індикаторів того чи іншого зруденіння особливе значення має специфічна забарвлення (кольорові турмаліни, лепідоліт різноманітних пегматитов, грейзенов; зелене забарвлення польового шпату колумбітоносних гранітів, яскраво-зелене забарвлення гранатів хромітоносних ультрабазитов і т.п.). Для рудоносних магматичних і метасоматічеських комплексів характерні підвищені концентрації рудних елементів в мінералах-супутниках тих чи інших руд. Використовуються морфологія кристалів, термолюмінесценція, термо-ЕРС, електропровідність, ізотопні співвідношення С, О2, Н2, Pb, Sm, Nd, S і інші показники (рис. 35, 55-58, 61, 68).

При оцінці геохімічних ореолів широко використовуються параметри розподілу (S 2 , К н , Кк, V) елементів-супутників руд, а також їх кореляційні співвідношення і інші геохімічні показники. Для різних формаційних і геолого промислових родовищ крім головних рудних елементів властиві елементи-супутники різного складу, що можна використовувати при прогнозуванні і пошуках того чи іншого зруденіння. Наприклад, колчеданно-поліметалічні родовища крім основних металів Сu, Pb, Zn містять елементи-супутники Au, Ag, Bi, Ті, Se, Sb, As, Hg, Cd, Zn, Ge та інші; золото-мідно-порфірові крім Сu і Mo - Bi, Ті, Se, Pt, Pd, Au, Ag, Re та інші; для золото-сульфідних крім Au, Ag, Сu Bi, Ті, As, Sb, ТІ, Se, Pt, Pd і інші. Такі комплексні ореоли основних і супутніх елементів дозволяють прогнозувати і шукати приховане оруденение і оцінювати його промислові можливості (рис. 8, 10, 11, 14, 15, 23, 25, 34, 38,46-48, 54, 62, 85-89 ).

Геофізичні аномалії є спотворені під впливом продуктивних геологічних тіл фонові фізичні поля в тому чи іншому регіоні. Вони виявляються при геофізичних роботах під впливом фізичних властивостей гірських порід і руд. Аномалії відображають неоднорідність фізичних полів і дають можливість виділяти сприятливі для локалізації зруденіння геологічні структури. Інтенсивні і контрастні магнітні та радіоактивні аномалії можуть безпосередньо вказувати на наявність рудних скупчень і тоді відносяться до прямих пошуковим ознаками. Інші типи геофізичних аномалій - сейсмічні, гравітаційні, електричні, магнітні низької та середньої інтенсивності повинні розглядатися як непрямі ознаки зруденіння. Вони дозволяють виявляти рудоносні розломи, приховані рудоносні інтрузіви, рудолокалізующіе контакти порід, великі скупчення в них залізних, хромітових, сульфідних руд (гравітаційні, електричні і магнітні аномалії) і нафтогазоносні структури (сейсмічні аномалії). Неоднорідні електричні поля і аномалії відображають контакти порід, тектонічні зони, водоносні горизонти, вугільні пласти, зони сульфідної мінералізації, що включають і промислові поклади руд. Найбільш ефективними виявляються результати комплексної інтерпретації геофізичних даних (рис. 5-7, 20, 22, 29, 39, 43,63-65).

Очевидне відображення в фізичних полях майданних і локальних метасоматитов, що вміщають продуктивну мінералізацію, дозволяє вивчити розміщення їх в просторі, встановити зональність і тим самим отримати додаткову інформацію щодо можливих проявів корисних копалин на території, що вивчається.

Ботанічні ознаки представлені рослинами-індикаторами того чи іншого зруденіння. Вони відображають обогащенность грунтів і підстилаючого пухкого покриву певними елементами. Типовими прикладами універсальних рослин-індикаторів є галмейская фіалка і галмейская якутка, повсюдно пов'язані з проявами цинкових руд. Рослина Качим Патри служить місцевим ознакою мідної мінералізації на територіях Алтаю і Тиви. Подібних рослин налічується багато десятків, але пошукова придатність їх ще недостатньо розкрита. Перелік рослин-індикаторів того чи іншого зруденіння можна знайти в спеціальних довідниках "Індикаційна ботаніка". Стимулюючий або гнітючий вплив на вигляд рослин надають багато метали. Наприклад, пишна або різко пригноблена рослинність, зміна форми і забарвлення листя, квітів можуть свідчити про наявність на площі тих чи інших корисних копалин. Рослинність помітно розріджена або відсутній зовсім над покладами багатих сульфідних, миш'якових, редкометалльних руд (рис. 9).

Геоморфологічні пошукові ознаки . До них відносяться позитивні і огріцательние форми рельєфу, що виникають уздовж рудоносних горизонтів і структур. Вони обумовлені неоднорідними властивостями до вивітрювання рудних тіл і околорудних метасоматитов багатьох ендогенних родовищ. Виникають на поверхні позитивні або негативні форми рельєфу.

Позитивні форми рельєфу утворюються в тому випадку, коли рудні тіла і мінералізовані навколишні породи мають відносно високу стійкість до вивітрювання в порівнянні з навколишнім геологічної середовищем. Вони властиві виходів рудоносних пегматитових і кварцових жив, мінералізованих метасоматичні кварцитів, окварцованние породам, мінералізованих дайкам, інтрузивним тіл, схильних до окварцеваніе. Такі геоморфологические форми виразно проявляються в степових і пустельних районах Алтаю, Тиви, Казахстану, Середньої Азії.

Негативні форми рельєфу - балки, западини, воронки, ями характерні для прихованих рудоносних структур, розташованих в зонах мінералізованих розломів, підвищеної тріщинуватості порід, контактів різнорідних товщ або рудних родовищ, що залягають серед стійких до вивітрювання гірських порід. Вони пов'язані з процесами перерозподілу мінеральної речовини при вивітрюванні первинних руд і мінералізованих порід при формуванні зон окислення сульфідних родовищ. Подібні явища виникають з утворенням рудоносного карсту в вапняках, де формуються марганцеві руди і боксити, а також продуктивні силикатно-нікелеві кори вивітрювання по ультрабазитами. Типові приклади знаходяться на Уралі, в Середній Азії, в Новій Каледонії і інших регіонах Росії і зарубіжжя.

Більш складні комбіновані форми рельєфу виникають в рудоносних стратифікована масивах базит-гипербазитов, в інтрузивами центрального типу, в кальдерах і трубках вибуху. Найбільш контрастно геоморфологические пошукові ознаки виражені в зрілому рельєфі, де ефект, викликаний різною стійкістю порід і руд до вивітрювання, посилюється факторами часу.

Археологічні дані відносяться до непрямих ознаках рудоносности. Вони свідчать про розвиток гірського промислу в минулому: знахідки гірського

інструменту і відповідних предметів побуту людей. Важливі історико географічні відомості містяться в назвах гір - гора Магнітна, Залізна гора - Темір Тау, Олов'яне сопка. Золота долина; річок - Золотий Ключ, Свинцевий лог, Кан-Сай-рудний яр і населених пунктів - Слюдянка, Тсмір-Тау, Білогірськ, Солікамск, які пов'язані з проявами відповідних корисних копалин.

В даний час значення цих пошукових ознак значною мірою втрачено.

 
< Попер   ЗМІСТ   Наст >