Требования по составлению карты рудоносности зон гипергенеза масштаба 1: 1 000 000 в комплект Госгеолкарты-1000

МИНИСТЕРСТВО ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО НЕДРОПОЛЬЗОВАНИЮ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ УНИТАРНОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ

«ВСЕРОССИЙСКИЙ НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ

ИНСТИТУТ ИМ. А.П.КАРПИНСКОГО» (ФГУП ВСЕГЕИ)

Требования

по составлению карты рудоносности зон гипергенеза

масштаба 1:1 000 000 в комплект Госгеолкарты-1000

(третьего поколения)

Редакционная коллегия:

В.Р. Вербицкий, Т.Н. Зубова, А.К. Иогансон, Е А. Киселев, В.П. Кириков,

А.Н. Мельгунов, Ю.Б. Миронов, В.П. Феоктистов, Т.В. Чепкасова

Санкт-Петербург

2005

Требования составлены во ВСЕГЕИ коллективом авторов: Г.М. Шор, В.В. Старченко, Е.П. Миронюк, В.Е. Кудрявцев, Н.М. Радюкевич, В.Д. Алексеенко и Р.В Шипов (ФГУП ВСЕГЕИ).

Одобрены Научно-редакционным советом по геологическому картографированию территории Российской Федерации Федерального агентства по недропользованию (НРС Роснедра). Протокол Бюро НРС от 10 июня 2005 г. № 11.

Утверждены Управлением геологических основ, науки и информатики Федерального агентства по недропользованию России (протокол НТС Роснедра от

2006 г. №

СОДЕРЖАНИЕ

Введение. 2

1. Общие сведения о зоне гипергенеза. 2

1.1 Определение понятия «зона гипергенеза». 2

1.2 Общие особенности зоны гипергенеза и геологические факторы, их определяющие. 2

1.2.1 Климатические условия. 2

1.2.2 Тектонический режим.. 2

1.2.3 Состав пород. 2

1.2.4 Современные и былые зоны гипергенеза и особенности проявления гипергенных процессов в докембрийские эпохи. 2

1.2.5 Специфика развития гипергенных процессов в пределах главных геологических структур – разновозрастных складчатых областей, щитов и чехлов платформ. 2

1.3 О рудообразовании в зоне гипергенеза. 2

1.3.1 Предпосылки формирования рудообразующих систем в подзоне выветривания. 2

1.3.2 Предпосылки формирования рудообразующих систем в подзоне глубокой циркуляции подземных вод атмосферного питания. 2

1.3.3 Формирование рудных ассоциаций в подзоне континентальных отложений. 2

1.3.4 Некоторые дискуссионные вопросы в проблеме изучения гипергенных образований. 2

2. Типы гипергенных месторождений. 2

2.1 Остаточные месторождения (I) 2

2.1.1 Остаточные месторождения, связанные с глинистыми корами выветривания. 2

2.1.2 Остаточные месторождения, связанные с латеритными и каолиновыми корами выветривания. 2

2.1.3 Рудные шляпы минеральных месторождений и зоны окисления сульфидных месторождений. 2

2.2 Инфильтрационные месторождения (II) 2

2.2.1 Грунтово-инфильтрационные месторождения. 2

2.2.2 Пластово-инфильтрационные месторождения. 2

2.2.3 Трещинно-инфильтрационные месторождения. 2

2.2.4 Карстово-инфильтрационные месторождения. 2

2.3 Инфильтрационные месторождения сложного генезиса (эксфильтрационно-инфильтрационные, III) 2

2.3.1 Гидротермально-инфильтрационные месторождения имского и оловского типов. 2

2.3.2 Месторождения стрельцовского типа. 2

2.3.3 Месторождения, локализованные в зонах структурно-стратиграфических несогласий 2

2.3.4 Месторождения, связанные с процессами сернокислотного выщелачивания. 2

2.4 Эксфильтрационные месторождения. 2

2.5 Россыпные месторождения. 2

2.6 Техногенные месторождения. 2

3. Типовые геодинамические обстановки локализации гипергенных месторождений. 2

4. Требования и методика составления карты рудоносности зоны гипергенеза масштаба 1:1 000 000. 2

Заключение. 2

Использованная литература. 2

Приложение 1. Проект легенды карты рудоносности зоны гипергенеза масштаба 1:1 000 000. 2

Введение

Среди месторождений рудных и нерудных твердых полезных ископаемых гипергенные месторождения занимают особое положение. Оно определяется: 1) наибольшей доступностью этих месторождений для комплексного изучения и отработки, в связи с их приуроченностью, как правило, к приповерхностной части земной коры; 2) нередко продолжающимися в настоящее время процессами рудообразования, что создает большие возможности для их глубокого изучения и разработки высокоэффективных методов прогнозирования и поисков; 3) возможностью применения для отработки одного из наиболее рентабельных современных технологических методов – метода скважинного подземного выщелачивания и весьма рентабельного метода скважинной гидродобычи; 4) наличием в составе гипергенных крупных и уникальных месторождений, определяющих минерально-сырьевую базу отдельных регионов и в ряде случаев отдельных стран.

Направление исследований, связанное с составлением карты рудоносности зоны гипергенеза, новое. Оно не предусматривалось в работах по Госгеолкарте 1000/1 и 1000/2, в связи с чем опыт ее составления отсутствует. Работа имеет в значительной степени пионерский характер.

Сложности в изучении проблемы рудоносности зоны гипергенеза связаны с отсутствием единого представления об объеме и строении самой зоны. Именно эти особенности определяют состав заключенных в ней рудных объектов. Представления о связи зоны гипергенеза со сферой деятельности агентов гипергенеза позволяют включить в ее состав не только рудные объекты, приуроченные к коре выветривания, но и широкий круг месторождений, сформированных в области миграции важнейшего агента гипергенеза – подземных вод атмосферного происхождения, в т.ч. содержащих растворенный биогенный кислород.

Перед настоящими требованиями были поставлены следующие задачи:

1. Собрать, обобщить и проанализировать фактические материалы по рудоносности зоны гипергенеза.

2. Разработать типизацию рудных объектов зоны гипергенеза с учетом типовых обстановок их локализации и генетических особенностей рудообразования.

3. Обосновать подходы и разработать методику составления карты рудоносности зоны гипергенеза.

Предлагаемые «Требования …» составлены по инициативе зав. отделами Е.П. Миронюка и В.В. Старченко, авторами главным н.с. Г.М. Шором и ведущим н.с. В.Е. Кудрявцевым, при участии старшего н.с. Н.М. Радюкевича, ведущего инженера В.Д. Алексеенко (раздел 4) и инженера I кат. Р.В. Шипова (разделы 3, 4). Они апробированы на рабочем совещании по проблемам создания комплектов Госгеолкарт РФ-1000 третьего поколения 4-6 марта 2003 г. и на предприятии «Красноярскгеолсъемка» (24 июля 2003 г.).

Авторы считают своим приятным долгом выразить искреннюю признательность заведующим отделами геологии и полезных ископаемых Восточной Сибири Е.П. Миронюку и методики поисково-съемочных работ В.В. Старченко и заместителю Генерального директора ВСЕГЕИ Е.А. Киселеву за представленную возможность участвовать в работах по гипергенному направлению, а также ответственным исполнителям листов во ВСЕГЕИ, в ФГУП «Красноярскгеолсъемка» и руководителям последнего за консультации и помощь в сборе и анализе фактических материалов. Авторы благодарят руководителя проекта В.Р. Вербицкого за поддержку и оперативную помощь в решении текущих вопросов, а также В.В. Старченко, взявшего на себя труд по редактированию рукописи.

1. Общие сведения о зоне гипергенеза

1.1 Определение понятия «зона гипергенеза»

Понятие «гипергенез» введено А.Е. Ферсманом для определения совокупности геохимических процессов, происходящих в приповерхностной части земной коры. Существенная схематичность определения термина привела к различным его толкованиям разными исследователями.

В 1995 г. коллективом авторов под руководством Б.М. Михайлова опубликована первая обстоятельная сводка, содержащая описание различных «продуктов» зоны гипергенеза, классифицированных в соответствии с его представлениями. Наличие этой работы, представляющей собой методическое пособие по геологической съемке зон гипергенеза позволяет сосредоточить внимание на некоторых новых представлениях об условиях образования и минерагении зоны гипергенеза, основанных на анализе известных, в том числе вновь открытых гипергенных месторождений, характеристика которых приведена в соответствующих разделах настоящих «Требований …».

Наибольшие вклады в изучение процессов гипергенеза связаны с именами А.Е. Ферсмана, В.И. Вернадского, Б.Б. Полынова, И.И. Гинзбурга, А.М. Цехомского, Б.М. Михайлова, В.П. Петрова, В.В. Добровольского и др. Изучению минерагении зоны гипергенеза посвящены работы С.С. Смирнова, В.Н. Холодова, Ф.В. Чухрова, А.И. Перельмана, Е.М. Шмариовича и др. исследователей.

Зона гипергенеза, уникальная по рудонасыщенности, качеству и разнообразию минеральных месторождений, является, по-существу, единственным источником высококачественных руд алюминия, каолина, важным поставщиком богатых руд железа, марганца, силикатного никеля, керамических и огнеупорных глин, крупных россыпных месторождений титана, благородных и некоторых редких металлов, драгоценных камней и других полезных ископаемых. В зоне гипергенеза обнаружены уникальные по запасам и качеству руд урановые месторождения, крупные месторождения меди и золота. Исследования последних лет свидетельствуют об участии гипергенных процессов в образовании многих месторождений, ранее относившихся к категории эндогенных гидротермальных.

В настоящих «Требованиях …» под зоной гипергенеза понимается приповерхностная часть земной коры, в пределах которой происходит постоянное взаимодействие атмосферы и гидросферы с литосферой при участии биогенных факторов и постоянном неравномерном энергетическом обеспечении, в условиях относительно низких температур и давлений.

Приведенное определение понятия «зона гипергенеза» обусловливает необходимость отнесения к производным этой зоны различных продуктов континентального литогенеза, т.к. их образование является результатом взаимодействие литосферы, гидро-, атмо- и биосферы.

Глубина возможного распространения продуктивных гипергенных процессов определяется глубиной проникновения инфильтрационных потоков подземных вод атмосферного происхождения в гидродинамических зонах свободного и затрудненного водообмена. Она может достигать двух километров в депрессионных струтурах эпиплатформенных орогенов и суборогенных поясов (восток Туранской и юго-восток Западно-Сибирской молодых плит).

Основная часть океанических блоков практически изолирована от атмосферных агентов, в значительной степени определяющих содержание гипергенных процессов, мощной толщей морских вод. Геохимические процессы, происходящие в приповерхностной части океанических блоков, принципиально отличаются от тех, которые происходят в зоне гипергенеза континентальных блоков.

Особые условия в зоне гипергенеза континентальных блоков создаются на участках проявления вулканических процессов и образования импактных структур, где взаимодействие сфер происходит в условиях повышенного теплового режима, изменений физического состояния литосферы, высокой агрессивности агентов гидро- и атмосферы, связанных с поступлением вулканогенных продуктов.

1.2 Общие особенности зоны гипергенеза и геологические факторы, их определяющие.

Ведущими факторами, определяющими причины формирования и эволюции зоны гипергенеза являются климатические условия, тектонический режим и состав пород приповерхностной части континентальных блоков земной коры.

1.2.1 Климатические условия.

Интенсивность химических преобразований горных пород и физической их дезинтеграции в приповерхностной части континентальных блоков в значительной степени определяются интенсивностью водного массообмена в зоне гипергенеза.

При относительно энергичном водном массообмене в приповерхностной части континентальных блоков в процессе климатического круговорота воды обычно не достигают химически равновесного состояния с вмещающими породами и характеризуются преимущественно низким содержанием растворенных в них компонентов. В этих случаях, особенно в условиях теплых и жарких гумидных климатов, при благоприятных геоморфологических обстановках, создаются предпосылки концентрирования более устойчивых к выветриванию компонентов горных пород в элювиальных корах выветриваниях и продуктах их переотложения, обусловленных эрозионно-денудационными процессами.

В эпохи аридизации климата, в условиях дефицита влаги в приповерхностной части континентальных блоков создаются предпосылки для возникновения фильтратов, обогащенных минеральными компонентами, особенно в условиях интенсивной солнечной радиации, более ярко выраженной в древние эпохи. Возрастание общей минерализации вод способствует испарительное концентрирование растворенных компонентов. Такие воды нередко обладают высокой химической активностью по отношению к вмещающим породам и вызывают образование в зоне гипергенеза метасоматических пород типа калькретов, силькретов, гипкретов, кварцитов и других образований, в том числе рудоносных жил, часто принимаемых за производные эндогенной гидротермальной деятельности.

1.2.2 Тектонический режим

Состояние относительного покоя тектонических блоков способствует формированию вертикльного профиля гидродинамического равновесия в зоне гипергенеза. Дестабилизация тектонического режима, вызванная относительным или абсолютным воздыманием континентальных блоков, сопровождается понижением общего и (или) регионального базиса эрозии, нарушением выработанных профилей гидрогеологического равновесия, возрастанием кинетической энергии приповерхностных гидродинамических систем и, в конечном счете, повышением интенсивности физической и химической денудации континентов, т.е. возрастанием массопереноса вещества в приповерхностной части литосферы.

Следствием воздымания должно быть раздвижение рассекающих блок глубоко проникающих трещин, достигающих уровня возбуждения поднятий. Такие трещины могут служить естественными водосборными структурами и путями миграции подземных вод в направлении к внутриконтинентальным депрессиям или стационарным водоемам.

1.2.3 Состав пород

Горные породы обладают значительными геохимическими ресурсами полезных компонентов, распределенных в породах весьма неравномерно даже в их однотипных разновидностях. Например, в одном кубическом километре интрузивных пород кислого и умеренно-кислого состава содержатся миллионы тонн титана, бария, стронция и других элементов, тысячи или десятки тысяч тоннмеди, урана, никеля, кобальта, вольфрама, молибдена и др. Таким образом, в условиях исключительной гетерогенности зоны гипергенеза, даже небольшая доля геохимических ресурсов горных пород может обеспечить при благоприятных условиях формирование крупных месторождений полезных ископаемых.

1.2.4 Современные и былые зоны гипергенеза и особенности проявления гипергенных процессов в докембрийские эпохи.

Гипергенные процессы распространены повсеместно и непосредственно зависят, как указывал А.Е. Ферсман (1934), от характера и скорости эрозии. При сильной и глубокой эрозии они проявлены очень слабо (корочки, побежалости и др.). В случае слабого механического сноса и медленной эрозии зона гипергенеза, следуя рельефу местности, может иметь значительную мощность и проникать в недра очень глубоко. А.Е. Ферсман приводит два примера – Хибины, в которых проявлено механические выветривание, и Средняя Азия, где гипергенные изменения и, в частности, кислородная поверхность проникает до глубин в 500-600 м. Тем самым в Средней Азии еще в начале 30ых
г.г. было предсказано глубокое проникновение в недра эпигенетических процессов окислительной направленности, которое подтвердилось работами Краснохолмского предприятия, ВИМСа и ВСЕГЕИ в 50ых
и начале 60ых
г.г.

Среди гипергенных процессов для целей «Требований …» наибольшее значение имеют корообразование и деятельность подземных вод атмосферного питания. Именно с этими процессами в России и за рубежом связаны наиболее важные гипергенные месторождения (Ni, Co, Mn, U, различные соли и др.).

Коры выветривания (элювий) представляют собой рыхлые продукты преобразования в зоне гипергенеза горных пород различного литологического и петрографического состава. Наибольшей мощности в десятки – сотни метров они достигают в условиях влажного и жаркого климата тропиков. В пустынях, в районах развития многолетней мерзлоты, на крутых склонах гор мощность коры выветривания – минимальная или она отсутствует.

В прошлые геологические эпохи условия, благоприятные для образования кор выветривания, возникали неоднократно. Широким распространением на территории России пользуются позднетриасовые – раннеюрские коры (Урал, юг Западной Сибири и др. районы).

На территории России известны древние докембрийские, палеозойские, мел-палеогеновые и другие коры выветривания. Древние коры выветривания не имеют сплошного распространения. Они сохранились лишь на участках, подвергшихся наименьшей эрозии.

С деятельностью подземных вод атмосферного питания связаны две группы гипергенных месторождений – инфильтрационные и эксфильтрационные. Последние связаны с зоной гипергенеза только при наличии источников рудного вещества вблизи очагов эксфильтрации подземных вод.

Наиболее крупные инфильтрационные потоки подземных вод развиваются в обрамлении эпиплатформенных орогенных структур на стыке их с осадочными (артезианскими) бассейнами. Дальность миграции инфильтрационных потоков в пластовых горизонтах артезианских бассейнов молодых платформ России - Западно-Сибирской и Скифской от подножия орогенных структур в глубь бассейнов достигает сотен километров, а на юго-востоке Западной Сибири по масштабам сопоставима с урановорудными артезианскими бассейнами Востока Туранской плиты (Кудрявцев, Шор, 2001).

Наличие зон грунтового и пластового окисления в проницаемых горизонтах верхней юры и раннего мела, концентрирующих урановое оруденение в палеодолинах юга Западно-Сибирской плиты, связывается с эпохой аридизации климата в раннем мелу и является свидетельством проявления былых эпигенетических процессов окислительной направленности.

Ярким примером гипергенных систем является галогенез, развивающийся в современную эпоху в условиях аридизации климата. Известен неогеновый, пермский, девонский и кембрийский галогенез. Древней галогенез не похож на современный (А.Л. Яншин и др.)

В этой связи уместно обратить внимание на особенности гипергенеза в докембрийские эпохи, которые существенно отличались от современных. Реконструкции обстановок докембрийского гипергенеза выполнены Б.М. Михайловым (1991; ред. 1995). Отсылая к этим работам укажем, что обязательным признаком зоны древнего гипергенеза Б.М. Михайлов считает наличие стратиграфического или структурного несогласия, а для образований поверхностного гипергенеза – соответствующего континентального перерыва. Глубокое изучение этих вопросов за рубежом – в Канаде, Австралии, ЮАР и в других районах мира связано с приуроченностью к зонам структурно-стратиграфических несогласий (ССН) в докембрии богатых и уникальных по качеству руд урановых, золото-урановых и других месторождений.

1.2.5 Специфика развития гипергенных процессов в пределах главных геологических структур – разновозрастных складчатых областей, щитов и чехлов платформ.

Развитие корообразования и деятельность подземных вод атмосферного питания определяют гипергенную минерагению в главных геологических структурах.

Корообразование проявлено в эпохи длительных континентальных перерывов, характеризующихся определенными климатическими, орографическими и геологическими условиями. Б.М. Михайлов и соавторы (1995) выделяют на территории России следующие эпохи, изученные в пределах разновозрастных складчатых областей, на щитах древних и молодых платформ.

1. Позднепротерозойская (главным образом позднерифей-вендская) проявлена на щитах Сибирской платформы, в Енисейском кряже и в Алтае-Саянской складчатой области.

2. Средне-позднедевонская (Урал, Тиман).

3. Раннекаменноугольная (восточный склон Балтийского щита, Воронежский массив и Южный Тиман). Вторую и третью эпохи, по-видимому, можно рассматривать совместно.

4. Позднетриасовая эпоха проявлена на восточном склоне Урала и в обрамлении эпипалеозойского Казахского щита. Эту эпоху, по-видимому, имеет смысл распространить на раннюю, частично среднюю юру, – время господства умеренного климата и широкого развития процессов угленакопления.

5. Меловая (преимущественно апт-сеноманская) эпоха проявлена, по-существу, на всей территории севера Евразии, исключая мезозоиды Востока России. На значительной территории юга России (Алтае-Саянская область, Енисейский кряж, Забайкалье и др. регионы) меловая эпоха может быть объединена с эоценовой и соответственно выделяться как мел-палеогеновая

6. Олигоценовая эпоха проявлена на Урале, Алтае и в Саянах.

Наложенные изменения проницаемых пород окислительной и восстановительной направленности, связанные с деятельностью подземных вод атмосферного питания широко распространены в чехлах древних и молодых платформ.

Зоны окисления разной природы выявлены и частично закартированы в водоносных горизонтах юры, мела и палеогена на юге и юго-востоке Западно-Сибирской плиты. Граница выклинивания их по простиранию превышает 1000 км, а сами зоны связаны с деятельностью крупных инфильтрационных потоков, развивающихся от подножия Алтая, Западного и Восточного Саяна.

Эпигенетические изменения восстановительной направленности имеют очаговый характер и развиты в чехле древних платформ – на Жигулевско-Пугачевском валу, юго-восточных склонах Тиманского поднятия, юго-западной окраине Главного девонского поля на Русской платформе; в пределах Иркутского амфитеатра и на юго-западном крыле Тунгусской синеклизы в чехле Сибирской платформы.

Взаимосвязь восстановительных изменений проницаемых пород с латеральным движением подземных вод проблематична. А с таким движением многие геологи связывают восстановление рудовмещающих отложений в ураноносных палеодолинах южной окраины Западно-Сибирской плиты (Халезов, 2003 и др.). В этой связи укажем, что латеральная миграция вод, отжимаемых в результате давления вышележащих пород, и ориентированная в направлении от наиболее прогнутых частей бассейнов к их окраинам, возможна только в условиях выдержанных и высокопроницаемых пластовых горизонтов. В области же сопряжения континентальных и прибрежно-морских образований, в которой находятся известные месторождения, она не имеет регионального распространения.

1.3 О рудообразовании в зоне гипергенеза.

В соответствии с задачами, поставленными перед настоящими «Требованиями …», в строении зоны могут быть выделены три подзоны, характеризующиеся различной минерагенической специализацией: выветривания, глубокой циркуляции подземных вод атмосферного питания и континентальных отложений.

1.3.1 Предпосылки формирования рудообразующих систем в подзоне выветривания.

Для этой подзоны характерно интенсивное выщелачивание легкорастворимых элементов из горных пород, что приводит к концентрированию труднорастворимых соединений и созданию в благоприятных условиях практически ценных концентраций полезных компонентов – богатых железных и марганцевых руд, силикатного никеля, бокситов, каолинов и др. видов нерудного сырья. Труднорастворимые минералы служат источником месторождений россыпей в континентальных отложениях.

В формировании рассматриваемой подзоны намечаются две четко выраженные тенденции преобразования пород. Одна из них связана с воздействием на алюмосиликатные породы подземных вод атмосферного питания с повышенной кислотностью (CO2
из атмосферы; H2
SO4
и др. за счет окисления сульфидов, HCl, HF из вулканических эксгаляций), что обеспечивает вовлечение в активную миграцию широкого круга элементов Si, Al, Ti, Cr, V и др.

Другая - обусловлена присутствием в водах зоны гипергенеза атмосферного кислорода, обеспечивающего создание в подзоне выветривания окислительной обстановки и образование гидроокислов и окислов железа, алюминия, марганца и др. элементов.

1.3.2 Предпосылки формирования рудообразующих систем в подзоне глубокой циркуляции подземных вод атмосферного питания.

Они связаны с активизацией тектонического режима континентальных блоков, вызванной их воздыманием. При этом подземные воды атмосферного питания проникают на относительно большие глубины по раздвигающимся трещинам, зонам объемного катаклаза, пластам водопроницаемых пород, русловым отложениям современных и древних водотоков и другим возможным каналам миграции и перемещаются в направлении к континентальным депрессиям и стационарным водоемам.

Движение вод по раздвигающимся трещинам, может сопровождаться образованием минеральных ассоциаций, включающих сульфиды, арсениды, оксиды и другие минералы. С миграцией кислородсодержащих металлоносных вод связано образование крупных и уникальных урановых, уран-полиэлементных месторождений, локализованных на выклинивании зон грунтового и пластового окисления.

1.3.3 Формирование рудных ассоциаций в подзоне континентальных отложений.

Эти рудные ассоциации возникают в результате активной деятельности приповерхностных гидродинамических систем и нередко пространственно тесно связаны с элювиальными корами выветривания. В этом случае они трактуются как продукты ближайшего переотложения элювиальных кор выветривания и объединяются в формацию коры выветривания (Цехомский, ред., 1974), либо относятся к образованиям поверхностного (наземного) гипергенеза (Михайлов, ред. 1995). Прямым указанием связи континентальных отложений с элювиальными корами выветривания является отчетливо выраженная зависимость металлогенической специализации осадочных толщ, распространенных в области аккумуляции осадочных толщ, распространенных в областях аккумуляции от геохимической специализации пород областей питания континентальных седиментационных бассейнов; а также наличие в континентальных отложениях россыпей минералов, устойчивых при выветривании.

1.3.4 Некоторые дискуссионные вопросы в проблеме изучения гипергенных образований.

Первый вопрос связан с эволюцией гипергенных процессов во времени. Одни исследователи считают, что образование древних досреднепалеозойских кор выветривания принципиально не отличалось от образования более молодых и в этом варианте в древних корах вполне возможно возникновение, например, таких месторождений, как бокситы. (А.В. Сидоренко и его последователи). Другая группа ученых полагает, что «процессы и продукты гипергенеза в истории Земли интенсивно видоизменялись, поэтому не может быть и речи о проведении аналогий и поисков в докембрии и даже в нижнем палеозое гипергенных месторождений, аналогичных известным среди более молодых систем» (Михайлов, ред., 1995). Нет сомнений в том, что решение этого вопроса имеет выход на прогнозирование и поиски месторождений, сформированных гипергенными процессами.

Второй вопрос сопряжен с оценкой роли эндогенных процессов в формировании зоны гипергенеза. В соответствии с термодинамическими расчетами, выполненными Гаррельсом и Крайстом (1977) и многими другими исследователями, в зоне гипергенеза обнаружены в качестве новообразований многие минеральные ассоциации, которые ранее считались однозначно эндогенными. Это позволяет при трактовке генезиса последних в ряде случаев допускать образование таких ассоциаций в гипергенных условиях и учитывать это обстоятельство при разработке предпосылок формирования и прогнозно-поисковых критериев некоторых типов месторождений, которые считаются традиционно эндогенными гидротермальными, что будет способствовать повышению эффективности прогнозно-поисковых и поисково-оценочных работ.

2. Типы гипергенных месторождений

Выделяются шесть групп месторождений зон гипергенеза (табл. 1): I – остаточные кор выветривания, II – инфильтрационные. III-я группа включает инфильтрационные месторождения сложного генезиса, сформированные с участием эксфильтрационных процессов. К той же группе принадлежат и некоторые месторождения, традиционно относимые к гидротермальным. IV-ая группа – эксфильтрационные. V-ую группу представляют россыпные месторождения. К VI-ой группе относятся техногенные месторождения.

Таблица 1

ТИПЫ ГИПЕРГЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

Группы месторождений	Классы месторождений	Типы месторождений	Примеры месторождений (м) и рудопроявлений (р)		№№ разделов
			Россия	Ближнее и дальнее зарубежье

1	2		3	4	5	6
Остаточные кор выветривания (I)	Связанные с глинистыми корами выветривания		Бентонитовые, каолиновые и др. глины	м. Зюльзинское Забайкалье	м. Сандерс-Дефайнс, США	2.1	2.1.1
			Силикатно-никелевые (с кобальтом	м-я. Верхне-Уфалейские Урал
	Связанные с латеритными и каолиновыми корами выветривания		Бокситовые	Бокситовые и каолиновые м-я. и р. западной окраины Сибирской платформы	м-я. Амангельдинского района, Тургайский прогиб, Казахстан		2.1.2
			Каолиновые (огнеупорные, керамические и др.) глины
					м. Глуховецкое, Украина
			Бурожелезняковые	м. Кедровское, м. Жемжес, Горная Шория, Алтае-Саянская область	м. Моа, Никаро, Куба
			Окисно- и карбонатно-марганцевые	м. Порожнинское, Енисейский кряж	м. Постмасбургское, ЮАР
			Силикатно-никелевые (с кобальтом)	м. Белинчинское, Салаирский кряж, Алтае-Саянская область	м. Никел-Маунтин, Орегон, США
			Магнезитовые	м. Халиловское, Урал	м. Севанской группы, Армения
			Талькитовые	м. Киргитейское, Енисейский кряж	м-я Индии
			Золоторудные	р. Кора, Алтае-Саянская область	руды в зоне окисления м. Витватерсранд, ЮАР
	Рудные шляпы месторождений		Железные	м. КМА, Воронежское поднятие	м. Кривой Рог, Украинский щит, Украина		2.1.3
			Марганцевые	м. Мазульское, Алтае-Саянская область	м. Нсута-Дагвин, Гана
	Зоны окисления сульфидных месторождений		Полиметаллические	м. Горевское, Енисейский кряж	м. Ачисай, м. Коунрад, Казахстан
			Золоторудные	м. Березовское, Урал	м. Кортец, США
Инфильтрационные, контролируемые окислительной зональностью (II)	Экзодиагенетические	Грунтово-инфильтрационные на стадии диагенеза осадков	Рудоносные низинные торфяники (U, TR)	м. Тешинское, Европейская часть России; м. Кабановское, Приуралье	м. Камышановское, долина р. Чу, Киргизия	2.2	2.2.1
			Рудоносные угли (U и спутники)	м. Бельское, м. Брикетно-Желтухинское, Мосбасс
			Рудоносные зоны в пестроцветных отложениях средне-позднепалеозойс-ких орогенных впадин: приморский (U, Mo, As), усть-уюкский (U, Mo, Se) типы	м. Приморское, м. Усть-Уюк, м. Онкажинское, Алтае-Саянская область
	Эпигенетические	Грунтово-инфильтрационные на стадии постседиментационных преобразований проницаемых пород	Рудоносные бурые угли (металло-угольный, дакотский тип) (U, Ce, Mo, Se и др.)	Вероятны в России (буроугольные бассейны)	м. Грейт Дивайд Бейсин, Вайоминг, США. м. Нижне-Илийское, Казахстан
			Рудоносные базальные палеодолины (далматовский тип) (U, Sc, TR)	м. Далматовское, Зауралье. м. Малиновское, юго-восток Западно-Сибирской плиты	м. Нингё-Тогэ, Тоно, Япония
			Рудоносные внутриформационные палеодолины (черепановский тип) (U)	м. Черепановское, м. Виноградовское, Пермское Предуралье	м-я плато Колорадо, США
			Рудоносные калькреты, гипкреты, силькреты (тип Йилирри) (U, V)	Вероятны в России	м. Йилирри, Западная Австралия; р. Кулан-Кетпес, Сары-Булак, Казахстан
		Пластово-инфильтрационные	Рудоносные границы выклинивания локальных зон пластового окисления с очагами и без очагов вторичного восстановления (кызылкумский, вайомингский тип) (U, Mo, Se, V и др.)	м. Чалгыс-Хыр, Южно-Минусинская впадина, Алтае-Саянская область	м. Учкудук, м. Сугралы, Центральные Кызыл-Кумы, Узбекистан
			Рудоносные границы выклинивания зон пластового окисления регионального распространения (чу-сарысуйский, паудер-риверский тип) (U, Se, Re и др.)	м. Михайловское, Кулундинская впадина, Западно-Сибирская плита	М. Инкай, м. Мынкудук, Чу-Сарысуйская депрессия, Казахстан
		Трещинно-инфильтрационные	На цеолитовом барьере (чикойский тип) (U)	м. Горное, м. Березовое, Забайкалье	Не известны		2.2.3
			На сульфидных барьерах (кииктальский и михайловский типы) (U)	Вероятны в России	м. Михайловское Украинский щит, Украина м. Кииктал, Кураминский хр. Узбекистан
		Карстово-инфильтрационные, инфлюационно-карстовые	На восстановительном барьере с очагами и без очагов вторичного восстановления (аризонский тип) (U)	Вероятны в России	м. Аризона I, м. Пижон, плато Колорадо, США; м. Гелен, Средняя Азия		2.2.4
			На щелочном барьере (Al)	м. Татарское, м. Мурожнинское, Енисейский кряж	м. Аркалык, Тургайский прогиб, Казахстан
Инфильтрационные сложного генезиса, сформированные с участием эксфильтрационных процессов (III)		Пластово-трещинные	Гидротермально-инфильтрационные (имский и оловский типы) (U)	м. Оловское, м. Имское	2.3	2.3.1.
			В вулкано-тектонических структурах (стрельцовский тип) (U, fl и др.)	м. Стрельцовское		м. Дорнот, м. Гурванбулак, Восточная Монголия	2.3.2
			В зонах структурно-стратиграфических несогласий (U, Au)	м. Ансах, Столбовое, Восточный Саян; м. Карку, Балтийский щит		м. Макартур-Лейк, бассейн Атабаска, Канада	2.3.3
			Связанные с процессами сернокислотного выщелачивания (Al и др.)	р., Иркутский амфитеатр		2.3.4
Эксфильтрационные, контролируемые восстановительной зональностью (IV)			Урано-битумный	м. Репьевское, Жигулевско-Пугачевский вал, Волго-Уральская область	м. Адамовское, Днепрово-Донецкая впадина, Украина	2.4
Россыпные (V)	Связанные с механогенной миграцией рудных минералов	Элювиальные	Касситерита	Долина р. Пыркакайвайям, Чукотка	2.5
		Делювиальные	Золота	На склоне Белой горы в районе Н. Амура
		Элювиально-делювиальные	Касситерита, золота	Пыркакайский узел, Чукотка
		Аллювиальные	Золота, касситерита, вольфрамита, шеелита, монацита, циркона и др. минералов	Егорьевский район на северо-западе Салаира, Томь-Колыванская зона, Джидинский район в Забайкалье, бассейн р. Бодайбо
		Озерные	Ильменитовые и цирконовые	м. Тарское, м. Ордынское, юг Западно-Сибирской плиты
		Морские	Ильменитовые и цирконовые	м. Туган, м. Георгиевское, Западно-Сибирская плита
Техногенные (VI)	Россыпные	Отвальные	Золоторудные эйфельные и галечные	Северо-западный Салаир	2.6
		Целиковые	Золоторудные недоработанные

Шесть выделенных групп охватывают практически все типы месторождений, известные на территории России, стран ближнего и дальнего зарубежья. Ряд типов месторождений (вайомингский, аризонский и др.) для России являются нетрадиционными и новыми, но обнаружение их вероятно. В предлагаемую типизацию включены такжетакие типы месторождений, которые в мире неизвестны, но возможность формирования их определяется совокупностью благоприятных геологических, геохимических и гидрогеологических предпосылок, проявленных в конкретных перспективных районах.

2.1 Остаточные месторождения (
I)

В составе этой группы выделяются три генетические класса месторождений: связанные с глинистыми корами выветривания (1), связанные с латеритными и каолиновыми корами выветривания (2) и образования, представленные рудными шляпами (3). К этому же классу относятся зоны окисления сульфидных месторождений (Татаринов, Карякин, ред., 1975).

2.1.1 Остаточные месторождения, связанные с глинистыми корами выветривания

Глинистое выветривание характерно для умеренного гумидного климата. Примером месторождений, связанных с глинистым выветриванием могут быть бентонитовые глины крупного промышленного Зюльзинского месторождения, сформированного в кайнозойскую эпоху процессами корообразования, развивавшегося по меловым аргиллитам в юго-восточном Забайкалье.

Продуктами глинистого выветривания можно считать также месторождения кобальт-никелевых руд, локализованных в площадных и линейных корах выветривания ультраосновных пород. Никелевые месторождения этого типа известны на восточном склоне Среднего Урала – Верхнеуфалейские, которые располагаются в полосе небольшой ширины, длиной около 200 км, объединяющей серпентинизированные массивы ультраосновных пород. Содержания никеля в этих месторождениях достигает 1%, кобальта – 0,4%.

2.1.2 Остаточные месторождения, связанные с латеритными и каолиновыми корами выветривания

Эти месторождения сформированы в условиях гумидного тропического климата. Примерами являются месторождения бокситов, приуроченные к реликтам мел-палеогеновых кор выветривания на западной окраине Сибирской платформы. На рудопроявлении Широкие Поляны (бассейн р. Куромба) бокситоносные гидрослюдисто-монтмориллонито-каолиновые коры выветривания развиваются по траппам. Содержание Al2
O3
в бокситах достигает 35%. В бассейне нижнего течения р. Подкаменной Тунгуски с мел-палеогеновыми корами выветривания связаны скопления каолиновых глин, иногда содержащих оолиты бокситов. Крупные месторождения каолина, огнеупорных и керамических глин, представляющих собой продукты переотложения доюрских кор выветривания, заключены в юрских отложениях Рыбинской впадины. Примером остаточных каолинов за рубежом является крупное Глуховецкое месторождение, расположенное на территории Украинского щита. В останце мезозойско-раннекайнозойской коры выветривания, развивавшейся по гранито-гнейсам на площади нескольких десятков кв. км, выделено несколько залежей каолина средней мощностью около 30 м, максимальной – более 106 м. В 70-е гг. на этом месторождении ежегодно добывалось до 1 млн. т первичного каолина (Татаринов, Карякин, ред., 1975).

В мел-палеогеновых корах выветривания, развивавшихся по карбонатным породам нижнего палеозоя, обогащенных марганцем, известно отработанное к настоящему времени Мазульское месторождение окисно-марганцевых руд, представляющее собой железную шляпу – зону окисления карбонатных руд. Мелкие проявления окисных руд марганца, возникшие в результате развития корообразующих процессов по марганценосным породам среднего кембрия, располагаются в обрамлении Северо-Минусинской впадины.

На Енисейском кряже известно Киргитейское месторождение талькитов, представляющее собой результат выветривания тальк-доломитовых руд.

Интересным примером силикатно-никелевых руд является месторождение Никел-Маунтин (штат Орегон).- единственный собственный источник никеля в США, покрывавший в 70-х гг. 7% потребностей страны (Дж.Т.Камберлидж, Ф.М.Чейс, 1973).

Выявленные два рудных тела латеритных руд, приуроченные к массиву перидотитов юрского возраста, сформированы в условиях субтропического климата и низкогорного рельефа. Содержание никеля в наиболее богатых ячеистых рудах достигает 1,49-1,78%. Основная масса никеля связана с несколькими вторичными минералами, одним из которых является гарниерит.

2.1.3 Рудные шляпы минеральных месторождений и зоны окисления сульфидных месторождений

Месторождения типа рудных шляп возникают в верхней части зоны выветривания, в том числе и в зоне окисления сульфидных месторождений.

К типу железных шляп относятся лимонитовые руды гематит-магнетитового оруденения, выявленного на правом берегу р. Шилка у сел. Мошегда, в юго-восточном Забайкалье.

С процессами древнего выветривания связывается образование богатых руд КМА и Криворожского бассейна.

Характерным примером этого типа оруденения является зона окисления сульфидных месторождений Салаира, в которых установлены повышенные содержания золота и барита.

Руды третьей залежи Горевского полиметаллического месторождения, расположенной под руслом р. Ангары, окислены и выщелочены. Широко развиты вторичные минералы – англезит, гётит, церуссит, смитсонит, мелахит, азурит.

На месторождениях свинца и цинка в хр. Б.Каратау, в Казахстане мощность зоны окисления достигает 250-350 м (месторождение Ачисай), в пределах которой в контуре первичных рудных тел развит церуссит, а цинковые руды вынесены и образуют плащеобразные залежи в породах лежачего бока месторождения (Татаринов, Карякин, ред., 1975).

2.2 Инфильтрационные месторождения (
II)

Среди инфильтрационных месторождений выделяются четыре класса, связанные с деятельностью грунтовых, пластовых, трещинных и карстовых вод, соответственно грунтово-, пластово-, трещинно- и карстово-инфильтрационные месторождения.

В составе грунтово-инфильтрационных месторождений, в свою очередь, можно выделить месторождения, которые формируются на стадии осадка (экзодиагенетические) и такие, которые образуются на стадии постседиментационных (эпигенетических, наложенных) преобразований проницаемых пород.

Для грунтово- и пластово-инфильтрационных месторождений характерны преимущественно окислительно-восстановительные, щелочно-кислотные и комбинированные геохимические барьеры. Трещинно-инфильтрационным и карстово-инфильтрационным месторождениям свойственны, как упомянутые геохимические барьеры, так и различные другие типы барьеров – цеолитовый, сульфидный (пиритовый, пирротиновый) и др.

Слабая изученность инфильтрационных месторождений в России, наряду с высокой изученностью геологического строения отдельных перспективных регионов, создает возможности для научно обоснованного прогнозирования традиционных, ряда нетрадиционных и новых типов инфильтрационных месторождений, связанных с типовыми геологическими обстановками их возможной локализации.

2.2.1 Грунтово-инфильтрационные месторождения

Среди экзодиагенетических месторождений выделяются три типа.

Первый тип – рудоносные низинные торфяники. Они приурочены к долинам рек и располагаются вблизи источников рудного вещества. Рудоносные торфяники (U, Ge, TR и другие элементы) известны в Европейской части России, в Алтае-Саянской области, на Енисейском кряже, в пределах Западной, Восточной Сибири и в других регионах.

Крупный Каринский ураноносный торфяник, площадью около 83 км2
, расположен в 35 км восточнее г. Вятка. Залежь длиной 4 км сложена бурым и черным древним осоковым торфом низинного типа мощностью 2-6 км. Содержание урана в торфе составляет тысячные-сотые доли %.

Второй тип – рудоносные угли. Примером являются Бельское и Брикетно-Желтухинское месторождения, приуроченные к углям Московского буроугольного бассейна. На Бельском месторождении уран (до 0,4%) установлен в 10 пластах углей в толще терригенных пород раннего карбона мощностью 125-235 м. Контроль ураноносных углей фациальными условиями седиментогенеза свидетельствует о возможности его накопления синхронно с рудовмещающими осадками.

Ураноносные угли широко распространены за рубежом. Впервые они были обнаружены в штатах Колорадо, Вайоминг, Дакота в США. Отсюда и их название дакотский тип.

К третьему типу месторождений относятся урановые, селен-урановые и молибден-урановые месторождения, локализованные в песчано-глинистых пестроцветных отложениях среднего-позднего палеозоя Минусинских и Тувинской орогенных впадин Алтае-Саянской области – Приморское, Усть-Уюкское, Онкажинское и др. (приморско-усть-уюкский тип).

На объектах этого типа в мезозойскую эпоху, возможно происходило перераспределение уранового оруденения, связанное с поступлением на рудные поля нефтяных углеводородов (битумов) и образованием высококонтрастных геохимических барьеров. С последними могут быть связаны наиболее богатые руды.

На приморско-усть-уюкский тип похоже урановое оруденение, приуроченное к континентальным отложениям протерозоя,

выполняющим грабены Енисейского кряжа.

Рудовмещающие породы месторождений Приморское, Усть-Уюк и др. в настоящее время литифицированы и оруденение в них мало пригодно для отработки методом скважинного подземного выщелачивания. В связи с возможностью выявления на этих месторождениях более богатого уранового оруденения, они требуют дальнейшего изучения.

К этой группе объектов, по-видимому, следует отнести и медистые песчаники раннего палеозоя ({3
) Енисейского кряжа и сопредельных районов Сибирской платформы.

На всех месторождениях трех рассмотренных типов процессы рудообразования проявляются и в постседиментационную стадию бытия рудовмещающих пород, обеспечивая полигенность и полихронность оруденения. Однако, основным этапом рудогенеза была грунтовая инфильтрация на стадии осадка (экзодиагенез). Последующие процессы – наложенная грунтовая, местами пластовая инфильтрация. Именно такой характер, по-видимому, имеет урановое и сопутствующее рудообразование в угленосных отложениях средней и верхней юры на юго-западном погружении Енисейского кряжа. Поверхностно-грунтово-инфильтрационное месторождение Новое и рудопроявление Ледяшевское связаны с процессами грунтовой инфильтрации в эпоху аридизации климата в раннем мелу. Перераспределение оруденения могло происходить в раннем палеоцене, позднем миоцене-раннем плиоцене и в четвертичную (?) эпоху.

Интересным примером наложенных урано-угольных концентраций может быть урансодержащий уголь в эоценовом бассейне Грейт Дивайд (Вайоминг, США), содержание урана в котором достигает тысячных и первых сотых долей %. Г.Н.Пипирингос (1957) указывает, что накопление урана в угольных пластах эоцена началось одновременно с образованием слаборадиоактивных песчаников формации Браунс Парк миоценового возраста, которая рассматривается в качестве основного источника урана. Процесс выщелачивания и миграции урана из этой формации достиг максимума во влажную плейстоценовую эпоху и менее интенсивно продолжается в настоящее время.

На Далматовском, Хохловском, Малиновском и других месторождениях, локализованных в базальных горизонтах позднеюрских-раннемеловых палеодолин, начальное накопление урана приближено к осадконакоплению и поэтому их формирование начинается при диагенезе осадков в условиях развития подруслового грунтового потока (Халезов, 2003). Перераспределение и формирование аккумуляций урана в дальнейшем связано с грунтово- и пластово-инфильтрационными процессами, проявленными в раннемеловую и позднеолигоцен-неогеновую эпохи аридизации климата.

На Малиновском месторождении с пострудными эксфильтрационными флюидами, поступавшими на рудное поле по зонам разрывных нарушений из фундамента, связан привнос Cr, Ni и др. элементов и, возможно, образование уранинита. Перераспределение урана на этом месторождении вероятно и в близсовременную и современную эпохи.

К этой же группе объектов относятся ураноносные палеодолины миоценового возраста, врезанные в домезозойское грунитоидное основание и перекрытые кайнозойскими базальтами (месторождения Хиагда, Вершинное и др. на Витимском плато в Забайкалье – витимский тип).

Внутриформационные палеодолины, приуроченные к верхнепермской красноцветной формации, сосредоточены в Предуралье (месторождения Черепановское, Виноградовское и др.). Урановое оруденение локализуется на границе сероцветных и эпигенетически окисленных пород и характеризуется высокими содержаниями урана – 0,01-1%. Рудогенез связывается с двумя эпохами аридизации климата – позднепермской-раннетриасовой и миоценовой. Их аналогами за рубежом могут быть месторождения плато Колорадо.

Новым генетическим типом в России является грунтово-инфильтрационное оруденение, локализованное на щелочно-кислотном(?) геохимическом барьере в палеоруслах, выполненных калькретами, гипкретами и силькретами (тип Йилирри). Его непромышленные аналоги (рудопроявления Кулан-Кетпес, Сары-Булак) выявлены на территории Центрально-Казахстанского поднятия.

2.2.2 Пластово-инфильтрационные месторождения

Эти месторождения связаны с деятельностью инфильтрационных вод гидродинамических зон свободного и затрудненного водообмена. Они формируют в пластовых водоносных горизонтах рудоконтролирующую эпигенетическую зональность окислительного типа.

Известны два типа таких месторождений. Первый тип связан с зонами пластового окисления (ЗПО), развитыми в малых депрессионных структурах. Его модификацией являются месторождения локальных ЗПО, сопряженных с очагами вторичного восстановления (кызылкумский, вайомингский тип). Второй – приурочен к выклиниванию ЗПО регионального распространения (чу-сарысуйский, паудерриверский тип). Геохимические барьеры на последнем связаны с углистым органическим веществом и продуктами его преобразования.

Первый тип в России представлен небольшим урановым месторождением Чалгыс-Хыр, расположенном в Южно-Минусинской впадине. (Металлогения…, 1997). Второй – малым месторождением урана Михайловское, связанным с региональной ЗПО в южной части Кулундинской впадины. Близширотная рудная зона этого месторождения, протяженностью до 100 км, шириной до 2 км приурочена к олигоценовым отложениям. Среднее содержание урана составляет 0,005 %, максимальное – 0,068 %.

Совершенно не изученные бурением региональные зоны окисления разной природы, имеют широкое распространение на территории Чулымо-Енисейской впадины и в сопредельных районах. Они установлены в юрских, меловых и палеоген-неогеновых отложениях.

Локальные ЗПО установлены в палеодолинах поздней юры-раннего мела – на Добровольном и Малиновском месторождениях урана.

Продуктивные локальные ЗПО выделяются на Имском и Оловском месторождениях урана во впадинах Забайкалья (Кисляков, Шумилин, 1996).

Крупные и уникальные урановые и комплексные уран-полиэлементные пластово-инфильтрационные месторождения выявлены и хорошо изучены в Центральных Кызылкумах (Узбекистан) и в депрессиях Южного Казахстана – Чу-Сарысуйской и Сырдарьинской.

2.2.3 Трещинно-инфильтрационные месторождения

Месторождения этого типа изучены в Забайкалье. Их характерными особенностями (Горное, Березовое, Дусалей) является приуроченность к зонам трещиноватости гранитоидов и впадинам, расположенным над массивами гранитоидов. Осаждение урана происходило в виде отенит-бета-уранотила и уранофана на цеолитовом барьере, сформированном в эпоху мезозойской тектоно-магматической активизации.

В ближнем зарубежье известно трещинно-инфильтрационное урановое оруденение, приуроченное к сульфидным барьерам: пиритовому (месторождения Кииктал, Чаркасар в Кураминском хребте, Узбекистан) и пирротиновому (месторождение Михайловское на Украинском щите).

Месторождения Кииктал и Чаркасар приурочены к зоне трещиноватости массива лейкократовых гранитов, проработанных процессами грейзенизации, пиритизации и альбитизации и геохимически специализированных на уран. Урановое оруденение располагается на глубине 200-300 м под зоной окисления. Черниево-сульфидные образования образуют налеты и корочки на стенках трещин. Коэффициент радиоактивного равновесия (Крр
) сдвинут в сторону урана, что указывает на продолжающееся рудообразование в современную эпоху (Кисляков, Щеточкин, 2000).

К типу трещинно-инфильтрационных месторождений могут быть отнесены богатые золоторудные залежи, локализованные в корах выветривания золотоносных пород на восстановительном геохимическом барьере – олимпиадинский тип (Калинин, 2003; Сердюк, 2004).

Имеются основания считать гипергенные процессы ведущими в формировании комплексных барит-флюорит-сидерит-бурожелезняковых месторождений с редкими землями и ураном – карасукский тип – аналог месторождений «гематитовых брекчий» Олимпик Дэм (Южная Австралия).

2.2.4 Карстово-инфильтрационные месторождения

К этому типу приконтактовых (карстовых) кор выветривания мел-палеогенового возраста могут быть отнесены месторождения бокситов (Татарское, Мурожнинское, Сохатинское и др.), выявленные на территории Енисейского кряжа.

Новым типом для территории России являются карстово-инфильтрационные месторождения урана, приуроченные к трубкам обрушения (аризонский тип). В соответствии с данными, приведенными С.С.Наумовым и М.В.Шумилиным (1995), рудообразование в этих трубках связывается с деятельностью кислородсодержащих ураноносных вод. Высококонтрастный геохимический барьер создается процессами восстановительного эпигенеза и проявлен интенсивной пиритизацией и битуминизацией рудовмещающих пород внутри самих трубок.

К этому же типу могут быть отнесены и инфлюационно-карстовые месторождения – аналоги цинкового месторождения Гелен в Узбекистане.

2.3 Инфильтрационные месторождения сложного генезиса (эксфильтрационно-инфильтрационные,
III)

В составе группы инфильтрационных месторождений (раздел 2.2) рассматривались месторождения, в формировании которых принимали участие дорудные эксфильтрационные процессы, но они не являясь рудоформирующими, обеспечивали создание благоприятных обстановок для продуктивного рудогенеза. В их числе высококонтрастные восстановительные геохимические барьеры на месторождениях, связанных с локальными ЗПО (кызылкумский, вайомингский тип) и приуроченные к трубкам обрушения (аризонский тип), цеолитовый барьер на месторождениях типа Горное в Забайкалье и др. Т.е. эксфильтрационные процессы имеют важное значение для инфильтрационного рудообразования.

К группе собственно эксфильтрационно-инфильтрационных месторождений (III) отнесено четыре типа: 1) гидротермально-инфильтрационные месторождения имского и оловского типов; 2) месторождения стрельцовского типа; 3) месторождения, локализованные в зонах структурно-стратиграфических несогласий и 4) месторождения, связанные с процессами сернокислотного выщелачивания.

2.3.1 Гидротермально-инфильтрационные месторождения имского и оловского типов

Эти месторождения характеризуются сочетанием «локального поступления к поверхности гидротермальных растворов … с достаточно интенсивной инфильтрацией поверхностных кислородных вод на глубину» (Кисляков, Щеточкин, 2000, с.322). Особо отмечается специфика локализации месторождений, характеризующаяся для Оловского – его приуроченностью к системе палеодолин, а Имского – к узлу пересечения региональных разломов. Специфичен и минералогический состав руд, проявленный, в частности, на Оловском месторождении высокой мышьяковистостью и развитием аурипигмент-диккитовой минерализации.

В целом, данные по обоим урановым месторождениям (Кисляков, Шумилин, 1996) свидетельствуют о широком временном диапазоне уранового рудообразования в мезозойскую эпоху во впадинах Забайкалья – от поздней юры (150 млн. лет) к раннему мелу (130 млн. лет) и далее к позднему мелу (80-90 млн. лет), что позволяет выделить Забайкальский регион в качестве одного из наиболее рудонасыщенных на территории России.

2.3.2 Месторождения стрельцовского типа

При гидрогенной трактовке генезиса месторождений этого типа (Кудрявцев, 1998; Яснош, 2000) одним из важнейших аргументов является наличие высокой динамической и химической активности инфильтрационных подземных вод в областях проявления вулканизма. Необходимо также подчеркнуть возникновение вслед за рудовмещающей вулканической структурой пространственно сопряженной с ней континентального седиментационного бассейна, обусловивших формирование единой гидродинамической системы. С ее эволюцией связывается развитие рудообразующих процессов. Механизм последних согласуется с имеющейся информацией по составу рудоконтролирующих изменений, типу рудоконтролирующего барьера, специфике рудоформирующих подземных вод и другими особенностями рудогенеза.

2.3.3 Месторождения, локализованные в зонах структурно-стратиграфических несогласий

Известные благороднометалльно-урановые объекты этого типа (ССН) в Канаде и Австралии относятся к числу крупных и уникальных. Поэтому понятен большой интерес к ним, который проявлен в России (Главные направления…, 2001).

Месторождения этого типа на территории России выявлены в Восточном Саяне (Ансах, Столбовое), на Балтийском щите (Карку). Перспективы на выявление месторождений типа ССН имеет Енисейский кряж (Долгушин, Кочкин, Румянцев, 2001), а в его пределах большой интерес, по мнению В.Е. Кудрявцева (2001), может представлять Ангаро-Питский синклинорий, в котором намечается структурное несогласие между сложнодислоцированной толщей нижнего-среднего протерозоя, заключающей гранито-гнейсовые купола, и пологозалегающей верхнерифейской толщей.

2.3.4 Месторождения, связанные с процессами сернокислотного выщелачивания

Это новый тип уранового и сопутствующего оруденения, прогнозируемый в чехле Иркутского амфитеатра и на сопредельных территориях (Тунгусская синеклиза и др.) Сибирской платформы.

Формирование ураноносных продуктов сернокислотного выщелачивания связывается с разгрузкой сероводородных рассолов нижнего гидродинамического этажа в эпохи мезозойского и кайнозойского (включая новейший этап) тектогенеза, окислением сероводорода, выщелачиванием урана и других элементов кислыми водами из водовмещающих пород с последующим отложением его на щелочно-кислотном геохимическом барьере (Колочков, Шор, Дитмар, 1997).

2.4 Эксфильтрационные месторождения

Классическим примером месторождений восстановительной зональности, сформированной эксфильтрационными процессами, являются пластово-трещинные урано-битумные месторождения.

Они изучены на территории Русской платформы, где выявлены на Тиманском поднятии (Бадьель), на Жигулевско-Пугачевском валу (Репьевское), в Днепрово-Донецкой впадине, на территории Украины (Адамовское и др.).

Для Репьевского месторождения имеются данные о возможности привноса урана, молибдена, селена подземными водами зоны гипергенеза к участку локализации твердых битумов в своде упомянутого вала (Николаев, 1989). Это позволяет рассматривать характеризуемую разновидность эксфильтрационных месторождений в составе объектов зоны гипергенеза.

2.5 Россыпные месторождения

Формирование россыпных месторождений связано с механогенной миграцией рудных минералов от их источника на небольшие, а нередко и значительные расстояния.

Россыпные месторождения ближнего сноса, локализованные в элювиальном покрове (элювиальные россыпи), а также в составе делювия (делювиальные россыпи) выделяются в качестве обломочных месторождений выветривания. Этим подчеркивается непосредственная взаимосвязь этих месторождений с процессами корообразования, а в целом и возможность рассмотрения их в качестве продуктов зоны гипергенеза.

Аллювиальные россыпи, формирующиеся в процессе ближнего и удаленного сноса, рассматриваются уже в составе осадочных месторождений, хотя главным их отличием от элювиально-делювиальных россыпей является пространственное положение (ближнее-дальнее) по отношению к источнику рудного вещества.

Иная геологическая обстановка характерна для морских россыпей, которые отделены от сферы прямого воздействия агентов гипергенеза слоем морской воды. Эти россыпи по условиям своего формирования соответствуют существующим представлениям осадочного рудообразования. В целом же создается определенная условность в трактовке «обломочного» и осадочного рудообразования применительно к россыпям.

В настоящих «Требованиях…» россыпи рассматриваются в составе «продуктов» зоны гипергенеза.

Классы россыпей могут быть представлены их генетическими типами: элювиальные, делювиальные, аллювиальные (русловые, долинные, террасовые, косовые и др.), озерные, морские; возможны смешанные типы: элювиально-делювиальные, аллювиально-озерные и др.

По геологическому строению выделяются простые и сложные россыпи. Последние содержат несколько горизонтов рудоносных песков, разделенных «пустыми» породами. А также поверхностные и погребенные.

Особую группу составляют переотложенные россыпи, в том числе, связанные с перемывом более древних осадочных толщ, которые выполняли роль их промежуточных коллекторов. Известны аллювиальные и озерные месторождения бокситов, связанные с размывом и переносом продуктов латеритного выветривания.

По возрасту могут быть выделены современные и древние россыпи. Типы месторождений россыпей характеризуются их составом и природой.

Практически интересным при изучении россыпей может быть вопрос о возможности перераспределения рудных и сопутствующих элементов россыпи с участием наложенных инфильтрационных и эксфильтрационных процессов. По данным изучения ряда россыпей минералов титана и циркония в чехле Западно-Сибирской плиты в них установлен широкий спектр редких и рассеянных элементов, и, в частности, Sc, Nb, Ta, Hf, La, Ce, Sm, Eu, Tb, Lu и др. Перераспределение этих элементов кроме того, что они сами представляют определенный практический интерес, может привести к накоплению (обогащению) их аккумуляций на геохимических барьерах различной природы. Такое перераспределение рудных элементов, связанное с развитием зон грунтового и пластового окисления, было установлено при изучении Туганского титан-циркониевого месторождения, расположенного на погружении Томь-Колыванской складчатой системы, в районе г. Томска (Шор и др., 1996). Работы в этом направлении следует развивать, а их результаты должны найти отражение на карте рудоносности зоны гипергенеза.

2.6 Техногенные месторождения

В применении к россыпям термин «техногенные» предложен Н.А.Шило (2000), который относит к этой группе месторождения, включающие как потери полезных компонентов при эксплуатации, так и оставшиеся в недрах неизвлеченными.

Изучением старых золотоносных отвалов в качестве «своеобразных месторождений золота» в 30-х гг. в Мариинской тайге на территории Средней Сибири (1935, 1936) впервые занимался М.Г.Кожевников.

С 1955 г. техногенные россыпи начали отрабатываться, что обусловило необходимость их глубокого изучения.

Типизация техногенных россыпей, разработанная Н.А.Шило (2000), предполагает выделение двух их типов: отвальных и целиковых.

В качестве примера отвальных россыпей Н.А.Шило приводит платиноносные россыпи на реке Иса (Урал), повторная и трехкратная отработка которых (с. 469) входит в технологию эксплуатации месторождения.

Целиковые россыпи представляют собой участки россыпей, находящиеся внутри отработанной площади. Таким образом, общие запасы россыпи складываются из запасов по целиках и в различных отвалах.

Н.А.Шило отмечает высокую экономическую эффективность отработки техногенных россыпей, в которых отсутствует вскрыша, а в зоне мерзлоты они находятся в талом состоянии.

Перспективы отработки техногенных отвалов и недоработанные целиковые россыпи золота имеются на Северо-Западном Салаире и в Колывань-Томской складчатой зоне (Геология и полезные ископаемые…, 1998).

Вероятно также инфильтрационное перераспределение золота и сопутствующих элементов в связи с возможностью их водной миграции в зоне гипергенеза.

3. Типовые геодинамические обстановки локализации гипергенных месторождений

На территории России выделено шесть групп гипергенных месторождений (раздел 2). Это, во-первых, сохранившиеся в корах выветривания полезные компоненты, представляющие собой частично преобразованные или неизмененные реликты субстрата, практически неперемещенные, либо незначительно перемещенные относительно элювиальных кор, объединены в группу месторождений остаточных кор выветривания (I). Во-вторых, концентрации полезных компонентов, связанные с деятельностью инфильтрационных гидродинамических систем (II). Их образование связано с инфильтрацией подземных вод преимущественно атмосферного происхождения, выносящих полезные компоненты из области питания или выщелачивающих их из водовмещающих пород, в том числе из заключенных в последних экзодиагенетических аккумуляций, и отлагавших эти компоненты на геохимических барьерах различной природы на путях транзита или вблизи очагов разгрузки рудоформирующих подземных вод. В третьих, связанных с деятельностью сложных эксфильтрационно-инфильтрационных гидродинамических систем (III), в которых большая роль принадлежит подвижным геохимическим барьерам, возникающим при встрече подземных вод разного геохимического типа – окислительных и восстановительных. В-четвертых, собственно эксфильтрационные месторождения (IV), которые в том или ином виде проявляются в различных геологических обстановках. В-пятых, сохранившиеся при химическом выветривании минералы горных пород субстрата (V), устойчивые в зоне гипергенеза. Они удаляются от своих первичных источников в зоне гипергенеза на то или иное расстояние (россыпные месторождения). В условиях дальнего сноса связь этих месторождений с первичным источником имеет сложный характер. Шестая группа (IV) представляют техногенные месторождения.

Охарактеризуем типовые обстановки локализации ведущих типов гипергенных месторождений с использованием представлений новой глобальной тектоники (основы металлогенического анализа при геологическом …, 1995).

Остаточные месторождения в корах выветривания приурочены, как правило, к внутриконтинентальным обстановкам, заложенным на более древних пассивных континентальных окраинах континентов и пострифтовых внутриконтинентальных впадинах. Эпохи их формирования соответствуют этапам региональных регрессий, которые связаны с формированием суперконтинентов, когда на огромных площадях проявлялись обстановки глубокой эрозии, пенепленизации и выветривания. Месторождения силикатного никеля (с кобальтом), связанные с латеритной корой выветривания, в геодинамическом плане приурочиваются к обдуцированным фрагментам океанической коры, как правило, надсейсмофокального или рифтового типа.

Большая группа инфильтрационных месторождений (II), как выявленных в России, так и прогнозируемых, приурочена к осадочным бассейнам самых различных типов (чехлы молодых и древних платформ, зоны их активизации, межгорные впадины разновозрастных складчатых областей и щитов).

Наиболее важные в практическом отношении урановые и комплексные уран-полиэлементные (в т.ч. и без урана) месторождения, связанные с локальными и региональными ЗПО, представлены в России небольшими объектами (месторождения Михайловское, Чалгыс-Хыр и ряд рудопроявлений), располагаются в орогенных впадинах или в чехле Западно-Сибирской плиты, примыкающей к Центрально-Азиатскому орогенному поясу.

На территории рудоносной восточной части Туранской плиты, которая является наиболее типичной провинцией месторождений, связанных с ЗПО, (Притяньшанская урановорудная мегапровинция) крупные и уникальные урановые месторождения располагаются как непосредственно в обрамлении суборогенных поднятий, так и на удалении от них в условиях слабоактивизированной области (Инкай). Для месторождений последней характерно опосредованное влияние суборогенных поднятий (хр. Каратау), которое проявлено в виде длительной миграции рудоформирующих растворов – кислородсодержащих подземных вод на значительное расстояние (до 100-150 км и более) от подножия горных сооружений – областей их формирования и создания напора.

Особенности геодинамики этого района определяются развитием Памиро-Гималайского сегмента альпид. Наибольшее значение имеет последний этап формирования Памиро-Гималайского складчатого сооружения, когда произошла коллизия Индо-Австралийской плиты и Евразии (сутура Инд-Цанг-По) и началась континентальная субдукция (Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника …, 1995). Это вызвало сильные латеральные напряжения, которые обусловили отражение стресса и, как следствие, орогенез Тянь-Шаня, находящегося над субдуцирующим краем Индо-Австраллийской плиты. Именно близость к зоне отраженной активизации – Тянь-Шаню – могла быть одной из причин уникальной рудоносности провинции.

Урановые и полиэлементные (с ураном и без урана) месторождения в угленосных толщах (урано-угольный, дакотский тип) характерны, как правило, для межгорных впадин коллизионных складчато-надвиговых поясов и сопредельных суборогенных областей, а также бассейнов форланда. В систематике месторождений «урановорудные и ураноносные формации и минеральные типы» (Крупномасштабное прогнозирование и составление …, 1983) они поименованы как «урановые в угленосных молассоидных отложениях позднеорогенных депрессий». Урано-угольные месторождения Московского буроугольного бассейна (Бельское, Брикетно-Желтухинское) располагаются в пределах чехла древней платформы, по-видимому, вблизи зоны внутриконтинентального малоамплитудного орогенеза.

Грунтово-инфильтрационные месторождения в базальных горизонтах позднеюрских- раннемеловых палеодолин, которые рассматриваются в качестве альтернативы в России месторождениям ЗПО в депрессиях Казахстана и Средней Азии (Наумов, 1993), располагаются в пределах субплатформенных структур окраинной части Западно-Сибирской плиты, примыкающей к малоамплитудным орогенным поднятиям периферии областей тектоно-магматической активизации.

К межгорным и предгорным осадочным бассейнам приурочены ураноносные песчаники плато Колорадо, которые рассматриваются как генетический аналог рудоносных внутриформационных палеодолин Предуралья (Халезов, 2000).

Грунтово-инфильтрационые месторождения урана в калькретах, гипкретах и силькретах, выполняющих русла водотоков (тип Йилирри) располагаются в осадочных бассейнах, по-видимому, рифтогенных структур, заложенных на древней платформе.

Урановые, селен-урановые и молибден-урановые (приморско-устьуюкский тип), а также флюоритовые и цеолитовые стратиформные месторождения в карбонатных породах (C1
), обогащенные телепирокластическим пепловым материалом кислого состава локализуются в в молассоидной формации среднепалеозойских орогенных впадин Алтае-Саянской области.

Грунтово-инфильтрационный генезис, по-видимому, имеют месторождения Пакистана (Багхал-Чар и др.), приуроченные к среднемиоценовым-нижнеплейстоценовым молассам формации Сивалик в условиях предгорного прогиба новейшего коллизиона.

Геодинамическое положение трещинно-инфильтрационных месторождений определяется их приуроченностью к структурам активизации фундамента в обрамлении плит и межгорных впадин. Такая позиция в геодинамических структурах свойственна Имскому гидротермально-инфильтрационному месторождению. Оловское месторождение близкого генезиса приурочено к приразломной впадине в составе мезозойского орогенного пояса.

Месторождения стрельцовского типа располагаются в вулкано-тектонических структурах, заложенных на сутурном шве между террейном и континентом (Основы металлогенического анализа при геологическом …, 1995).

Образование месторождений урана с золотом, платиноидами и др. типа ССН связывается в геодинамическом отношении с авлакогенными структурами и с пассивными окраинами.

Для прогнозируемых урановых месторождений в очагах сернокислотного выщелачивания характерен относительно стабильный геодинамический режим в пределах окраинных частей древних платформ (Иркутский амфитеатр и сопредельные регионы Сибирской плиты).

Геодинамическое положение урано-битумных месторождений определяется их приуроченностью к осадочным бассейнам внутиплитных поднятий, рифтогенных структур и суборогенных областей, примыкающих к коллизионным складчато-надвиговым поясам. Эти месторождения располагаются в окраинных частях нефтегазоносных бассейнов.

Геодинамические обстановки россыпных месторождений предопределены их положением в чехлах платформ.

Анализ геодинамической позиции ведущих типов гипергенных месторождений показал их небольшое разнообразие. Иными словами, нескольким типам этих месторождений свойственны однотипные геодинамические обстановки. Среди последних выделяется внутриплитные континентальные – пассивные окраины, авлакогены, континентальные рифты и чехлы платформ. Такая геодинамическая позиция гипергенных месторождений может иметь важное значение и способствовать эффективному прогнозированию и поискам гипергенных месторождений различных генетических и формационных типов.

4. Требования и методика составления карты рудоносности зоны гипергенеза масштаба 1:1 000 000.

Пространственное положение зоны гипергенеза в верхней приповерхностной части земной коры, на границе литосферы и атмосферы, предопределяет ведущее значение в ней процессов взаимодействия этих сфер, развивающихся при низких температурах и давлениях в обстановке дневной поверхности и приповерхностной земной части коры.

4.1. Комплексный анализ фактических материалов, имеющихся по месторождениям полезных ископаемых, связанных с проявлением процессов гипергенеза. Многие из них доформировываются и перераспределяются в настоящее время, что позволяет объективно оценить особенности их происхождения и использовать эти данные для эффективного прогнозирования и поисков.

4.2. Дополнительный анализ имеющегося фактического материала по минерагении с целью уточнения роли гипергенных процессов в формировании известных месторождений, традиционно считающихся эндогенными гидротермальными.

4.3. На карте рудоносности зон гипергенеза масштаба 1:1 000 000 и в условных обозначениях к ней отражаются четыре взаимосвязанные блока информации (Приложение 1).

4.4. Первый блок представляет собой геолого-геохимическую основу карты рудоносности зон гипергенеза (1)*
. Он включает литолого-петрографический состав субстрата (1.1). Литолого-петрографический состав пород субстрата (на картах рудоносности зон гипергенеза более предпочтителен, чем его геологические формации) имеет важнейшее значение при гипергенном рудообразовании, поэтому он вслед за А.М. Цехомским (ред., 1974), Б.М. Михайловым (ред., 1995), выделен в качестве основного необходимого элемента карты.

Для ряда регионов и, в первую очередь, для территории Забайкалья, в которых литолого-петрогеографический состав пород субстрата характеризуется большим разнообразием и разной степенью податливости их гипергенным преобразованиям, он (состав) может быть выполнен в масштабе 1:2 500 000 и помещен в зарамочное оформление
карты масштаба 1:1 000 000.

Первичные окислительно-восстановительные обстановки седиментогенеза и диагенеза
имеют важнейшее значение для инфильтрационного рудообразования, приуроченного к чехлам осадочных бассейнов.

Первично геохимически специализированные комплексы пород
субстрата
являются одним из источников рудного вещества гипергенных процессов, развивающихся в осадочных палеобассейнах и складчатых областях.

Некоторые дополнительные геологические сведения
необходимые для составления специализированной геологической основы карты рудоносности зон гипергенеза, определяемые с учетом особенностей геологического строения и минерагении территории в конкретном случае.

Цвет на карте рудоносности зон гипергенеза отдается первично геохимически специализированным комплексам пород субстрата, выделяя при этом группировки пород с
литофильной, халькофильной, сидерофильной и смешанной специализацией
.
В сложных геохимических обстановках допустимы комбинации различных цветов. На цветных полях с развернутой характеристикой в легенде геохимическая специализация показывается символами химических элементов, расположенных в ряду, убывающем слева на право в соответствии со снижением их кларка (коэффициента) концентрации (например Au 5 Cu 4 Mo 2). Опережающие геохимические основы, составленные ИМГРЭ целесообразно использовать при составлении этой карты.

В связи с тем, что инфильтрационное рудообразование приурочено к горным породам с поровой, трещинной или карстовой проницаемостью на карте следует показывать осадочные палеобассейны и массивы трещиноватых и закарстованных пород (зоны разрывных нарушений) (1.4). При составлении карты осадочных бассейнов должны быть использованы материалы по опережающим дистанционным и геофизическим основам.

Дополнительными геологическими сведениями для геолого-геохимической основы карты рудоносности зон гипергенеза являются главные и региональные зоны дизьюнктивных дислокаций (1.5).

Второй блок
включает результаты анализа имеющегося фактического материала по геологическим особенностям и рудоносности зоны гипергенеза. В нем предполагается выделить три элемента:

коры выветривания,

наложенные изменения проницаемых пород осадочных палеобассейнов, а также зон трещиноватости складчатых областей,

месторождения зоны гипергенеза

По условиям образования и форме выделяются три типа (разновидности по И.И. Гинзбургу, 1961) кор выветривания: площадные, линейные и приконтактовые (карстовые). Наиболее распространенными являются глинистые, латеритные и каолиновые типы кор. В составе этого элемента второго блока отражаются также типы рудных шляп месторождений, зоны окисления сульфидных месторождений и типы инфильтрационных кор (с которыми связаны урановые месторождения в Австралии и Намибии).

Во второй блок могут быть включены наложенные (вторичные, эпигенетические) изменения пород окислительной и восстановительной направленности.

К элементам второго блока относятся также типы рудных и нерудных месторождений, являющиеся продуктами зон гипергенеза (2.7). Среди месторождений характеризуются две группы: выявленные (2.7.1) и прогнозируемые (2.7.2). Для выявленных типов месторождений используются системы условных знаков «Инструкция по составлению и подготовке к изданию …, 1995».

В состав третьего блока
включаются обобщенные металлотекты выявленных и прогнозируемых месторождений в зоне гипергенеза (геологические предпосылки, прямые и косвенные прогнозно-поисковые критерии и признаки рудных и нерудных месторождений полезных ископаемых).

Для месторождений кор выветривания и инфильтрационных важное значение имеет климат эпох рудообразования
, а для инфильтрационных месторождений ещё и климат эпох формирования рудовмещающих отложений
. Поэтому для эпох, которые доказаны как рудообразующие (D2
-C1
; J3
-K1
; }1
1
; ³-Q) и эпох корообразования (D, J1-2
, K2
-³, N-Q и др.), климат является одним из важнейших металлотектов. На дополнительной обзорной карте м-ба 1:5 000 000 или 1:2 500 000*
, помещаемой в зарамочное оформление карты масштаба 1:1 000 000, показываются области распространения климатов аридного (экстра- и семиаридного), гумидного (умеренного и тропического), включая семигумидный.

Геотектонические (палеотектонические) обстановки,
благоприятные для формирования гипергенных месторождений разных типов, «привязываются» к четырем эпохам: кайнозойской (новейшей), мезозойской, средне-позднепалеозойской и позднепротерозойской.

Для инфильтрационного оруденения, сформированного в новейшую эпоху, рудоконтролирующее значение имеют внешние границы высокоамплитудных орогенов и приорогенных частей молодых и древних плит.

Наибольшее значение имеет мезозойская эпоха, с которой связана группа уникальных промышленных месторождений в вулкано-тектонических структурах стрельцовского типа и месторождений, локализованных в палеодолинах поздней юры – раннего мела.

Дополнительного обсуждения требует вопрос о вынесении геотектонических и палеотектонических обстановок каждой эпохи на схемы м-ба 1:5 000 000-1:2 500 000 в составе зарамочного оформления
. Однако, главные рудоконтролирующие структуры должны быть показаны на основной составляемой карте масштабе 1:1 000 000.

Геотектонические и палеотектонические обстановки
в том виде, в каком их предполагается показывать на карте, связаны, по-существу, со всеми типами гипергенных месторождений, выявленных и прогнозируемых на территории России – остаточными кор выветривания, инфильтрационными, эксфильтрационными и россыпными. Последнее, особенно месторождения ближнего сноса, как и инфильтрационные месторождения, тяготеют к суборогенным поясам.

Следующий комплект металлотектов характеризует палеогеографические области развития проницаемых пород
, благоприятные для формирования инфильтрационного оруденения в осадочных бассейнах и месторождениях россыпей. Для последних большое значение имеют палеогеографические и палеогеоморфологические обстановки, являющиеся ловушками для промежуточных коллекторов этих месторождений.

Особенности развития рудообразующих инфильтрационных процессов в современную эпоху подчеркиваются гидрогеологическими данными
. Имеет определенный смысл для выяснения особенностей проявления эпигенетических процессов, связанных с деятельностью подземных вод в конкретные былые эпохи привлечь методы палеогидрогеологических реконструкций.

Важное значение для понимания особенностей рудообразования в зоне гипергенеза имеют сведения о распространении углей, углефицированной органики, торфов и нефтяных углеводородов
с целью оценки их роли в качестве концентраторов, сорбентов и восстановителей рудных элементов. Например, в связи с вертикальной миграцией углеводородов вокруг месторождений нефти и газа возникают аномалии радиоактивных элементов и тяжелых металлов, преимущественно с переменной валентностью, приуроченные к зоне гипергенеза.

На основе анализа составленной основы карты рудоносности зон гипергенеза производится минерагеническое районирование зоны гипергенеза и выделение перспективных площадей для постановки геолого-съемочных и прогнозно-поисковых работ масштабов 1:200 000 -1:50 000 на различные типы гипергенных месторождений полезных ископаемых с предполагаемой количественной оценкой прогнозных ресурсов по категориям Р1
, Р2
и Р3
. Результаты минерагенического анализа отражаются условными знаками, составляющими четвертый результирующий блок
легенды карты (4).

Минерагеническое районирование может быть показано на схеме в м-бе 1:2 500 000 в зарамочном
оформлении карты.

При составлении карты рудоносности зон гипергенеза следует использовать, кроме упомянутых выше опережающих дистанционных, геохимических, и геофизических основ, геологическую карту, карту полезных ископаемых и прогнозно-минерагеническую карту.

Выявленные минерагенические таксоны, заключающие установленное и прогнозируемое гипергенное оруденение, должны дополнять общее минерагеническое районирование.

4.5. В соответствии с приведенными блоками информации составляется легенда карты рудоносности зоны гипергенеза (Приложение 1).

4.6. Совокупность предпосылок рудообразования в зоне гипергенеза, критериев и признаков гипергенных месторождений определяет целесообразность расчленения прогнозно-минерагенических исследований на определенные этапы.

4.7. На первом этапе должны быть выделены области, в пределах которых периоды воздымания континентальных блоков совпадают с определенными климатическими эпохами на разных естественно-исторических этапах геологического развития исследуемого региона. Это позволит установить принципиальную возможность формирования гипергенных месторождений тех или иных типов.

4.8. Основной задачей второго этапа прогнозно-минерагенических исследований должен быть анализ выделенных на первом этапе областей, а в их пределах - типовых геологических обстановок, благоприятных для локализации гипергенньх месторождений — остаточных, инфильтрационных, россыпных и др. Руководствуясь типоморфными признаками перспективных обстановок для локализации гипергенных месторождений анализируются закономерности размещения перспективных ситуаций с учетом особенностей формирования и строения зоны гипергенеза на данном конкретном естественноисторическом этапе развития территории. Важнейшим критерием оценки степени перспективности благоприятных условий для локализации гипергенных месторождений является наличие конкретных признаков проявлений полезных компонентов в намечаемых перспективных ситуациях.

4.9. Этот критерий в сочетании другими признаками, характеризующими данную перспективную ситуацию, служит основанием для выделения конкретных участков ранга рудных узлов и полей для проведения работ следующего этапа прогнозно-минерагенических исследований - прогнозирование ожидаемого вида полезного ископаемого, вероятные его масштаба, оценку физико-географических и других экономических факторов, определяющие рентабельность проектируемых исследований и др.

4.10. Исследования завершающего этапа, предусматривающие изучение качественных и количественных параметров потенциально вероятных объектов полезных ископаемых, должны сопровождаться полевым рекогносцировочным прогнозно-минерагеническим обследованием определившихся перспективных площадей для оценки на местности параметров предполагаемых рудоносных линейных или площадных структур зон гипергенеза, изучения их профиля с отбором проб для установления их типа и вещественного состава, содержания полезных компонентов и тенденций их распределения, достаточных для оценки ожидаемого промышленного значения изучаемых объектов.

Заключение

Проанализированные фактические материалы показали большое разнообразие месторождений рудных и нерудных полезных ископаемых, приуроченных к зоне гипергенеза и выявленных на территории России. Эти месторождения объединены в шесть групп: I – остаточные кор выветривания, II – инфильтрационные, III – инфильтрационные сложного генезиса с участием эксфильтрационных процессов, IV – эксфильтрационные, V –россыпные и VI – техногенные. В их числе имеются месторождения: отработанные – Мазульское (марганец), россыпи (золото, касситерит и др.); отрабатываемые – Олимпиадинское (золото), Далматовское (уран), Уярское (огнеупорные глины и др.); подготовленные к отработке – Горное, Березовое, Хиагдинское (уран); находящиеся в разведке – Малиновское и др.

Выполненный анализ показал возможность выявления в зоне гипергенеза территории России ряда нетрадиционных и новых типов месторождений. В их числе чу-сарыкуйский и кузылкумский, связанные с зонами пластового окисления; аризонский, приуроченный к трубкам обрушения; тип Атабаска, Пайн-Крик, локализованный в зонах структурно-стратиграфических несогласий. Наличие в числе прогнозируемых месторождений, в первую очередь, урановых, свидетельствует о наиболее глубокой разработке методов прогноза и поисков именно урановых месторождений, по сравнению с другими редкими и рассеянными элементами.

Проведенный анализ позволил обосновать вероятный подход и дать предложения к методике составления карты рудоносности зоны гипергенеза масштаба1:1 000 000.

Предлагаемый подход включает:

1. Сбор информации и изучение пород субстрата (литолого-петрографический состав, первичные окислительно-восстановительные типы и геохимически специализированные комплексы пород).

2. Сбор информации и изучение продуктов гипергенных процессов (коры выветривания разного типа, наложенные изменения проницаемых пород окислительной и восстановительной направленности, выявленные и прогнозируемые типы гипергенных месторождений рудных и нерудных полезных ископаемых).

3. Установление основных металлотектов выявленных и прогнозируемых месторождений полезных ископаемых (палеоклиматические, геодинамические и палеотектонические, палеогеографические, гидрогеологические и палеогидрогеологические, особенности проявления угленосности и нефтегазоносности).

4. Прогнозно-минерагеническое районирование, являющееся результатом комплексного анализа материалов по геологическому строению и рудоносности зоны гипергенеза.

Такой комплексный подход, учитывающий различные стороны проявления гипергенных процессов, может быть наиболее эффективным при изучении и прогнозной оценке зоны гипергенеза.

Не все вопросы нашли отражение в предлагаемом подходе. В их числе, в частности, роль эндогенной составляющей гипергенных процессов. Она установлена на ряде объектов (Имское, Оловское) в Забайкалье. На ряде месторождений, традиционно считавшихся эндогенными гидротермальными, недостаточно оценена роль гипергенных процессов в рудообразовании. С их учетом расширится и конкретизируется круг прогнозно-поисковых критериев и признаков этих месторождений, что будет способствовать повышению эффективности прогнозирования и поисков. Это касается, в первую очередь, месторождений, локализованных в вулкано-тектонических структурах (стрельцовский тип) и некоторых других.

В методическом плане, в составе металлотектов пока недостаточно использованы палеогидрогеологические реконструкции, которые, несомненно, имеют большое значение при прогнозировании месторождений в былых зонах гипергенеза.

Специально не рассматривались проблемы, связанные с процессами криолитогенеза и их возможная роль в гипергенном рудообразовании. Изучение этих проблем требует специальных исследований.

В заключение, хотелось бы надеяться, что в процессе исследований по созданию карты рудоносности зон гипергенеза, ВСЕГЕИ совместно с коллективами производственных предприятий и НИИ, участвующих в работах по геологической карте 1000/3, удастся решить основные вопросы, определяющие особенности гипергенного рудообразования и подготовить фактурно и теоретически обоснованные итоговые документы – карты рудоносности зон гипергенеза масштаба 1:1 000 000 по территории изучаемых листов.

Использованная литература

Гаррелс Р.М., Крайст Ч.Л. Растворы, минералы, равновесия. М.: Мир, 1968. 367с.

Геология и полезные ископаемые Западной Сибири. Т.II. Полезные ископаемые ОАО «Новосибирскгеология», под ред. Н.А.Рослякова, В.Г.Свиридова. Новосибирск: Изд-во СО РАН, НИЦ ОИГГМ, 1998. 254с.

Гинзбург И.И. Основные вопросы образования кор выветривания и их значение при поисках минеральных месторождений. Геология рудных месторождений, 1961, № 5. с.21-36.

Главные направления совершенствования и развития минерально-сырьевой базы урана России в XXI веке. Матер. по геол.мест.урана, редких и редкоземельных металлов. Информ. сб. Вып.143. М.: 2001. с.4-12.

Долгушин А.П., Кочкин Г.Б., Румянцев Н.Н. Урановые месторождения типа несогласий на Енисейском кряже. Матер. по геол.мест.урана, редких и редкоземельных металлов. Информ.сб. Вып.143. М.: 2001. с.52-62.

Инструкция по составлению и подготовке к изданию листов Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:200 000 (Роскомнедра). М., 1995. 244с.

Калинин Ю.А. Золотоносные коры выветривания юга Западной Сибири: особенности распространения, состава и строения условий формирования. Автореферат диссертации на соискание уч.степ.доктора г.-м. н. Новосибирск, 2003. 40с.

Камберлидж Дж.Т., Чейс Ф.М. Геология месторождения Никел-Маунтин, штат Орегон. Рудные месторождения США. Мир, м., 1973. с.183-214.

Кисляков Я.М., Шумилин М.В. Оловское и Имское урановые месторождения в мезозойских впадинах Забайкалья (Россия)//Геол. рудн. мест., 1996, №6, с. 540-557

Кисляков Я.М., Щеточкин В.Н. Гидрогенное рудообразование. М.: ЗАО «Геоинформмарк», 2000. 608с.

Кудрявцев В.Е. Предпосылки гидатогенного рудообразования. СПб., Изд-во ВСЕГЕИ, 1998. 120с.

Кудрявцев В.Е., Шор Г.М. Пути совершенствования прогноза месторождений урана. СПб., Изд-во ВСЕГЕИ, 2001. 84с.

Кудрявцев В.Е. О перспективах ураноносности зоны предверхнерифейского структурного несогласия на юго-западной окраине Сибирской платформы. Региональная геология и металлогения, 2003, № 19. с.

Кожевников М.Г. К вопросу о роли химических агентов в обогащении старых приисковых отвалов. Тр.треста «Золоторазведка». М.: 1935. Вып.1. с.7-33.

Кожевников М.Г. Методы рациональной разведки отвала отработанных россыпей. Тр.треста «Золоторазведка» и НИГРИзолото. М.: 1936. Вып.3. с.111-115.

Колочков А.И., Шор Г.М., Дитмар Г.В. О возможности формирования и картирования в чехле Сибирской платформы нового типа уранового оруденения, связанного с процессами сернокислотного выщелачивания в зоне гипергенеза. Тез.докл.XI Межд.совещания по геологии россыпей и месторождений кор выветривания. Москва-Дубна, 15-19 сентября 1997г. М.: 1997. с.118.

Крупномасштабное прогнозирование и составление прогнозных на уран карт. Методические рекомендации. Л., 1983. 236с. Авторы: Нехорошев Г.В., Терентьев В.М., Шувалов Ю.М. и др.

Курс месторождений твердых полезных ископаемых. Под ред. П.М.Татаринова и А.Е.Карякина. Л., Недра, 1975. 631с.

Литогеодинамика и минерагения осадочных бассейнов. Е.А.Басков, Г.А.Беленицкая, С.И.Романовский и др. Под ред. А.Д.Щеглова. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1998. 480с.

Металлогения урана южной части Западной и Средней Сибири. Объяснительная записка к прогнозно-металлогенической на уран карте южной части Западной и Средней Сибири м-ба 1:1 000 000. Редактор В.Е.Кудрявцев. Л., 1977. 148с.

Михайлов Б.М. Особенности докембрийского гипергенеза. Литология и полезные ископаемые, № 5, 1991. с.60-78.

Михайлов Б.М., ред. Изучение и картирование зон ги пергенеза. СПб., Недра, 1995. 189с. Методическое пособие по геологической съемке. Авторы: Васянов Г.П., Горбачев Б.Ф., Джетыспаев С.М..

Наумов С.С. Минерально-сырьевая база урана в России. Разведка и охрана недр, № 8, 1993. с.11-13.

Николаев В.И. Основные черты геологии и генезиса урано-битумного месторождения Репьевка. Руды и металлы, 1995, № 3. с.

Основы металлогенического анализа при геологическом картировании. Металлогения геодинамических обстановок. М., 1995, 468с. Авторы: Г.С.Гусев, В.В.Зайков, Е.В.Зайкова, А.А.Ковалев и др.

Пипирингос Г.Н. Урансодержащий уголь в центральной части Грейт Дивайд Бейсин, округ Суитуотер, Вайоминг. Матер. Международной конференции по мирному использованию атомной энергии 8-20 августа 1955 г. в Женеве. Т.6 «Геология урана и тория». Госнаучтехиздат, М., 1958. с.560-565.

Сердюк С.С. Золотоносные провинции Центральной Сибири: геология, минерагения и перспективы освоения. Автореф.диссерт. на соискание уч.ст.доктора г.-м.н. Красноярск, 2004. 58с.

Ферсман А.Е. Геохимия Т.II. ОНТИ-химтеорет. Л., 1934. 354с.

Хаин В.Е.. Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинмики: Учебник. – М.: Изд-во МГУ, 1995, 480 с.

Халезов А.Б. (составитель). Методические рекомендации. Прогнозирование, поиски и оценка урановых месторождений в палеоруслах. М., 1999. 153с.

Халезов А.Б. Далматовское месторождение урана. М.: Изд-во ВИМС, 2003. 109с.

Цехомский А.М., ред. Основы регионального изучения кор выветривания. Методические рекомендации. Авторы: А.М.Цехомский, Ю.К.Бурков, Н.В.Васильев и др. Л., Недра, 1974. 214с.

Шило Н.А. Учение о россыпях. М.: Изд. .. Акад.горных наук. 2000. 632с.

Шор Г.М. (отв.исп.), Прилуцкий Р.Е. Изучение геохимических (элементных и изотопных) особенностей палеогеновых и верхнемеловых отложений юго-востока Западно-Сибирской плиты (Томская область) для целей металлогении редких и рассеянных элементов. СПб., 1996. …. ВСЕГЕИ.

Яснош В.В. Геологическое строение и условия формирования Широндукуйского месторождения урана (Стрельцовское рудное поле, юго-восточное Забайкалье). М., 2000. 51 с.

5. Приложение 1. Проект легенды карты рудоносности зоны гипергенеза масштаба 1:1 000 000.

*
(1), (1.1) и др. соответствует разделам легенды (Приложение 1).

*
Для результирующего анализа эти данные полезно иметь в электронном виде