Файл: Шишкин Н.Н. Кобальт в рудах месторождений СССР.pdf

ослабления интенсивности оруденения и скарноооразования по мере удаления от интрузива. При этом четко виден переход от зон массивных руд к безрудным скарнам и незамещенным карбонат­ ным породам.

МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ РУДНЫХ ТЕЛ

Минеральный состав кобальтсодержащих руд скарново-желе- зорудных месторождений весьма разнообразен и характеризуется закономерной последовательностью выделения высоко-, средне- и низкотемпературных минералов.

К высокотемпературным ассоциациям минералов относятся хлорсодержащие алюмосиликаты группы скаполита, безводные из- вестково-железистые и магнезиально-железистые силикаты из группы пироксенов и гранатов (в отдельных случаях форстерит), магнетит, гематит, титаномагнетит. В месторождениях с преобла­ данием скаполита в скарнах магнетит кристаллизуется до образо­ вания граната и пироксена. (Соколовское, Сарбайское), а с преоб­ ладанием граната и пироксена — одновременно или почти одно­ временно с ними (Высокогорское).

В среднетемпературных минеральных ассоциациях присутствуют магнезиально-железистые, магнезиальные и известковые алюмоси­ ликаты и силикаты, содержащие гидроксильную группу: флогопит, амфиболы (в том числе и хлорсодержащий дашкесанит из группы гастингсита), эпидот, везувиан, апатит, пренит, хлорит и другие минералы. К минералам среднетемпературных ассоциаций отно­ сятся также сульфиды железа, меди, цинка и свинца, редко встре­ чающиеся сульфиды, сульфоарсениды и арсениды кобальта, никеля и железа.

Для низкотемпературных ассоциаций характерны карбонаты, кварц, цеолиты, халцедон.

В зоне окисления месторождений появляются гидроокислы же­ леза, карбонаты меди, иногда асболаны и другие минералы.

ОФОРМАХ НАХОЖДЕНИЯ И ХАРАКТЕРЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ КОБАЛЬТА

ВРУДАХ

Кобальт в рудах скарново-железорудных месторождений при­ сутствует либо в виде изоморфной примеси к железу в сульфидных минералах (пирите, пирротине, арсенопирите, кобальтарсенопирите, сфалерите, халькопирите) и магнетите, либо в виде редко встреча­ ющихся минералов кобальта (линнеита, кобальтина, глаукодота, саффлорита, Fe-Ni-Co-скуттерудита).

Кобальтоносность руд этих месторождений определяется глав­ ным образом присутствием в них кобальтистого пирита. Обычно отмечается пирит двух генераций. Пирит I содержит до 1,5% ко­ бальта и образует рассеянную более или менее равномерную вкрапленность в магнетите и скарне. В пирите I I содержание ко-

159

ченные к обычно хорошо фиксируемым зонам тектонических нару­ шений. Более поздние генерации пирита, отмечаемые в некоторых месторождениях, практически не содержат кобальта (исключение составляет пирит Шерегешевского месторождения).

В отдельных месторождениях кобальтсодержащими являются пирротин (Теченское, Урал; Таежное, Якутия), арсенопирит и кобальтарсенопирит (Атансор, Кокчетавская область, КазССР), сфа­ лерит (Корнуэлл, США). В очень незначительном количестве ко­ бальт содержится в халькопирите и магнетите, в последнем — как в виде изоморф.юй примеси к железу)Так и в виде тончайших вклю­

в халькопирите и очень редко в пирите, образуя идиоморфные и

вкрапленность, гнезда и прожилки в ассоциации с высокотемпера­ турными скарновыми минералами (гранатом, пироксенами) и чаще с дашкесанитом и другими амфиболами. Размеры его вкраплен­ ников (октаэдрических и кубических кристаллов, изометрических выделений) изменяются от 0,01 до 1,5 мм (Одра-Баш в Горной Шории [96]; Кузган в Акмолинской обл., КазССР***) . Мелкие ред­ кие вкрапленники глаукодота отмечаются в единичных месторож­ дениях (Атансор [155]).

Арсениды кобальта и никеля (саффлорит, Со,- FeNi- Со- и Fe-Co-Ni-скуттерудиты, раммельсбергит, никелин) и кобальт-арсе- нопирит встречаются в гнездах и прожилках кальцита или в виде тончайших самостоятельных прожилков, но также в ассоциации с кальцитом, в некоторых скарново-железорудных месторождениях (Хайлеол, Хакасия [84]; Качарское и Елбай I в Кустанайской обл. КазССР****, Алмалыкское в Кемеровской обл.*****). Иногда в арсенидах четко проявлены мета коллоидные структуры, свиде­ тельствующие о выделении их из коллоидных растворов и после­ дующей кристаллизации (Качарское).

Основным типом кобальтового оруденения для скарновожелезорудных месторождений является кобальтисто-пиритовый, другие типы (кобальтистый арсенопирит-пиритовый, кобальтистый пирротин-пиритовый) имеют подчиненное значение.

Кобальтовые и кобальтсодержащие минералы в скарново-желе­ зорудных месторождениях обычно ассоциируют с силикатными

*Данные М. А. Карасика.

**А также из материалов Л. П. Кочурова.

***Данные И. А. Ефимова.

****Из материалов А. М. Дымкина.

****Данные Е. А. Бабиной.

160

среднетемпературными минералами. Только в отдельных место­ рождениях (Высокогорское) отмечается тесная ассоциация кобальтсодержащего пирита I с магнетитом. Формирование кобаль­ тового оруденения происходит в одну стадию.

В зоне окисления месторождений рассматриваемого типа ко­ бальт содержится в мало распространенных здесь минералах груп­ пы асболана.

последнее резко преобладает. В месторождениях Саякской группы [132, 188]* магнетитовое оруденение располагается в экзоконтакте, вблизи интрузива, и развивается по скарнам (гранатовым, пирок­ сен-гранатовым, пироксеновым). Халькопиритовое оруденение рас­ полагается преимущественно на некотором удалении от интрузии и развивается по скарнам и магнетитовым залежам, и главным об­ разом по актинолитовым, эпидотовым, актинолит-аксинитовым, везувиановым и особенно хлорит-актинолит-кальцитовым и хлориткальцитовым метасоматитам. Эти метасоматиты широко развиты по периферии скарновых полей и приурочены к трещинным зонам, секущим эти поля.

Для рудного поля кобальтсодержащих месторождений Турьинской группы характерно [137] развитие вблизи крупных интрузив­ ных массивов магнетитовых и халькопирит-магнетитовых руд, с удалением от них — пирит-халькопиритовых и пирротин-халькопи- ритовых (в случае более основного состава интрузива), а затем сфалерит-халькопиритовых. Такая зональность устанавливается и в вертикальном направлении. Так, по архивным данным, верхняя часть Главной залежи Башмаковского месторождения была сло­ жена халькопиритовой рудой, которая с глубиной сменилась пирротиновой рудой, а в нижней части залежи, ближайшей к интрузи­ ву,— магнетитовой.

Вмещающие оруденение породы и интрузии, в результате воз­ действия которых на эти породы образовались скарново-медные месторождения, имеют тот же состав, что и при формировании скарново-железорудных месторождений. Интрузии сопровождаются обильно проявленной фацией дайковых пород.

Форма рудных тел предопределяется сочетанием диалогиче­ ских и тектонических факторов. При формировании скарново-мед- ных месторождений структурно-тектонический контроль приобре­ тает еще большее значение, чем при образовании скарново-желе­ зорудных месторождений. Здесь развиты как секущие, так и послойные трещины, параллельные контактам пород различной

* А также по материалам Г. П. Бурдукова и др.

актинолитовых метасоматитах, в гранатовых и, реже, в магнетито-

тиновых руд (южное гнездо Пестеровского рудника) был отмечен своеобразный комплекс никель-кобальтовых и мышьяково-сурьмя- ных минералов.

Кобальтистые арсенопирит, пирит и пирротин содержат первые десятые доли процента кобальта, причем в пирите содержание ко­ бальта значительно ниже (в 5—10 раз), чем в раннем пирите скар- ново-железорудных месторождений. В тысячных долях процента кобальт присутствует в халькопирите и магнетите. Содержание кобальта в халькопирите обусловлено главным образом тончайшей вкрапленностью кобальтина и линнеита и в меньшей степени изо­ морфной примесью кобальта к железу, а в магнетите кобальт изо­ морфно замещает железо.

Зона окисления в месторождениях рассматриваемого типа раз­ вита слабо. Кобальтовые минералы в ней встречаются редко и представлены эритрином и гетерогенитом, а кобальтсодержащие — асболанами.

На примере месторождений Турьинской группы Л. Н. Овчин­ ников [136] установил, что содержание кобальта и других компо­ нентов-примесей (никеля, золота, серебра, мышьяка, цинка) в скарново-медных месторождениях уменьшается: а) в направлении от центра рудных тел к периферии их; б) при переходе от массив­ ных руд к врапленному ореолу; в) во вкрапленниках сульфидов с удалением их от контакта или массивных рудных тел. Эта за­ кономерность относится как к элементам, находящимся в виде изо­ морфной примеси в сульфидных и сульфоарсенидных минералах, так и к образующим самостоятельные минералы (линнеит и сфале-

1 Данные А. М. Игумнова.

162