Смирнов В.И. Рудные месторождения СССР. Том 2

Подождите немного. Документ загружается.

железа, гипс. В породах и рудах месторождения спектральным анализом

обнаружены повышенные содержания селена, сурьмы, серебра, золота. Харак-

терно обилие диккита, который является главным нерудным минералом, ассо-

циирует с киноварью и сидеритом и образует самостоятельные прожилки.

Околорудные гидротермаль-

ные изменения вмещающих пород

выражаются в аргиллизации (дик-

китизации), карбонатизации и хло-

ритизации.

Выделяется три стадии мине-

рализации: кварцевая, кварц-си-

дерит-киноварная, диккитовая

(Е.

Ким, 1968 г.), О. Вершковская

(1970 г.) в рудной стадии выде-

ляет две парагенетические мине-

ральные ассоциации: а) марказит-

арсенопиритовую с кварцем и ки-

новарью I генерации, б) кварц-

карбонат-диккитовую с киноварью

II генерации.

Судя по тому, что аналогич-

ная минерализация проникает в

развитые западнее покровные оса-

дочно-вулканогенные меловые от-

ложения, возраст оруденения сле-

Рис.

124. Схема геологического строе-

ния Палянского месторождения. По

А.

Сыромятникову.

Вулканогенно-осадочная толща нижнемело-

вого возраста: 1 — липариты, 2 — андезиты,

3 — андезито-базальты, 4 — туфоконгломе-

раты;

осадочная толща верхнетриасового воз-

раста: 5 — песчано-сланцевые породы, 6 —

мелкозернистые бесслоистые песчаники, 7 —

слоистые песчаники; 8 — гранодиорит-пор-

фиры; 9 — зоны гидротермально измененных

пород; 10 — Рудные тела; 11 — разрывные

нарушения; 12 — милониты; 13 — ореол ки-

новарного оруденения

дует считать позднемеловым. Месторождение является эпитермальным, сфор-

мированным в близповерхностных условиях. Как отмечалось, возможна

его парагенетическая связь с меловым вулканизмом Охотско-Чукотского

вулканического пояса, на окраине которого находится Палянское месторожде-

ние.

Этим, вероятно, объясняются некоторые особенности минерального со-

става руд (опал, халцедон, битумы типа антраксолита), более характерные для

ртутных месторождений опалитового типа.

Месторождения барит-киноварного типа

В особый минеральный тип выделяются месторождения, в составе руд которых,

кроме обычных минералов, характерных для месторождений ртутной форма-

ции, присутствует в значительных количествах барит, а околорудные гидро-

311

термальные изменения вмещающих пород выражаются не только в аргиллиза-

ции, карбонатизации и окремнении, но и в баритизации. Такие месторождения

размещаются главным образом в вулканогенных толщах, состоящих из порфи-

ритов основного и среднего состава, туфов, туфогенных песчаников и др. по-

род, отличающихся в некоторых районах повышенным против кларкового со-

держанием бария. Оруденение накладывается на вулканогенные толщи. Пред-

ставляется вероятным, что барий заимствуется рудообразующими растворами

яз пород вмещающих толщ.

Минеральный состав руд месторождений этого типа мало отличается от

состава руд других минеральных типов. Главный рудный минерал — киноварь;

второстепенные — антимонит, пирит, ртутьсодержащие блеклые руды, марка-

зит, борнит, халькопирит; редкие — сфалерит, галенит и др. Нерудные мине-

ралы — кварц, диккит, кальцит, барит, который иногда приобретает значение

главного минерала руд.

В одном случае в рудопроявлении Уланду в той же Курайской зоне, в ко-

торой расположены Акташское и Чаганузунское месторождения, в числе глав-

ных рудных минералов установлен новый цинк-кадмийсодержащий сульфид

ртути — сауковит.

Месторождения барит-киноварного типа выделяются в Алтае-Саянской

рудной провинции (Терлигхайское месторождение в Туве, Орлиногорское и Мав-

ринское месторождения Салаира, Коксаирское, Уландинское и другие рудо-

проявления Горного Алтая). К этому типу, по-видимому, может быть отнесено

Ашатское месторождение в Южном Тянь-Шане (Федорчук, 1969).

Терлигхайское месторождение

Терлигхайское месторождение находится в Тувинской АССР в зоне перехода

от Тувинской котловины к поднятию Западного Саяна.

Терлигхайский рудный узел (объединяет также однотипные месторождения

и рудопроявления — Арзакское, Акбельдырское, Узунсаирское и др.) приуро-

чен к системе субширотных разломов, которые входят в состав регионального

Саяно-Тувинского глубинного разлома, отделяющего каледонские складчатые

структуры Западного Саяна от испытавших погружение в девоне и позднем

палеозое — мезозое структур Тувы.

Терлигхайское месторождение структурно связано с Северо-Пельорук-

ским разломом, который ограничивает с севера Кызылхашскую грабен-син-

клиналь, сложенную вулканогенно-осадочными толщами нижнего и среднего

девона и осадочными толщами верхнего девона — нижнего карбона, и зажатую

среди приподнятых блоков нижнепалеозойского фундамента. По Северо-Пельо-

рукскому разлому в участке Терлигхайского месторождения толща песчаников

ордовика взброшена на рудовмещающую эффузивно-осадочную толщу нижнего

девона.

Мощность толщи нижнего девона, вмещающей месторождение, достигает

2000 м. В нижней половине толщи преобладают базальтовые и андезитовые пор-

фириты, менее развиты дацитовые порфиры, конгломераты, песчаники, туфо-

песчаники. В верхах толщи преобладающее значение имеют дациты, туфы да-

цитовых порфиров, красноцветные песчаники. Эффузивно-осадочная толща

залегает моноклинально с падением на юго-восток под углами около 50—

60°.

Толща разбита продольным разломом северо-восточного простирания,

который назван Магистральным, так как он является главной рудоконтролиру-

312

ющей структурой, а также сопряженными с ним поперечными разломами вто-

рого порядка северо-западного и субширотного простирания (рис. 125).

В рудовмещающей толще залегает ряд силлов диабазовых порфиритов

и несколько даек габбро-диабазов. Дайки внедрились в толщу нижнего девона

после того, как она была дислоцирована и разбита системой продольных и по-

перечных разломов на блоки. Габбро-диабазы даек сопоставляются с производ-

Рис.

125. Схема геологического строения Терлигхайского месторождения. По Б. Лапину

и материалам Тувинской экспедиции.

1 — песчаники и конгломераты ордовика; вулканогенно-осадочная толща нижнего девона: 2 — андезито-

дациты, 3 — туфы, туфобрекчии андезитовых и дацитовых лав, 4 — андезиты, 5 — риолито-дациты, б —

конгломераты, песчаники, 7 — силлы диабазов; 8 — дайки габбро-диабазов; 9 — зоны разломов; 10 —

рудные тела; 11 — ртутные рудопроявления; 12 — проявления сурьмяно-свинцовой минерализации

ными торгалыкского интрузивного комплекса, развитого в соседних районах

Тувы и имеющего возраст нижний карбон. Абсолютный возраст диабазов

Терлигхайского рудного поля (К-Ar методом по породам) определяется в 300—

370 млн. лет (Михалева, 1976 г.).

Вдоль Магистрального разлома и сопряженных с ним разрывных струк-

тур проявились интенсивные предрудные гидротермальные изменения вмеща-

ющих пород. Гидротермальные изменения и оруденение наложено на интрузив-

ные породы силлов и даек. В структурной связи с Магистральным разломом

и оперяющими его разрывами находятся все рудные участки в пределах Тер-

лигхайского месторождения. Видимо, Магистральный разлом явился основной

рудоподводящей, а разрывы второго и последующих порядков — рудовмеща-

ющими структурами.

На разведочном участке 2 оруденение локализуется в серии околоширот-

ных трещинных зон, образующих кулисно-эшелонную систему, закономерно

313

связанную с Магистральным и Пельорукским разломами. В этих трещинных

зонах среди андезитовых порфиритов размещается серия жилообразных и лин-

зообразных рудных залежей (рис. 126).

На участке 3 оруденение локализуется в местах пересечения послойных

северо-восточных и поперечных северо-западных трещинных зон и образует

рудные тела типа гнезд, линз и

рудных столбов.

В рудном поле Терлигхай-

ского месторождения чрезвычайно

широко развиты гидротермальные

метасоматиты. В настоящее время

выделены следующие группы ме-

тасоматитов (И. Щербань, 1974 г.;

А. Борисенко, И. Широких,

1976 г.): а) кварц-каолинитовые,

включающие кварциты и агаль-

матолиты разведочного участка 3;

б) кварц-гидрослюдистые, наибо-

лее широко развитые в рудном

поле; в) кварц-турмалиновые, раз-

витые главным образом в зоне

Магистрального разлома; г) кварц-

карбонатно-баритовые; д) кварц-

карбонат-диккитовые породы.

В Терлигхайском рудном по-

ле кроме ртутной проявились

сурьмяная и сурьмяно-свинцовая

минерализации.

Минеральный состав ртутных

руд характеризуется следующим

Рис.

126. Строение участка 2 Терлиг-

хайского месторождения.

—

четвертичные отложения; г — порфириты,

частично аргиллизированные;

з—разломы;

4 —

рудные залежи; 5 — участки концентриро-

ванного оруденения

образом

(В.

С. Груздев, 1971 г.; В. И. Васильев, 1976 г.). Главный рудный мине-

рал

—

киноварь. Достаточно широко распространены пирит и марказит. В малых

количествах встречаются гематит, халькопирит, блеклая руда — швацит. К ред-

ким гипогенным минералам относятся метациннабарит, сфалерит, онофрит.

Нерудные минералы — кварц, халцедон, барит, карбонаты, диккит, хлорит,

гидрослюды, каолинит. Гипогенная киноварь присутствует в двух генерациях.

По-видимому, ранней является метаколлоидная киноварь, образующая почко-

видные агрегаты в богатых рудах участка 2. Более поздней следует считать

вкрапленную киноварь в метасоматитах и в прожилках, выполняющих трещины.

Рудные тела Терлигхайского месторождения представляют собой: а) лин-

зовидные и жилообразные залежи в зонах разрыва и брекчирования в гидро-

термально измененных вмещающих породах; в ряде случаев такие залежи сла-

гают эшелонные системы (участок 2); б) гнездообразные тела неправильной

формы, иногда столбообразные, приуроченные к пересечению двух систем

314

трещинных зон — северо-восточного и субширотного или северо-западного

простирания (участок 3); в) послойные субпластовые рудные залежи, возник-

шие в результате избирательного метасоматоза в некоторых горизонтах пород

(участок 3); г) жильные тела.

Основные текстуры руд вкрапленно-прожилковые, вкрапленные, а также

массивные брекчиевидные, характерные для наиболее богатых рудных залежей

в зонах разрыва, в частности на участке 2.

На месторождении широко проявилась зона гипергенеза. Наиболее ин-

тенсивные изменения наблюдаются в кварц-гидрослюдистых метасоматитах,

богатых вкрапленностью пирита. В зоне гипергенеза они превращаются в отбе-

ленные, желтовато-бурые рыхлые породы, в которых гидрослюда и шамозит

замещаются каолинитом, пирит — ярозитом, карбонаты — гипсом.

Среди гипергенных минералов отмечаются гипергенная порошковатая

киноварь (за счет блеклой руды, онофрита и галогенной киновари), самородная

ртуть, ковеллин, азурит, малахит, каолинит, ярозит, гипс.

Формирование Терлигхайского месторождения было многоэтапным и,

по-видимому, длительным. Отчетливо выделяется ранний дорудный этап —

формирование вдоль ослабленных зон кварц-каолинитовых метасоматитов

и монокварцитов, наиболее полно выраженных в участке 3. Их образование

следует связывать с ранней кислотной волной гидротермальных растворов.

Второй этап может быть расчленен на ряд стадий. Первая — формирование

кварц-гидрослюдистых и кварц-турмалиновых метасоматитов. Температуры

минералообразования, судя по результатам изучения газово-жидких включе-

ний в минералах этой ассоциации, 100—165° С. В конце стадии отлагалось не-

которое количество сульфидов, в том числе киновари. Эта стадия, вероятно,

связана с деятельностью растворов слабо щелочного состава. Следующая ста-

дия — собственно рудная. Она определила формирование кварц-карбонат-ба-

ритовой ассоциации, а затем кварц-кальцит-диккит-сульфидной минеральной

ассоциации, формирование рудных тел. Температуры гомогенизации включе-

ний в минералах ассоциации 90—145° С.

Остается недостаточно ясным положение в этой схеме сурьмяно-свинцовой

минерализации. Она, как видно, предшествует образованию ртутных руд.

Все изложенное выше дает основание считать Терлигхайское месторожде-

ние эпитермальным, относить его к ртутной рудной формации и вместе с дру-

гими ртутными месторождениями Алтае-Саянской провинции связывать его

с позднегерцинской или мезозойской минерализацией, вызванной активизацией

рудогенерирующих очагов в зонах длительно развивавшихся глубинных разло-

мов (Кузнецов, 1958; 1960 г. и др.). Высказывались и другие представления

о геологическом возрасте месторождения. И. Туркин (1970 г.) привел сообра-

жения о связи Терлигхайского месторождения с девонским вулканизмом и о де-

вонском возрасте ртутного оруденения. А. Павлов (1971 г.) также считает воз-

раст месторождения девонским, но связывает его с невскрытой в данном районе

гранитоидной интрузией.

ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ ВУЛКАНОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Месторождения этой группы в Советском Союзе менее многочисленны. Они

распространены в областях альпийского и современного вулканизма — в пре-

делах Корякско-Камчатской, Охотско-Чукотской и Сахалинской ртутных

провинций Тихоокеанского рудного пояса, а также в Закарпатской и Кавказ-

315

ской провинциях, входящих в состав Средиземноморского пояса (Металлогения

ртути, 1976).

Месторождения этой группы относятся к опалитовой ртутной формации,

к опалитовому и кварц-диккитовому минеральным типам.

Месторождение Пламенное

Месторождение Пламенное находится на Чукотском полуострове и распола-

гается на окраине Охотско-Чукотского вулканического пояса. По данным

В.

Копытина (1972, 1976 гг.), месторождение связано с вулканическим купо-

лом мелового возраста, приуроченным к узлу пересечения региональных раз-

ломов северо-западного и северо-восточного простираний. В основании вулка-

нических образований залегают дислоцированные терригенные отложения

верхнего триаса и, по-видимому, вулканогенно-осадочные породы валанжин-

ского яруса.

Вулканический купол сложен различными эффузивными и субвулканиче-

скими интрузивными образованиями. Разрез эффузивов начинается покровом

крупнопорфировых липаритов, для которых характерно резкое преобладание

0 над Na

0. Выше залегает горизонт туфолав (игнимбритов), туфов и флюи-

дальных липаритов, который является маркирующим на месторождении. Мощ-

ность этого горизонта 30—60 м. Еще выше лежит покров мелкопорфировых

липаритов, сохранившиеся от эрозии останцы которых достигают мощности

50—80 м.

Эффузивная толща залегает почти горизонтально, но разбита серией ку-

лисно сопряженных крутопадающих разломов на ряд блоков. Абсолютный воз-

раст крупно- и мелкопорфировых липаритов составляет 102—105 и 104—105 млн.

лет, что соответствует границе апт — альба.

Интрузивные породы представлены Центральным штоком габбро-диори-

тов и субвулканическими телами и дайками андезитов и диоритовых порфири-

тов позднемелового возраста. К северо-западу от месторождения встречены

некки и дайки гранит-порфиров, гранодиорит-порфиров и фельзит-порфиров,

представляющих корневую фацию крупнопорфировых липаритов.

Месторождение приурочено к крупному сбросу северо-западного простира-

ния, который прослеживается на протяжении около 10 км, имеет амплитуду

вертикального перемещения 120—150 м и разделяет поля развития крупно-

и мелкопорфировых липаритов. К нему приурочены субвулканические тела

андезитов и зоны гидротермально измененных пород. Сброс является главной

рудоподводящей структурой. Кулисообразно к нему причленяются много-

численные разрывные нарушения, представленные минерализованными зонами

дробления. Они относятся к рудораспределяющим структурам.

В пределах рудного поля Пламенного месторождения выделяются четыре

рудных участка: Верный, Центральный, Заветный и Заозерный. К югу и юго-

востоку от месторождения находятся участки Андезитовый, Корнет и Гра-

ничный. Более других изучен участок Заветный (рис. 127). В его пределах

расположено наиболее крупное рудное тело, представляющее собой пластообраз-

ную залежь в зоне тектонического контакта покрова крупнопорфировых липа-

ритов с экранирующим ее горизонтом монокварцитов. Рудовмещающими по-

родами служат туфолавы, туфы и крупнопорфировые липариты.

Руды представлены густовкрапленной киноварью, пропитывающей основ-

ную массу липаритов и вкрапленники полевых шпатов. Обогащенные кино-

варью участки приурочены к зонам окварцевания или к трещинам, выполненным

316

317

низкотемпературным кварцем. Кроме киновари в рудном теле присутствуют

антимонит и пирит-марказит.

Подобными условиями локализации оруденения отличаются и другие руд-

ные участки, в том числе Заозерный, где рудные тела приурочены к зонам оквар-

цованных брекчированных липаритов и к монокварцитам, развившимся по

туфам липаритов.

Все породы в пределах рудного поля испытали предрудные гидротермаль-

ные изменения с образованием зон вторичных кварцитов серицитовой фации

(в понимании Н. Наковника). Прослеживается следующая зональность разме-

щения метасоматитов от рудных тел к периферии (и на глубину): а) зона моно-

кварцитов, иногда в виде полосы мощностью 3—5 м; б) зона серицитовых вто-

ричных кварцитов с каолинитом и адуляром, до 30—40 м. К этой зоне преиму-

щественно приурочено ртутное оруденение. Киноварь ассоциирует с серици-

том, низкотемпературным колломорфным кварцем, адуляром и каолинитом;

в) зона аргиллизированных (серицитизированных, слабо окварцованных)

осветленных пород. Она переходит в слабо измененные вмещающие породы.

Главное рудное тело в участке Заветном имеет пластовую форму и предста-

вляет собой почти горизонтально лежащий пласт оруденелого липарита. В кру-

топадающих зонах разломов рудные тела имеют форму неправильных и линзо-

видных залежей.

Главные минералы руд — киноварь, антимонит, кварц, халцедон, гидро-

мусковит, серицит, каолинит (диккит); второстепенные — пирит, марказит,

реальгар. Среди гипергенных минералов установлены — опал, фиброферрит,

метавольтин, копиапит, мелантерит, сидеротил, алуноген, калиевые квасцы,

галотрихит, валентинит, сенармонтит, стибиоконит, гипс, ярозит, самородная

ртуть, каломель, эглестонит, терлингауит, мозезит, монтроидит (Бабкин,

1969).

Кроме того, обнаружены розенит, барит, аммониевые квасцы (О. Вер-

шковская, 1970 г.). В рудных минералах характерно относительно высокое

содержание селена, причем содержание его в киновари ниже (среднее 0,00143%),

чем в антимоните (среднее 0,0653%).

Для руд месторождения характерны текстуры вкрапленная до массивной,

прожилково- или полосчато-вкрапленная, пятнистая, брекчиевидная; в анти-

монитовых рудах встречаются друзовая и крустификационная текстуры.

В процессе формирования месторождения, по-видимому, есть основания

выделять две стадии: 1) предрудную гидротермального метаморфизма и мета-

соматоза, 2) рудную сульфидную с двумя параллельными минеральными ассо-

циациями — кварц-антимонитовой и кварц-киноварной, иногда разобщенными

в пространстве.

По минеральному составу руд Пламенное месторождение является сурь-

мяно-ртутным. Выделяются участки, в которых преобладает антимонитовое

или киноварное оруденение. Увеличение количества антимонита с глубиной

в антимонит-киноварных рудах и его появление на глубине в существенно ки-

новарных участках свидетельствуют о проявлении вертикальной зональности

оруденения.

Чемпуринское месторождение

Чемпуринское месторождение находится на Камчатке, в пределах восточных

отрогов Срединного Камчатского хребта, в зоне активного третичного и четвер-

тичного вулканизма.

318

Участок месторождения сложен двумя вулканогенными толщами олиго-

цен — среднемиоценового возраста анавгайской и алнейской, прорванными

миоценовой субвулканической интрузией кварцевых диорит-порфиритов. Ниж-

няя,

анавгайская, толща образована переслаивающимися псефитовыми, псам-

митовыми и пелитовыми туфами и андезитами, смятыми в антиклинальную

складку северо-восточного простирания с углами падения крыльев 20—30°.

Месторождение расположено на юго-восточном крыле складки. Верхняя, ал-

нейская, толща представлена туфами, андезито-дацитами и андезито-базаль-

тами, с которыми ассоциируют субвулканические и экструзивные тела того же

состава.

Интрузия кварцевых диорит-порфиритов представляет собой сложную

систему секущих и межпластовых тел, прорывающих отложения анавгайской

толщи.

Все толщи вулканогенных пород и интрузивные образования разбиты сетью

разрывов северо-западного и северо-восточного простирания. Система разломов

играет решающую роль в формировании месторождения.

Вулканогенные и интрузивные породы испытали интенсивные гидротер-

мальные изменения с образованием метасоматитов, принадлежащих к форма-

ции вторичных кварцитов. По данным Г. Власова и М. Василевского (1964),

гидротермально измененные породы образуют систему параллельных зон, рас-

полагающихся кулисообразно. Строение зон в деталях отличается друг от друга,

но обычно зоны состоят:

а) из монокварцитового ядра, состоящего из кварца с гнездами самородной

серы, каолинита, звездообразными выделениями алунита, радиально-лучистыми

стяжениями халцедона, зернами диаспора, рутила, адуляра, чешуйками сери-

цита, зернами пирита;

б) алунитовой зоны, окаймляющей монокварцитовое ядро; алунитсодержа-

щие породы, кроме главной своей составной части — алунита — содержат

кварц, чешуйчатый каолинит, апатит, циркон, рутил, пирит, серицит, ильме-

нит, иногда диаспор в ассоциации с каолинитом;

в) каолинитовой подзоны, сменяющей алунит-диаспоровую, сложенную

в основном кварцем и каолинитом;

г) серицитовой подзоны, следующей за предыдущей, состоящей из кварца,

серицита, хлорита; эта подзона обычно сменяется пропилитизированными

андезитами или диоритами.

В отдельных участках, сложенных породами наиболее кислого состава,

проявляется опалитовая подзона, состоящая из опала, халцедона, кварца, лей-

коксена.

Оруденение локализуется в зонах разрывов и брекчирования метасомати-

тов.

Рудные зоны прослеживаются на сотни метров, причем оруденение резко

неравномерно и имеет гнездовый характер. Рудные тела в виде гнезд и линз

локализуются чаще в зонах кварц-серицитовых метасоматитов близ контактов

с монокварцитами. Намечается вертикальная зональность: киноварное оруде-

нение прослеживается до глубины 100—120 м; глубже появляются аурипиг-

мент-реальгаровые руды, которые сменяются аурипигмент-реальгар-антимони-

товыми. Наиболее концентрированное оруденение размещается вблизи покро-

вов андезито-базальтов алнейской толщи, по-видимому, игравшей роль

экрана.

Минеральный состав руд: главные минералы — киноварь, кварц, халце-

дон, доломит, кальцит; второстепенные — пирит, сфалерит, реальгар, аури-

пигмент, антимонит, серицит, гидрослюды, диккит, каолинит; редкие — мета-

319

циннабарит, халькопирит, галенит, блеклые руды, самородное серебро (?),

самородное золото (?).

Для руд характерны тонковкрапленная и прожилково-вкрапленная тек-

стуры. Эпизодически встречаются колломорфные, ,.рузовые и кокардовые струк-

туры.

С глубиной количество киновари заметно снижается и появляются анти-

монит и реальгар. На глубине 70—80 м от поверхности моноблок микроквар-

цитов выклинивается, а среди нерудных минералов начинает преобладать

карбонат, замещающий кварц и все рудные минералы.

В формировании гидротермально измененных пород и руд выделяется три

стадии: 1) дорудная, заключающаяся в интенсивной пропилитизации, частич-

ной серицитизации и формировании микрокварцитов; 2) предрудная, с широко

проявившейся серицитизацией и окварцеванием пород и слабо выраженной

полиметаллической и золото-серебряной минерализацией; 3) рудная с форми-

рованием ртутного оруденения. Формирование рудных тел происходило в близ-

поверхностных условиях на глубинах 0,6—1 км. Отложение руд осуществля-

лось из растворов при температуре 180—120° С. Вертикальная амплитуда про-

мышленного оруденения сравнительно невелика — первые сотни метров.

Устанавливается пространственная и структурная связь оруденения

дорудными

и интрарудными дайками и штоками андезито-базальтов, трассирующих

глубинные разломы, что свидетельствует о генетической связи оруденения

с глубинным очагом субвулканических интрузий, возможно, с верхней ман-

тией.

Рудная минерализация имеет посленижнеплиоценовый возраст. Месторо-

ждение относится к гидротермально-вулканогенной группе. Минеральный пара-

генезис и состав руд метасоматитов отвечают опалитовой ртутной формации

(Безсмертный, 1976).

Ртутная минерализация в данном районе ассоциирует с золото-серебряной

полиметаллической и серной. По-видимому, полиметаллическое и золото-се-

ребряное оруденение связано с миоценовым вулканизмом, ртутное — явно более

позднее, серное — завершает процесс гидротермальной минерализации (Вла-

сов,

Василевский, 1964).

Рудопроявяение вулкана Менделеева

Примером ртутного оруденения опалитового типа является рудопроявление

на вулкане Менделеева на о-ве Кунапшр (Курильские острова). Здесь выявлен

редкий тип ртутного оруденения представленный близповерхностными колче-

данными рудами с киноварью, причем отложение киновари из фумарольных

паро-гидротерм вулкана продолжается и в настоящее время.

Лавы вулкана представлены андезито-базальтами, лава экструзивного

купола является оливинсодержащим дацитом. В пределах фумарольных полей

андезиты и пирокластические породы испытали интенсивные гидротермальные

изменения и превращены в опалиты с алунитом, метасоматическим кварцем,

опалом, халцедоном и самородной серой. В этих породах локализована колче-

данная залежь, в которой среди сульфидизированных пород и значительно

реже в опалитах отмечается киноварь.

Колчеданная залежь состоит из пирита и марказита, в которых обнаружено

значительное (до 0,07%) содержание ртути. Подчиненное положение занимают

сульфиды ртути — киноварь, отличающаяся сравнительно высоким содержа-

нием селена, и метациннабарит. Редко встречаются антимонит и ртутьсодержа-

320