Рубцовское месторождение находится в одноименном рудном районе Алтая и приурочено к крупному вулкано-тектоническому прогибу, принадлежащему девонской тыловой островной дуге. Она прослеживается прерывисто в юго-восточном направлении на расстояние более 250 км, где с отдельными ее фрагментами связаны месторождения ещё трёх рудных районов – Змеиногорского, Лениногорского, Зыряновского.

Современная структура прогиба представлена пологой моноклиналью с падением на юго-восток под углом до 25–30^°. Основанием геологического разреза являются вулканиты риолитовых порфиров давыдовской свиты D₂. Выше согласно залегают глинисто-кремнистые алевролиты, сплошные колчеданно-полиметаллические руды, туфопесчаники, туфы кислого состава, углисто-глинистые и известковистые аргиллиты нижнекаменевской подсвиты D_2–3. Все эти отложения прорваны субвулканическими интрузиями риолитовых и риодацитовых порфиров D₃. Девонские образования несогласно перекрываются песчаниково-алевролитовыми и известняковыми отложениями бухтарминской свиты C₁.

Рудная зона связана с основанием разреза нижнекаменевской подсвиты. Ее промышленная составляющая представлена одним согласно залегающим с вмещающими породами телом (рис.). По простиранию оно прослеживается в ВСВ направлении на 800 м. Главными рудные минералы – сфалерит, халькопирит, галенит, пирит. Основные полезные элементы – Cu, Pb, Zn; промышленно значимые – Cd, Au, Ag и др. Руды сплошные тонко-мелкозернистые. В подчиненном количестве присутствуют неравномернозернистые бедные вкрапленные руды, тяготеющие к лежачему боку сплошных. По данным скважинной разведки вкрапленные руды отмечались и в висячем боку рудного тела [1, 7]. Однако, при эксплуатации месторождения нами установлено, что «вкрапленные» руды в висячем боку – не что иное, как горизонты (линзы) разрушенных нижележащих сплошных руд и совершенно «стерильных» белых аргиллизитов. Мощность таких горизонтов достигает 0.2–0.3 м, протяженность по латерали – до 10 и более метров. Их количество на одном участке изменяется от одного до 2–3, при этом они разделяются безрудными прослоями аналогичной мощности. Рудокластические горизонты отличаются большой разнородностью состава, размерности, окатанности и сортировки обломочного материала.

Обломки псаммитовой и агломератовой размерности состоят из серно-, медноколчеданных, колчеданно-полиметаллических, полиметаллических руд и подстилающих кварцитов. Максимальный размер достигает первых дм. По степени окатанности и изометричности они варьируют от угловато-занозистых неправильных геометрических форм до шарообразных окатышей с гладкой поверхностью. Последние формы характерны для обломков кремнистых пород. Текстурный рисунок (слоистость, полосчатость, пятнистость и т.д.) «срезается» гранью обломков, равно как рудные и другие прожилки в обломках подстилающих пород.

Контакты горизонтов переотложенных руд с вмещающими породами ясно выраженные и четкие. За пределами этих слоев рудные обломки, как правило, не встречаются, однако, они встречаются на латеральном продолжении рудокластических горизонтов.

Контакты сплошных руд с вышележащими породами и подстилающими вкрапленными рудами резкие, ровные или слабо извилистые. Неровности рудного тела в висячем боку «облекаются» тонкослоистыми аргиллизитами, а в лежачем – его «выпуклости» выполняют углубления на поверхности подстилающих пород или вкрапленных руд. Вкрапленные руды с вмещающими породами имеют постепенные переходы.

Распределение меди, свинца и цинка в целом по месторождению равномерное (отвечающие им коэффициенты вариации 31, 26 и 27 %). Коэффициенты корреляции составляют Zn-Cu – 0.61, Cu-Pb – 0.75, Zn-Pb – 0.89. Рудное тело имеет ясно выраженное зональное строение, при котором к нижней (по мощности) части тяготеет преимущественно медно-цинковое оруденение (соотношение Cu : Pb : Zn =1 : 0.5 : 1.1), к средней – медно-свинцово-цинковое (1 : 1.9 : 3.3) и к верхней – свинцово-цинковое (1 : 4.2 : 7.1) [5].

Характерная особенность месторождения – одиночные разноориентированные, в основном, крутопадающие прожилки (до 0.5–2 см), иногда образующие столбообразные «сгустки-рои» (дециметры – первые метры в сечении). Они развиты на нижних горизонтах месторождения среди вулканитов давыдовской свиты в 30–50 метров ниже промышленного оруденения. Их можно считать следами рудоподводящих каналов. По составу прожилки моно- или полисульфидные, состоящие из пирита, или галенита и сфалерита, или пирита и халькопирита, или из комплекса всех рудных минералов. Текстура прожилков массивная или вкрапленная, с равномерным и неравномерным распределением сульфидов. Одна из «жил», вскрытая квершлагом на III горизонте среди вулканитов давыдовской свиты имеет мощность 0.4–0.5 м и падение по азимуту 320^° под углом около 80^°. Жила сложена пиритом, густо вкрапленным в центре и постепенно исчезающим к лежачему и висячему бокам. Химический состав жилы приводится в таблице, из которой видно, что её «осевая» часть отличается от окружающих вулканитов повышенными значениями железа, серы и титана.

В настоящее время существует две точки зрения на генезис основного промышленного оруденения. Согласно первой из них практически все сульфидные руды представляются вулканогенно-гидротермально-осадочным продуктом, синхронным осадконакоплению среднедевонского вулканизма [5, 7]. Согласно второй – образование месторождения происходило метасоматическим способом в связи с внедрением в позднем девоне субвулканической интрузии риолитовых и риодацитовых порфиров [6].

Имеющийся в настоящее время геологический и химико-аналитический материал по месторождению свидетельствует в пользу первой концепции. В процессе поствулканической деятельности на дне водного бассейна образовалось вкрапленное, преимущественно серно-колчеданное оруденение в нелитифицированных осадках, а затем сплошные тонкозернистые колчеданно-полиметаллические руды основного тела. В образовании сплошных руд принимали участие, вероятно, высококонцентрированные и высокотемпературные растворы-рассолы, поступающие по немногочисленным разрозненным или «скученным» крутопадающим трещинам и проницаемым зонам. Они, как значительно более плотные по сравнению с плотностью морской воды, распространяясь на значительные расстояния от своих каналов, отлагали полезную минерализацию в пониженных формах рельефа морского дна сплошным покровом, образуя пластообразное рудное тело. Такая модель рудообразования давно приписывалась исследователями соответствующим месторождениям цветных и других металлов разных регионов, например, Д. Э. Уайтом [3] – месторождениям Калифорнии.

Специализация рудоподводящих каналов, по-видимому, приводила к нарушениям классической для таких объектов зональности (снизу-вверх): медно-цинковые ® медно-свинцово-цинковые ® свинцово-цинковые руды.

Рудоотложение происходило с перерывами во время которых формировались маломощные прослои туфоалевролитов (1–3 см), переслаивающиеся с рудами (0.5–1.5 см).

Можно предположить, что на облик месторождения значительное влияние оказали процессы гальмиролиза, проявленные как в механическом разрушении рудных залежей, так и их химическом преобразовании под действием морской воды и поздних флюидов смешанного гидротермально-гипергенного состава. Эти изменения проявились в развитии прожилковых руд, замещении вулканокластического материала комплексом глинистых минералов. Процессы гальмиролиза кажутся сходными с описанными для уральских месторождений [2], но отличаются от описанных автором для Корбалихинского месторождения [4].

После захоронения оруденения в позднем девоне на участке месторождения произошло внедрение субвулканической интрузии риолитовых и риодацитовых порфиров, с чем связывается наложение на стратиформные колчеданно-полиметаллические руды прожилков барита [7].

С конца позднего франа – начала фамена до карбона участок месторождения находился во власти денудационных процессов, а затем перекрыт осадками раннего карбона. В раннем миоцене рудная зона оказалась на уровне эрозионного среза, в результате чего частично была разрушена и смыта, а оставшаяся самая верхняя часть – окислена. В неоген-четвертичное время месторождение было перекрыто глинами мощностью до 80–100 м.

 

 

1.      Бальтер Б. Л., Чинаков И. Г. Гидротермальная аргиллизация рудовмещающих пород на Рубцовском месторождении // Тр. ЗСОВМО, 1977. Вып. 4. С. 85–93.

2.      Масленников В. В. Седиментогенез, гальмиролиз и экология колчеданоносных палеогидротермальных полей (на примере Южного Урала). Миасс: Геотур, 1999. 348 с.

3.      Уайт Д. Э. Месторождения ртути и цветных металлов, связанные с термальными минеральными источниками // Геохимия гидротермальных рудных месторождений. М.: «Мир», 1970. С. 479–528.

4.      Чекалин В. М. Геолого-генетическая модель Корбалихинского месторождения полиметаллических и колчеданных руд на Рудном Алтае // Геология и геофизика, 1985. № 8. С.78–91.

5.      Чекалин В. М. Геолого-генетические особенности Рубцовского месторождения полиметаллических руд на Рудном Алтае // Руды и металлы, 2002. № 1. С. 23–31.

6.      Чекваидзе В. Б., Кудрявцева Н. Г., Исакович И. З., Бакуев Н. С. Условия формирования метасоматитов и руд Рубцовского месторождения на Рудном Алтае // Геология рудных месторождений, 1978. № 2. С. 71–82.

7.      Чинаков И. Г. О рудных обломках на Рубцовском месторождении (Рудный Алтай) // Геология рудных месторождений, 1976. № 6. С. 96–100.