Геологическое строение медноколчеданного месторождения Челопеч (НРБ)

Актуальность и цель работы. Продолжительные поиски месторождений полезных ископаемых не исчерпали перспектив Челопечского рудного поля (НРБ). В условиях очень высокой степени его разве-данности большое значение для рациональных и эффективных поисков новых рудных тел приобретает знание генетических особенностей и структурных закономерностей локализации оруденения. Выявление их наиболее целесообразно производить при помощи детального комплексного изучения структуры и вещества хорошо вскрытых эксплуатируемых рудных объектов, таким и является Челопеч. На основе полученных таким образом результатов можно установить критерии для поисков руд в аналогичных структурах не только рудного поля и Пана-гюрского рудного района, но и в сенонских вулканитах всей Средне-горской структурной зоны. Актуальность работы заключается также в том, что далеко не исчерпаны резервы самого Челопечского месторождения.

В процессе работы решались следующие задачи:

1. Расшифровка геологической структуры месторождения и истории ее формирования.

2. Разработка обоснованных рекомендаций для поиска новых рудных тел на месторождении.

3. Разработка критериев поисков руд в аналогичных структурах рудного поля, Панагюрского рудного района и в сенонских вулканитах среднегорской структурной зоны.

4. Освоение методики структурно-петрофизического анализа и применение ее сначала при изучении геологии Челопечского месторождения, а в будущем и других рудных объектов.

Фактическая основа и методика исследований.

Фактический материал, положенный в основу данной работы, был получен автором в результате полевых и лабораторных исследований в I98I-I984 гг. В течение этого периода было проведено три полевых сезона. На месторождении автор документировал подземные горные выработки, скважины и проводил картировочные маршруты на поверхности. Всего было отобрано более 2000 различных проб для лабораторных исследований. Под микроскопом изучено около 300 шлифов и аншлифов. Определялись рудно-петрофизические характеристики пород и руд для 230 образцов. На 91 плоско-параллельной пластинке ультразвуковым методом для восстановления палеотектони-ческих полей напряжений различных этапов и стадий формирования структуры месторождения были построены диаграммы анизотропии продольных ультразвуковых волн. Для реставрации палеотектоничес-ких полей напряжений по сопряженным трещинам скола также использовалась методика М. В. Гзовского (1975). Было выполнено около 2000 полуколичественных спектральных анализов. Применялись локальные методы химического анализа для определения стехиометри-ческого состава и примесей в рудных минералах. Определения проводились в рудно-микроскопической лаборатории кафедры полезных МГУ на установках JXA-5 и LMA-I. Математическая обработка данных всех исследований осуществлялась на ЭВМ СМ-4, IBM 370/145 и ccmmandIII" Автором специально для целей структурного анализа геологических данных составлено несколько программ. Построено на ЭВМ (вм 370/145 commandIII) при помощи системы eis около 125 карт: изоконцентрационные геохимические, петрофизичес-кие в изолиниях, стереографические геохимические и петрофизичес-кие.

Научная новизна и практическая ценность работы.

Выделены рудно-петрофизические, геохимические и рудно-петрофизическо-геохимические группы пород, слагающие два основных комплекса. Первый из них включает породы, благоприятные для циркуляции флюидов, и развит в рудоподводящих каналах и зонах выноса рудных компонентов. Второй комплекс пород, обладающих низкими фильтрационными свойствами и высокими значениями упруго-прочностных свойств, слагает обособленные структурные блоки, около и внутри которых происходило накопление рудного вещества, т. е. они служили своеобразными структурйо-петрофизическими барьерами рудо-отложения. Впервые для месторождения выявлено два основных этапа формирования структуры — синвулканический и поствулканический. Рудообразование протекало в течение первого этапа в две стадии. Для всех этапов и стадий восстановлены палеотектонические поля напряжений. Предложены практические рекомендации для дальнейших поисково-разведочных работ с целью обнаружения новых рудных тел на месторождениях.

Апробация работы. По теме диссертации опубликовано 4 статьи. Основные результаты исследований были доложены на IX и X конференциях молодых ученых геологического факультета Московского государственного университета в 1982 г. и в 1983 г. Работа обсуждалась с геологами Челопечского рудника и геолого-разведочного предприятия (г.София), преподавателями Горно-разведочного факультета Горно-геологического института (г.София), ведущими исследовательские работы на месторождении.

Защищаемые положения.

I. Челопечское рудное поле представляет собой сложную рудно-магматическую систему, которую можно рассматривать как модель совместного формирования субвулканических медноколчеданных, меднопорфировых и жильных полиметаллических месторождений. Ее возникновение обусловлено вулканической деятельностью, которая проявилась в условиях эпиконтинентального рифтогенеза во время пред-орогенной стадии геосинклинального цикла.

2. Одним из ведущих факторов контроля оруденения являлись разные по масштабам петрофизические барьеры. На Челопечском рудном поле рудоносные флюиды поступали из глубинных зон, сложенных породами кристаллического фундамента, характеризовавшихся низкой пористостью, проницаемостью и высокими упруго-прочностными параметрами. Проникновение их в высокопористые, проницаемые и хрупкие приповерхностные вулканогенные образования способствовало активному рудоотложению и формированию прожилково-вкрапленных рудных тел.

3. На месторождении Челопеч рудовмещающие породы — это высокопористые, трещиноватые и брекчированные пиропластические и, в меньшей степени, субвулканические образования, залегающие на породах фундамента. Медноколчеданные с высоким содержанием сульфосо-лей залежи линзовидной, штокообразной и трубообразной форм сложены прожилково-вкрапленными, реже — массивными типами руд и приурочены к жерловой и прижерловой зоне палеовулкана.

4. В истории формирования структуры месторождения выделено два основных этапа — синвулканический и поствулканический. В первый этап в течение двух стадий протекали процессы рудообразова-ния. Наиболее важной для локализации руд была первая стадия, когда растягивающие усилия действовали в СВ направлении, а сжимающие — в СЗ. В это время образовалась основная масса руд. Во вторую стадию произошла инверсия палеотектонического поля напряжений, существенно сократилось поступление глубинных минерализованных растворов и активизировались процессы гидротермального выщелачивания и переотложения ранее образовавшихся сульфидов.

В этих условиях сформировались мелкие рудные тела и зоны вторичной вкрапленности.

5. В результате пространственного анализа выделенных при помощи кластерного метода, и рудно-петрофизических групп и комплексов установлено, что жесткие блоки-концентраторы оруденения сложены породами с низкими фильтрационными и высокими упруго-прочностными свойствами и имеют клиновидную форму. Размеры их резко возрастают в глубинных частях месторождения, т. е. на глубине перспективные площади значительно большие, чем в приповерхностных зонах.

6. При ведении поисково-разведочных работ в условиях Челопеч-ского рудного поля наряду с детальным геологическим картированием структурными и геохимическими исследованиями рекомендуется применять структурно-петрофизический метод, который позволяет выделять потенциально рудоносные локальные петрофизические аномалии. Особое внимание следует обращать на клиновидные структуры и, в первую очередь, на участки их выклинивания. На геодинамических схемах рекомендуется выделять участки с крутыми падениями осей сжимающих усилий, которые часто являются рудоподводящими каналами.

Работа выполнена на кафедре полезных ископаемых геологического факультета Московского государственного университета. Автор выражает глубокую признательность заведующему кафедрой академику В. И. Смирнову за постоянное внимание и контроль. Выполнение диссертационной работы стало возможным благодаря постоянной поддержке и помощи со стороны профессора Г. Ф. Яковлева, Н. И. Еремина, доцентов: Н. Н. Шатагина, Ю. С. Бородаева, В. В. Авдонина, ст.н.сотр.: Т. Я. Гончаровой, А. Л. Дергачева, 10.И.Демина и всех остальных сотрудников кафедры полезных ископаемых, а также сотрудника ИМГРЭ А. П. Трофимова. Большую помощь оказали болгарские специалисты, преподаватели Горно-геологического института доц. П. Попова, гл.асс. Св. Бакырджиев, которым автор выражает благодарность. Работе диссертанта содействовали преподаватели софийского университета: проф. М.1елязкова, Здр. Илиев, ст.н.с. института полезных ископаемых (г.София) Р. Димитров и С. Куйкин, геологи разведочной партии и, особенно, Доб. Стойчков, геологи рудника Ст. Андреев, Д. Нешев и Р.Каменов. Большую помощь при подготовке карт, построенных на ЭВМ, оказали сотрудники ГИИЦ и, особенно, Йор.Кирков. Автор пользовался консультациями ст.н.с. Софийского Геологического института: В.Вычева. Своему руководителю и учителю, доктору геолого-минералогических наук ст.н.сотр. В. И. Старостину автор особенно благодарен и признателен за помощь, ценные советы, внимание и всестороннюю поддержку.

ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ ЧШОПЕЧСКОГО РАЙОНА И.

МЕСТОРОЖДЕНИЯ.

Первые сведения о геологическом строении Челопечского рудного поля содержатся В трудах Ami Boue (1840), Fr. Toula (1881), Г. Златарского (1893), Г. Бончева (1907), Ст. Бончева (1910), Н. Пушкарова (1927), Б. Каменова (1936), Ек. Бончева (1940), П. Мандева (1942) и др.геологов. Они базируются на данных отдельных маршрутных исследований, составленные карты касаются только периферийных частей района.

Рудная минерализация впервые была обнаружена еще Г. Зла-тарским в 1882 г., который отметил наличие пирита, и затем, в 1923 г. Г. Бончев описал следующие минералы: халькопирит, галенит, сфалерит, тетраэдрит и барит.

Накануне второй мировой войны на выявленных рудопроявле-ниях проводились разведочные работы французским акционерным обществом «Луда Яна». Несколькими скважинами и горными выработками было вскрыто рудное тело № I. В 1949 году в районе проводил геологическую съемку Г. Николаев, который впервые описал нижнепалеозойские гнейсы и амфиболитыфиллиты и кварцитытуронокие конгломераты, песчаники, углистые сланцы и т. д. В сенонских толщах он выделил три литологических горизонта, дал петрографическую характеристику андезитов и правильно указал на их пространственное размещение. Он впервые выделил Че-лопечскую синклиналь и надвиг гнейсов и амфиболитов на палеозойские филлиты. Среди вулканических пород Г. Николаевым описано две зоны пропилитизации, отличающиеся интенсивной пиритизацией (СЗ от Челопеча и Лилчов дол).

В 1951 г. М. Константинов составил геологическую карту р масштаба 1:5 ООО для небольшого участка всего в 4,5 кмс.

Он обратил особое внимание на гидротермальные изменения и выделил площади, характеризующиеся слабой, средней и сильной пропилитизацией.

Предварительная разведка месторождения была начата в 1953 г. и проводится совместно Геологоразведочным и Горнометаллургическим управлениями. Результаты разведки обобщены А. Ушевым (1954). Детальная разведка проводится Геологоразведочным управлением, начиная с 1956 года. Все полученные данные обобщены А. Ушевым и Г. Димитровым в отчете 1959 г., где приведен и подсчет запасов.

В 1956 г. Н. Мутафчиевой и С. Поликаровой проводилось детальное картирование масштаба 1:2 ООО непосредственно на площади месторождения (II км^).

Геологические карты района М 1:25 ООО были сделаны геолого-съемочной партией № I под руководством Б. Враблянского в 1958 году. На них выделено уже шесть горизонтов в породах верхнего мела, два в верхнем туроне и четыре в Маастрихте.

Сведения о геологическом строении и тектоническом положении района содержатся во многих работах, посвященных региональным проблемам Болгарии (йс.Бончев, Ю. Карагюлева (1961), Ст. Бончев, М. Моев (1961), Н. Йорданов, Д. Чунев, И. Станев (1965), Ст. Зафиров (1966), Ек. Бончев (1969;1979) и др. Особенно важным для понимания геолого-структурных особенностей месторождения является выделение Забалканского глубинного разлома на границе между Среднегорской и Старопланинской структурными зонами.

Минеральный и химический состав руд детально исследовал Г. Терзиев (1962, 1964, 1965, 1966, 1968 и др.). Им впервые для Болгарии было установлено 19 новых минеральных видов, среди которых костовит и хемустит зарегистрированы как новые минералы. Он впервые отмечает зональность оруденения, которая выражается в проявлении халькопирит-тенантит-пиритовых руд в верхних частях месторождения, ниже следуют лютцонит-энаргит-пиритовые руды, а на самом низком разведанном уровне — диге-нит-борнит-пиритовые. В периферийных частях медноколчеданных руд и особенно в верхних частях в ограниченном количестве проявлена свинцово-цинковая минерализация с баритом. Г. Тер-зиев объясняет эту зональность различной миграционной способностью металлов, а разных минеральных ассоциаций в медной зоне различной активностью серы на разных гипсометрических уровнях. Он исследовал и содержания элементов-примесей в главных минералах и поведение в разных типах руд. Минеральная и геохимическая зональность руд рассматривается как результат моноасцедентного рудоотложения при средних температурах и наибольшей глубине.

В 1966 г. завершен отчет Н. Мутафчиева, С. Поликаровой и С. Чипчаковой, в котором они обращают специальное внимание на структуры и гидротермальные изменения горных пород. Они выделяют разлом с простиранием 60−65° и падением 70−80° на СЗ как главный рудоподводящий канал. Зоны оруденения, согласно авторам отчета, приурочены к оперяющим трещинам, простирающимся по аз. 75−110° и падающим под углом 65−80° на юг. По их мнению гидротермальные изменения имеют зональное строение по отношению к подводящему каналу — в центре располагаются вторичные кварциты и затем следуют кварц-серицитовые и пропшштизи-рованные зоны.

Данные, полученные в результате детальной разведки, легли в основу подсчета запасов проведенного в 1965 г. Г. Димитровым, Ив. Мутафчиевым, М. Гроздановым и М.Поповым. В этой работе авторы описывают три основные рудные зоны, маркированные вторичными кварцитами и тектоническими нарушениями. С участием С. Чипчаковой были выделены гидротермальные фации пород. Орудененив связывается с ларамийским тектоно-магмати-ческим циклом. Выделяются 3 стадии рудообразования и высказывается мнение о средне-низкотемпературном характере растворов.

В период 1965;1968 гг. под руководством М. Грозданова 2 проводится картирование масштаба 1:5 ООО на площади 20 км. На составленной карте для более обширного района детально расчленены вулканические породы и выделены зоны гидротермально-измененных пород. В этом отчете М. Грозданов определяет возраст полимиктовых песчаников как маастрихтских, которые раньше принимались за туронские.

В 1969 г. был произведен новый подсчет запасов месторождения в отчете Г. Димитрова, М. Грозданова и Х. Цветкова, в котором учтены геологические и геолого-минералогические исследования, полученные в процессе картировочных работ 1965;68 годов и специальных тематических работ Ив. Мутафчиева и Ст.Чыпчаковой.

Важным этапом в изучении Челопечского месторождения является диссертация Ив. Мутафчиева (1968) и связанные с ней публикации. Они дают комплексное представление о геологии, структуре, гидротермальной деятельности, минеральном составе, морфологии, условиях локализации и генезисе оруденения. Возраст основной части вулканитов определяется как домаастрихт-ский. Рудоконтролирующей и, вероятно, рудоподводящей он рассматривает систему тектонических нарушений с простиранием 70−90° и падением 70−80° к северу. Кроме того, выделено шесть рудных зон (1,1А, И, Ш, 1У и У), связанных со сложной системой разломов, простирающихся по аз. 80−110° и падающих под углом 60−80° на юг. Рудная минерализация приурочена к контакту анд-езитовых тел с туфогенными толщами. Рудные тела по их форме разделяются на два типа — штокообразные и трубообраз-ные.

В 1973 году закончен отчет Г. Димитрова и Хр. Цветкова, описывающий только западные участки месторождения. В нем показана бесперспективность площади для поисков медно-золотых руд. Это привело к развертыванию геологоразведочных работ на соседних участках.

Следующий этап исследований связан с работами преподавателей Горно-разведочного института и геологов Комитета геологии, в результате которых был написан отчет (М.Моев и др., 1975 г.), и опубликована серия статей, затрагивающих разные проблемы геологии и металлогении (М.Моев, М. Антонов, 1976;77 гг., М. Моев, П. Попов и др., 1977, П. Попов, Ив. Мутафчиев, 1978;79 гг. и др.).

На основании детальных биостратиграфических исследований верхнемелового вулканогенно-осадочного комплекса было доказано наличие всех этажей верхнего мела. Возраст вулканических и субвулканических пород был определен как коньяк-сантонский. Подробно были изучены все породы района. В разрезе верхнего мела выделено 7 литолого-стратиграфических единиц. Пять из них-Челопечская свита, Воденокая пачка, Воздолская пачка, Мирковская свита, Чуговицкая свита (М.Моев, М. Антонов, 1976 г.). Выявлена роль субвулканических тел и вулканической структуры в процессе рудообразования.

В эти же годы была составлена геолого-структурная карта масштаба 1:10 ООО, и выяснены основные черты тектоники рудного поляустановлена поздняя тектоническая переработка восточной части центриклиналивыяснено большинство факторов, влияющих на локализацию оруденения и поисковых предпосылокдана мотивированная прогнозная оценка рудного поля и составлена прогнозная карта масштаба 1:10 ООО.

В 1981 году под руководством П. Попова закончена работа по хоз. договору с Геологическим управлением. Основной целью этой работы было исследование северных и южных флангов рудного поля. Проведено минералогическое опробование на месторождениях Воздол и Карлиево. Составлена структурная карта масштаба 1:5 ООО на месторождении Воздол. Дана новая петрологическая характеристика верхнемеловых вулканитов, и составлена новая структурная карта масштаба 1:25 ООО рудного поля, в которой отражены Карлиевская криптовулканическая структура и Челопеч-ская кальдера. Исследована золоторудная минерализация на месторождении Челопеч.

I. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА I. Стратиграфия.

Согласно современным представлениям (70) в районе Че-лопечского рудного поля, выделяется четыре комплекса: докем-брийский — сильнометаморфизованный, нижнепалеозойский — сла-бометаморфизованный, верхнемеловой — вулканогенно-осадочный и четвертичный — делювиально-пролювиальный.

Докембрийский комплекс пород.

Докембрийские верхнеархейские-нижнепротерозойские (28) образования развиты в основном восточнее реки Бревенска на СБ фланге рудного поля, и только небольшое обнажение имеется в долине реки Воздол. На Воздолском участке породы докембрий-ского комплекса вскрываются во многих скважинах. В их основании залегают филлиты палеозойского возраста. Этот факт вполне подтверждает наличие большого Етрополского надвига.

К западу от реки Бревенска докембрийские породы трансгрессивно перекрываются вулканогенно-осадочным комплексом верхнего мела. Наиболее широкое распространение он имеет на южном и юго-западном участках района, на месторождении Кар-лиево и за пределами рудного поля. В составе комплекса принимают участие гнейсы, сланцы и согласные или секущие амфиболиты. Главными из них являются очковые гнейсы и мусковитовые гнейсовидные сланцы (фиг. 1,2) с гранобластовой структурой (фиг. I Минеральный состав представлен плагиоклазами, мусковитом, биотитом, кварцем, гранатом, пиритом, цирконом и др. Иногда гранат образует крупные порфиробласты с размерами 1−8 мм. Амфиболиты представляют собой темные, мелко-среднезернистые породы сланцеватой текстуры и массивной гранонематобластовой и диабластовой структуры. Они приурочены к контактам с фила б.

7 V V 8 ч.

— ЯМ" 1″ Ш 1 /гин" Ь—Я^и—— 16 17 У 18.

Фиг. I. Геолого-структурная схема Челопечского района I — четвертично-плиоценовые отложения- 2 — флиш, чуговишская свита (кампан — Маастрихт) — 3 — глинистые известняки, мирковская свита (сантон-кампан) — 4 — туфы, лавы, туффиты Воздолского вулкана- 5 — жерловые фации Воздолского вулканаб — поздние субвулканические тела- 7 — породы челопечской свиты (коньяк — сан-тон): песчаники, туфы (а), туфы, лавы (б) — 8 — ранние субвулканические тела- 9 — песчаники (турон) — 10 — аргиллиты, филлиты, кристаллические сланцы (нижний палеозой) — II — гнейсы, амфиболиты, кристаллические сланцы (докембрий) — 12 — рудные тела- 13 — надвиги- 14 — взбросы- 15 — разломы- 16 — геологические границы- 17 — шахта- 18 — разрезы литами. Узкой полосой амфиболиты обнажаются в долине реки Бревенска. Переход от амфиболитов в гнейсы постепенный и маркируется сланцеватыми ячеистыми амфиболитами.

На некоторых уровнях амфиболиты содержат большое количество кварцевых прослоев и приобретают светлую окраску. Все породы докембрийского комплекса сильно катаклазированы. Очень часть они прорваны жильными и дайковыми телами различного возраста и состава, самые древние из которых также сильно изменены и дислоцированы. В районе Воздол широко распространены спессартитовые и кварц-трахиандезитовые дайки. В средне-горском кристаллическом блоке, в сильнометаморфизованном комплексе выделяют две свиты: нижнюю амфиболитовую и верхнююгнейсовую. Согласно современным схемам (23) эти толщи корре-лируются с верхней серией (Аз) Прародопского массива, у которого возраст определен как поздний архей — ранний протерозой.

В рассматриваемом районе докембрийский комплекс представлен в основном верхней гнейсовой свитой. Максимальную мощность он приобретает в долине реки Бревенска — 1000 м, а в других местах, где комплекс вскрыт скважинами, его мощность меньше.

Слабометаморфизованный палеозойский комплекс.

Палеозойский комплекс неустановленной мощности широко представлен в северных частях рассматриваемого района в верховьях рек: Равнишка, Бревенска. Восточнее пика Мургана породы этого комплекса слагают всю центральную часть горы. В районе месторождения Воздол несколько скважин достигают верхнего контакта под породами сильнометаморфизованного комплекса, который проходит здесь по поверхности крупного надвига. Палеозойские образования трансгрессивно перекрываются верхнемело.

Фиг. 2. Идеализированная схема строения Челопечской палеовулканической структуры. I — высокометаморфизованные ДСм породы- 2 — слабометаморфизо-ванные Рг породы- 3 — угленосная толща- 4 — песчаниковая толща- 5 — челопечская свита — мергели, песчаники, туфыб — воздолская пачка — туфы, лавы- 7 — мирковская свитакрасные и пестрые известняки- 8 — чуговицкая свита — флиш- 9 — воденская пачка — известковые аргиллиты- 10 — субвулканические тела — кварцевые трахиандезитыII — разломы- 12 — месторождение Челопеч- 13 — месторождение Боздол. выми толщами и четвертичными делювиально-пролювиальными отложениями. В строении комплекса принимают участие в основном тонкозернистые филлиты со сланцеватой текстурой и микролепи-догранобластовой, микрогранолепидобластовой структурой. Менее развиты пласты филлитизированных аргиллитов, кварцитовые прослои и ядра. Наблюдается множество секущих и согласных кварцевых жил, субвулканические и интрузивные тела.

О возрасте комплекса существует несколько мнений. Рг"Тои1а датирует его карбоном, Пушкаров — силур-карбоном, Николаев и Врблянски и др. — ордовиком (9,46).

В новейшей работе по этому району (70) возраст слабо-метаморфизованного комплекса по суперпозиции и сходству составов пород предполагается как поздний лландовери-карадок (ордовик) .

Верхнемеловой вулканогенно-осадочный комплекс.

Породы верхнемелового комплекса имеют наиболее широкое распространение в районе Челопечского рудного поля. Они представлены разнообразными осадочными, вулканогенно-осадочными, вулканическими и субвулканическими образованиями общей мощностью превышающей 1200 м. В литостратиграфическом отношении породы комплекса расчленены на толщи, свиты и пачки: угленосная толща, песчаниковая толща, Челопечская свита, Воздолская пачка, Мирковская свита, Чуговицкая свита и ее Воденская пачка (4 2).

А. Угленосная толща.

Угленосная толща распространена в северо-западных и центральных участках района, а на северо-западе образует хорошо выдержанную полосу. На центральном участке она прорвана крупными согласными и секущими субвулканическими телами и на поверхности проявляется как отдельные линзовидные пятна, претерпевшие гидротермальную переработку. Толща начинается с мелкообломочных осадочных брекчий и конгломератов, далее вверх следуют гравелиты и разнозернистые песчаники (фиг.2). На некоторых уровнях присутствует значительное количество угольного вещества. Затем следует многократное чередование песчаников, песчано-углистых сланцев и тонких прослоев и линз каменного угля.

Обломочные компоненты имеют полигенное происхождение и пеструю окраску. В их составе выделяется жильный кварц, пегматиты, различные виды гнейсов, другие образования. В скважинах встречены большие гнейсовые блоки, представляющие собой олистолиты. Песчаники обычно полимиктовые и разнозернистые. Алевролиты и углистые сланцы появляются чаще в верхних горизонтах толщи. Они по латерали быстро выклиниваются. Мощность угольных прослоек несколько сантиметров и не имеют практического значения.

Угленосная толща залегает трансгрессивно на поверхности, сложенной разными породами метаморфического комплекса. Западнее хижины Мургана участка Белия Камык ее перекрывают отложения песчаниковой толщи, а по долине реки Воздол — четвертичные породы. Мощность варьирует в широких пределах и достигает 350 м. Из-за послойного внедрения субвулканических тел видимая мощность увеличивается до 700 м. Наличие мощных псефито-вых пластов указывает на то, что в начале позднемеловая трансгрессия проходила в районах с сильно расчлененным рельефом.

Отложение толщи происходило в условиях с обильным привносом терригенного материала. В северном и северо-западном направлении поступление грубозернистого терригенного материала уменьшается.

По микрофаунистическим данным возраст угленосной толщи определен как сеноман-ранний турон.

Б. Песчаниковая толща На поверхности песчаниковая толща обнажается на южном склоне горы, западнее селения Мургана. Она сложена в основном разнозерннстыми полимиктовыми и аркозовыми песчаниками и в меньшей степени глинистыми песчаниками и известково-песчаны-ми аргиллитами. В ее верхних частях также отмечаются прослои углистых сланцев. Песчаники сложены в основном зернами кварца, плагиоклаза, реже микроклина и очень редко обломками филлитов, кварцитов, гнейсов и гранодиоритов. Текстура породы массивная, слоистая, а структура — неравномернозернистая. В некоторых слоях имеется косая слоистость.

Песчаниковая толща залегает согласно на угленосной. Мощность ее варьирует от 20 до 200 метров. Согласно фаунисти-ческим определениям возраст толщи определяется как поздний турон.

В. Челопечская свита Ее название происходит от названия села Челопеч (-42). Раньше она описывалась как первый горизонт сенона (4в) или первый и второй горизонты Маастрихта (9).

В составе свиты участвуют осадочные и вулканические породы: мергели, полимиктовые песчаники, кварц-трахиандезиты, кварц-трахиандезитовые туфы и туффиты. Свита распространена повсеместно в Центральном Среднегорье и продолжается за его пределами. Ее выходы на поверхность обычно обуславливают сильную расчлененность рельефа. Мощность свиты варьирует от 50−100 м до 2000 метров. Латеральные изменения весьма характерны и связаны с неравномерным участием вулканогенных компонентов. Свита залегает трансгрессивно на разнородном фундамен.

5 Ь «си Б— О Й.

Г I х > о Ж с о.

А Д-.

— о чуговицская СВИТА.

БОДЕНСКАЯ ПАЧКА.

МИРКОВСКАЯ СВИТА.

ЧЕЛОПЕМСКАЯ СВ№.

ВОЗДОЛЪСКАЯ ПАЧКА.

Фиг. 3. Схема соотношений между обособленными сенонскими литостратиграфическими единицами в Центральном Среднегорье те и лишь в отдельных участках она согласно сменяет туронские отложения. В верхних частях свита по резкой омене литологии переходит в мирковскую свиту. На некоторых участках, в связи с интенсивным проявлением вулканической деятельности она отделена от последней границей размыва. Возраст Челопечской свиты коньяк-сантон.

Г. Воздолская пачка Челопечской свиты Представляет собой хорошо обособленное литологическое тело среди пород Челопечской свиты. Она сложена многократным чередованием кварц-трахиандезитовых лав, лавобрекчий и туфов.

Располагается на породах Челопечской свиты. Латерально и по вертикали резко меняет литологический состав. На отдельных участках отделяется границей размыва от отложений Мирков-ской свиты. Мощность варьирует от О до 2000 м. Возраст Воз-долской пачки коньяк-оантон.

Д. Мирковская свита Ее название происходит от названия села Мирково (42). Раньше ее относили ко второму горизонту сенонского подотдела (^6) или третьему горизонту маастрихтского яруса (9). Распространена повсюду в Центральном Среднегорье и за его пределами. Выходы Мирковской свиты на поверхности обуславливают куэстовый и овражистый рельеф.

Она сложена, главным образом, красными и пестрыми глинистыми известняками (фиг.2,5) и залегает на отложениях Челопечской свиты и ее Воздолской пачки. В верхней части Мирковская свита постепенно переходит в чуговицкую свиту. Мощность Мирковской свиты варьирует от I до 250 м. Возраст ее сантон-кампан.

Е. Чуговицкая свита Ее название происходит от местности Чуговица, расположенной СЗ села Челопеч (42). Первоначально свита описывалась как третий горизонт сенона (4б), либо четвертый горизонт Маастрихта (9)" либо как флишевая толща (2?). Она сложена ритмичным чередованием известковых песчаников, алевролитов и аргиллитов. Среди них наблюдаются хорошо выдержанные пачки песчаников (фиг. 2,5). Чуговицкая свита широко распространена в Среднегорье. Мощность свиты более 600 м, а возраст — кампан-маастрихт.

Ж. Боденская пачка чуговицкой свиты Названа по имени реки Воден севернее села Мирково (42). Она сложена главным образом известковыми аргиллитами и четко литологически обособляется от пород Чуговицкой свиты. Пачка распространена в южной части Стыргелско-Челопечской полосы. С ее выходами связаны отрицательные формы рельефа. Боденская пачка связана постепенным переходом с мирковской свитой, а по латерали и вертикали имеет резкую границу с отложениями чуговицкой. Ее мощность варьирует от 0 до 250 м. Возраст пачки кампан-маастрихт.

Четвертичные делювиально-пролювиальные отложения В рассматриваемом районе четвертичные отложения имеют неравномерное распространение и мощность. В Златишко-Пир-допском районе они обладают выдержанной и большой мощностью, в горах развиты в понижениях рельефа и в долинах. По составу четвертичный комплекс сложен грубозернистыми песками и галечниками с неравномерным соотношением фракций и глинисто-песчаной основной массой. Состав терригенного материала зависит от литологического состава коренных пород.

2. Магматизм.

Описание характера верхнемелового магматизма в районе Челопечского рудного поля проводилось многократно. Г. Николаев в 1947 г. считал магматические породы района кальциево-ще-лочными андезитами. Затем Мутафчиев, Поликарова, Чипчакова (1966) и Грозданов (1969) на основании детальных геологических исследований, выделяют более ранние дацито-андезиты и поздние андезиты. На участке месторождения Карлиево Ковачев и др., М. Михнова описывают мелкие тела и дайки гранодиорито-вых порфиров, риолитов и риодацитов. Попов и Мутафчиев выделяют 3 этапа сенонского вулканизма (без участка Карлиево): субвулканический дацито-андезитовый, эффузивный андезитовый и субвулканический андезитовый. Наиболее современные сведения о магматизме Челопечского района приведены в отчете П. Попова и др. Ими выделено для сенонского времени четыре этапа. Первый связывается с внедрением субвулканических интрузивов кварц-латит-андезитового состава. Второй этап разделяется на два подэтапа. В течение первого протекала в основном эксплозивная эффузивная деятельность, и имели место небольшие лавовые излияния. Второй подэтап характеризовался внедрением поздних субвулканических тел после кальдерообразо-вания. Третий этап представлен поздними послерудными образованиями жерловой, субвулканической и пирокластической фаций Воздолского вулкана. По составу они определены как муджиери-ты. Четвертый этап магматизма выделен условно. Он представлен в районе Карлиевского месторождения небольшими телами и дайками риодацитового, кварц-латитового и дацитового состава, а также монцогранитовыми и гранодиоритовыми порфирами. Предполагается, что магматизм четвертого этапа начался раньше магматизма третьего этапа и завершился одновременно с внедрением поздних субвулканических тел. Основанием для подобного вывода служит то обстоятельство, что муджиериты — это натриево-щелочные породы, а породы четвертого этапа относятся к калие-во-щелочной серии. Они представляют собой один из наиболее поздних магматических дифференциатов, за счет которых образовались породы первых двух этапов (кварцевые латит-андезиты). В связи с принятой в СССР классификацией магматических пород породы кварц-латит-андезитового состава переименованы в кварцевые трахиандезиты ().

Кварцевые трахиандезиты первого этапа — порфировые породы светло-серого цвета и массивной текстуры (фиг.6−8). Вкрапленники занимают более 50% объема породы и представлены в основном плагиоклазами и реже амфиболами. Они слагают несколько больших субвулканических тел на северном участке рудного поля. На востоке обнаруживается ряд более мелких тел, прослеженных к северу от города Златица.

Кварцевые трахиандезиты второго этапа в отличие от первых меланократовые породы массивной текстуры с четко выраженной порфировой структурой. Минералы порфировых образований слагают около 45% объема пород и представлены также в основном плагиоклазами и меньше амфиболами. Они развиты на центральных участках рудного поля в пределах верхнего течения рек Воздол и Млинденска на севере и Челопечской котловины на юге. Представлены породами двух фаций: эффузивной и субвулканической.

Среди эффузивных выделяются туфы и лавы. Наибольшим распространением пользуются агломератовые и лапиллиевые туфы (фиг.9−10, слагающие более 95% разреза центрального участка. В западном направлении происходит уменьшение размера обломков и зерен минералов и на крайнем западе месторождения уже преобладают пепловые туфы и туффиты. Лавовые потоки и покровы имеют небольшую мощность (несколько метров) и встречаются крайне редко.

Муджиериты третьего этапа макроскопически подобные породам второго этапа, только количество порфировых минералов намного больше (60−65% объема пород). При этом размеры плагио-клазовых вкрапленников увеличиваются и достигают 5−6 мм. Эти породы развиты в нижнем течении реки Воздол, на ее отрезке до выхода в Челопечскую котловину.

Породы четвертого этапа обнажаются севернее и восточнее села Карлиево, в юго-восточной части рудного поля. Макроскопически они лейкократовые со светло-серой основной массой.

Породы первых трех этапов характеризуются микрозернистой основной массой. Она сложена в основном калиевыми полевыми шпатами, амфиболами, биотитом и кварцем.

Калиевый полевой шпат образует мелкие изометричные зерна, а иногда радиально-лучистые агрегаты. Роговая обманка и биотит присутствуют в ограниченном количестве. Роговая обманка почти полностью замещается элидотом, кварцем и кальцитом. В породах второго этапа биотит и амфибол опацитизированы. Всегда в основной массе присутствует кварц. Он представлен агрегатами мелких зерен, цементирующих ранее выделившиеся минералы или замещает амфиболы.

В породах второго и третьего этапов в основной массе присутствует вулканическое стекло, иногда в значительных количествах. В лавах оно частично девитрифицировано. Встречаются и микролиты плагиоклаза и как акцессорные минералы — апатит и сфен. В редких случаях отмечается мусковит, а очень редко в субвулканических породах второго этапа отмечаются пироксеновые зерна.

Основная масса пород четвертого этапа — микролитовая и ее состав зависит от степени кристаллизации. В субвулканических породах основная масса сложена микролитами калиевого полевого шпата, которые иногда образуют радиально-лучистые агрегаты. В некоторых случаях основная масса имеет сферолитовое строение кварц-полевошпатового состава. В более хорошо рас-кристаллизованных породах гипабиссального облика основная масса уже зернистая, и в ней присутствуют все минералы, которые встречаются в порфировых выделениях: плагиоклаз, кварц, калиевый полевой шпат, биотит и мусковит.

Плагиоклаз — это основной минерал вкрапленников. В породах первых 3 этапов его количество достигает 60−70 $ общей массы фенокристаллов. Размеры выделений варьируют от I мм в породах четвертого этапа до 2−2,5 мм в породах второго этапа и до 34 мм в породах первого этапа. В муджиеритах размеры вкрапленников достигают 4−6 мм. В трахиандезитах первого этапа плагиоклаз представлен андезином (Ан 30−45%), второго этапа — андезин-лабрадором (Ан 35−55%) и в муджиеритах и породах четвертого этапа — андезином 20−40% Ан). Наблюдается полисинтетическое двойникование по альбитовым и периклиновым законам. Они почти всегда имеют зональное строение с более кальциевыми ядрами. В субвулканических породах первого этапа в некоторых участках появляется плагиоклаз, обладающий ритмичной концентрической зональностью, обусловленной чередованием полос с высоким и низким содержаниями анортита. Всегда он изменен. Повсеместно хорошо выражена калишпатизация, которая проявляется либо как оболочка вокруг плагиоклазовых зерен, либо развивается в форме пленок по поверхностям спайности, затрагивающая в той или иной степени весь кристалл. При наличии концентрической зональности калиевый полевой шпат развивается преимущественно по полосам, богатым анортитом.

Очень редко вместе с калишпатизацией наблюдается и аль-битизация. Почти всегда намечается слабая серицитизация и карбонатизация по трещинам и иногда по более кальциевым ядрам. Иногда отдельные его части замещаются халцедоном. В единичных случаях наблюдается эпидот в ядрах с повышенным содержанием кальция.

Зерна роговой обманки имеют длиннопризматическую форму, достигая длины 2−3 ммобычно сильно измененызамещены эпи-дотом, хлоритом, карбонатом, кварцем. Редко сохраняются только отдельные реликты амфибола (С: 15−25°). В породах второго и третьего этапа в роговых обманках по периферии наблюдается опацитизация, которая в первом этапе встречается очень редко.

Биотит встречается редко, за исключением пород четвертого этапа. Он изменен, так же как и амфибол имеет коричневый цвет, иногда замещается мусковитом. В ряде случаев он развивается по пироксену. В породах второго и третьего этапа биотит тоже опацитизирован.

Кварц, как вкрапленник встречается только в породах четвертого этапа. Он образует округлые или слегка зазубренные формы, корродированные в основной массе. Кварц прозрачен, местами обладает мозаичным погасанием. В редких случаях он встречается в виде единичных зерен в породах первых трех этапов.

Калиевый полевой шпат встречается в форме вкрапленников только в породах четвертого этапа. Зерна его достигают размера 1,5−2 мм. Представлен микроклином с неясным сетчатым строением, иногда с пертитовыми структурами. В ряде случаев в нем.

Фиг. 5. Аркозовый песчаник.

Фиг. 7. Субвулканический кварцевый трахиандезит.

Фиг. 9. Литотуф.

Фиг. 10. Витрокластический туф.

Фиг.11.Витрокристаллокластичеокий туф. обнаруживаются реликты плагиоклаза с неровными очертаниями, которые замещаются микроклином. Часто по калиевому полевому шпату развивается мелкосреднезернистый кварц, который прежде всего концентрируется в его центральных частях.

Микроскопические наблюдения показывают, что кристаллизация магмы на всех этапах сенонского магматизма происходила быстро в неравновесных условиях с широким развитием автомета-соматических процессов. П. Поповым по 15 силикатным анализам вычислен нормативный минеральный состав. Установлено, что основные породообразующие минералы это: плагиоклаз, калиевый полевой шпат, кварц, биотит и в двух третях и амфибол, который всегда присутствует в породах четвертого этапа. Акцессорные минералы: магнетит, апатит и реже титаномагнетит. Нормативный состав плагиоклазов в породах первого этапа — Ан 27−33%, второго этапа — 30−41%, третьего этапа — 21−26% и четвертого этапа Ан 28−43%.

На основе этих данных по классификации Штрекайзена породы первого и второго этапа определены как кварцевые трахи-андезиты (фиг.12). Породы третьего этапа характеризуются более кислым составом плагиоклазов и более высоким содержанием натрия.

Породы четвертого этапа вулканического облика определены как дациты и риодациты, а в субвулканических телах как гранодиоритовые и монцогранитовые порфиры.

На основании приведенных данных видно, что верхнемеловые магматические породы в пределах Челопечского рудного поля относятся к щелочной серии. На это указывает и соотношение между суммой щелочей и содержанием кремнезема (фиг.15), где показано, что большинство пород попадает в поле щелочных пород и только одна проба в поле кальциево-щелочных.

Фиг. 12. Классификационная диаграмма Штрейкайзена для магматических пород различных этапов Челопечского рудного поля.

I — первый- 2 — второй- 3 — третий- 4 — четвертый.

— 37.

А* 0⁰+ к- 0% 5.

10 фиг.13.Диаграмма отношения суммы щелочных окислов и кремнезема. Разграничительная линия Куно (1966)(усл.обозн.см.фиг.12) кгО У о.

I-г.

2 ^.

Мар Ус.

Фиг. 14. Диаграмма отношения между щелочными окислами. Разграничительные линии Миделмоуста (1975) (усл.обозн.см.фиг. 12). 4.

Большинство пород можно отнести к калиевой серии (фиг) и только породы третьего этапа (муджиериты) к нат-риево-щелочной серии. Степень дифференциации породообразующей магмы очень мала, и развиты исключительно средние породы с содержанием кремнезема 52−60%. Только породы третьего этапа содержат несколько повышенные концентрации кремнезема (64%). Они могут рассматриваться как более кислые дифферен-циаты сенонского магматизма.

3. Тектоника.

Челопечское рудное поле располагается на границе между Среднегорской и Старопланинской структурными зонами, в восточной части Стргелско-Челопечской полосы (фиг.15). Эта полоса одними исследователями { 46) трактуется как синклинальная складка, а другими (5) как тектонический ров. В настоящее время большинство геологов рассматривают ее как структуру, сформировавшуюся в зоне забалканского глубинного разлома, на границе между Среднегорским и Шипченским антиклинориями. В региональном плане Челопечская синклиналь, являющаяся самой крупной структурой в Стргелско-Челопечской полосе, представляет собой фрагмент складчатой системы и ориентирована по азимуту 110−130° (2). Южнее данной синклинали располагается Среднегорская антиклиналь, Макоцево-Смольская синклиналь и другие складки западной части Панагюрской полосы. Севернее Челопечской синклинали находятся Бабинская антиклиналь и Едашокая синклиналь. Все отмеченные складки образовались в ч конце верхнего мела в ларамийскую тектоническую фазу (фиг.15).

Более молодые структуры пинерейской складчатости откар-тированы в восточной части Стргело-Челопечской полосы (Будак-сыртская и Воздолская синклинали). Они простираются по азимуту 110−120°.

Челопечская синклиналь простирается по азимуту 110−120° и имеет горизонтальное положение шарнира. Осевая плоскость складки наклонена на ЮЗ под углом 70−80°. Южное крыло рассечено многочисленными разломами. В современной структуре сохранились в первоначальном виде шарнирная часть и Северноекрыло синклинали. Месторождение располагается в ЮВ части складки.

Во время верхнего мела Среднегоръе представляло собой.

032 ШЕз Шь Ш$ ЕЗ* ЗВз ЕНюИм Шя^яЩ^Ш'в.

Фиг. 15. Схема тектонического строения Стргело-Челопечского района.

I — антропоген- 2 — верхний мел- 3 — триас и юра- 4 — палеозой- 5 — докембрий- 6 — субвулканические тела — кварцевые трахианде-зиты- 7 — дациты- 8 — диориты и гранодиориты- 9 — оси антиклиналей- 10 — оси синклиналейII — сбросы (I — Забалканский) — 12 — надвиги (П — Етрополский) — 13 — взбросы (Ш — Кашанский) — 14 — сдвиги- 15 — месторождение Челодечантиклинали*. А — Сред-негорскаяВ — БабинскаяГ — Етрополскаясинклинали: Б — Чело-печскаяД — Елацкая восточную часть Банато-Среднегорского рифта с проявлениями калиево-щелочного магматизма и связанного с ним медного, железного и др. типов оруденения (88).

В пределах центрального Среднегорья обособлен Панагюр-ский рудный район, в котором находятся медноколчеданные и меднопорфировые месторождения. Челопечское рудное поле занимает его северные окрестности. Его пространственное положение и развитие сенонской магматической деятельности обусловлены наличием ВЮВ (100−120°), реже ВСВ (60−70°) разломов. Кроме того, имеются субмеридиональные (340−355°) разломы типа трансформных, вдоль которых образовывались зоны повышенной проницаемости земной коры.

Местоположение и объем Челопечского рудного поля определяются одноименной вулканогенной структурой, о наличии которой упомянули Попов и Мутафчиев. Она формировалась в результате многоэтапной сенонской вулканической деятельности^).

В строении Челопечской вулканогенной структуры участвуют ранние субвулканические интрузии, Челопечский вулкан, Воз-долский вулкан и Карлиевский криптовулкан. В центральных частях рудного поля, по данным Пиштялова, на глубине 6−8 км фиксируется положительная гравитационная аномалия, которая очевидно отмечает положение периферического магматического очага. Она вытянута в ВСВ направлении и имеет длину примерно 7 км при ширине 4 км.

Ранние субвулканические интрузии вскрыты на северных участках Челопечской комплексной структуры и отличаются кварц-трахиандезитовым составом. Два из них имеют более крупные размеры: южный, так называемый Петровденский, и северный — Мурганский (фиг.16). Они залегают несогласно в породах докембрийского, палеозойского и туронского возраста.

ЮВ Ак сз.

Б — В'.

Фиг.16.Разрезы через Челопечокое рудное поле.Усл.обозн.см.фиг.1.

Форма интрузивов преимущественно штоковидная, слегка вытянутая в ВСВ направлении при конформном, концентрическом внутреннем строении. На современном уровне эрозионного среза Петровденский интрузив разделен песчаниками туронского возраста на три самостоятельных тела, которые по данным буровых скважин на глубине сливаются в одно целое. Северная часть Петровденского субвулканического интрузива характеризуется силлообразным контактом, т. е. почти согласно с наслоением в туронских осадках (фиг.1).

Более мелкие тела ранних субвулканических интрузий, имеющие штокообразную или дугообразную форму установлены в северных и восточных участках рудного поля. Они характеризуются плитообразной формой и имеют ВСВ простирание.

Челопечский вулкан занимает участок между долинами р. Калугерица и р. Бревенска и имеет диаметр около б км. Он формировался во время второй стадии магматической деятельности, которая была преимущественно эксплозивной. Представлен вулканическим конусом, сложенным бомбовыми, агломератовыми и лапиллиевыми, реже пеловыми туфами и лавовыми покровами кварц-трахиандезитового состава. Палеовулкан расположен непосредственно на фундаменте, сложенном туронскими песчаниками (на северо-восточном участке), ранними субвулканическими интрузивами и южными, вероятно, докембрийскими метаморфитами (на южных участках). На современной поверхности обнаружены фрагменты вулканического конуса, притом, большая часть его перекрыта поствулканическими породами верхнего сенона, а другая уничтожена эрозией.

После формирования аккумулятивного вулканического конуса произошло кальдерообразование, которое отмечается развитием радикальных и концентрических разломов (фиг.1). Кроме того, в пределах центральной части вулканической толщи отмечается понижение подошвы вулканитов на несколько сотен метров по сравнению с внешними частями (фиг.16). Диаметр Челопечской кальдеры приблизительно 4 км.

Жерловая часть вулкана находится 400−500 м западнее устья ущелья «Чуговишко дере». Здесь же находится фокус ради-ально-концентрической системы разломов и участки развития глыбовых туфов на некоторых горизонтах. В жерловую структуру в заключительную фазу магматической активности внедрились более поздние субвулканические интрузивы, представленные кварцевыми трахиандезитами массивной, реже брекчиевой текстуры. Они характеризуются вытянутой плитообразной формой и погружаются круто в южном направлении, к местоположению магматического очага. Простирание массивов на восточных участках варьирует около 60−70°, а на западных — 100−110°, что, вероятно, обусловлено унаследованием разных разломов радиального типа. Самый крупный интрузив прослеживается у подножия склонов горы Стара планина. Он внедрен в Забалканский разлом Ек. Бончева и частично жерло вулкана (фигЛ). Главным образом лавобрекчии и кластолавы развиты в прижерловом участке, где из-за высокой проницаемости отделение летучих происходило взрывным способом. Некоторые интрузивы этого типа по-существу являются ответвлениями от главного.

Карлиевская криптовулканическая структура установлена на юго-восточном участке рудного поля (52). Ее формирование связано с внедрением магматического расплава в породы кристаллического фундамента. Внедрение происходило на субвулканическом уровне, вероятно, без выбросов магматических продуктов на поверхность. Эта структура маркируется прежде всего системой радиально-концентрических разломов, центр которой находится на северной окраине поселка Карлиево (фиг.1). Радиальные разломы развиты лучше. Южные участки Карлиевской структуры замаскированы более поздней тектонической переработкой. Положение структуры отмечается также развитием верхяемеловых даек риодацитового, дацитового, монцогранодиоритового и гранитного состава, а также многочисленных кварцевых жил. Они внедрялись преимущественно по радиальным и концентрическим разломам. На северо-восточном участке Карлиевской структуры установлен ряд апофиз более глубоко залегающего гранодиори-тового штока, который образовался на пересечении радиальных, концентрических и региональных ССЗ разломов. Вероятнее всего Карлиевский криптовулкан формировался одновременно с внедрением поздних субвулканических интрузий.

Воздолский вулкан прорывает восточную часть Челопечского вулкана. Его жерло устанавливается севернее деревни Челопеч, в долине реки Воздол, в месте пересечения радиального и концентрического разломов. Оно вытянуто в ВСВ направлении и сложено лавобрекчиями муджиеритового состава. Не эродированным остался только южный склон вулкана, на котором откартирова-но несколько лавовых потоков, перемещающихся с туфогенными песчаниками.

На территории Челопечского рудного поля была установлена сложная сеть тектонических нарушений, состоящая из линейных разломов разной ориентации и возраста, радиально-концентричес-ких разломов и надвиговых структур.

Линейные разломы можно объединить в шесть групп: ВСВ (60−70°), ЗСЗ &-П-130°), ССЗ (150−160°), ССВ (20−40°), субмеридиональные (350−10°) и субширотные (85−95°). ВСВ разломы развиты преимущественно в восточной, а ЗСЗ — в западной части рудного поля. Вдоль этих разломов произошли многократные движения сбросового, сбросо-сдвигового и сдвиго-взбросового характера, Они контролировали формирование верхнемелового бассейна, внедрение магмы, рудообразование и послерудное блоковое расчленение рудного поля. Более древние подвижки имели большую амплитуду, чем молодые, вследствие чего в более молодых породах эти разломы прослеживаются только как зоны интенсивной трещиноватости.

Существование ССЗ разломов предполагалось в основном по данным геофизики (77). В результате исследований (2) установлено, что они имеют широкое развитие, выдержаны, прямолинейны, имеют крутое падение и маломощные зоны брекчирова-ния. Вдоль этих разломов происходили в основном сдвиговые перемещения. ССВ разломы, как и субмеридиональные, имеют такую же характеристику, но распространены в значительно меньшей степени.

Субширотные разломы имеют небольшое развитие. Характеризуются преимущественно молодыми сбросовыми движениями.

Радиальные и концентрические разломы формировались в разных тектонических обстановках. На Челопечском вулкане они являются результатом кальдерного опускания центральной части, а на Карлиевском криптовулкане — следствием внедрения субвулканического штока. Очень часто радиальные и концентрические разломы унаследовали пространственное положение более древних разломов либо некоторые их участки, которые имели благоприятную ориентацию. Во время более поздней тектонической деятельности движения вдоль этих разломов возобновились. Характер этих движений на данном этапе соответствует движениям по линейным разломам.

Надвиговые структуры представлены Етрополским надвигом и Челопечским взбросо-надвигом { 2). Первый формировался во время австрийских деформаций и установлен в фундаменте. Чело-печский взбросо-надвиг имеет лиринейский возраст и виргирует в северо-западном направлении. Он разрывает Челопечский вулкан и является послерудной структурой, которая дополнительно усложняет строение рудного поля.

В пределах рудного поля установлено три месторождения: Челопеч, Воздол и Карлиево. Самым большим из них является месторождение Челопеч, которое расположено в центрадьных частях Челопечского вулкана и характеризуется медноколчеданным оруденением.

Месторождение Воздол находится в северной части Челопечского вулкана, в участке развития концентрических структур. Здесь под северным пологим контактом Петровденского интрузива сохранились туронские песчаники и конгломераты с олисто-стромами, залегающие на метаморфитах Етропольского надвига. Установлен ряд разломов, имеющих ВСВ простирание, самый большой — Мечитский. Вдоль разломов во время турона произошли синседиментационные подвижки. Рудная минерализация представлена жильным и прожилково-вкрапленным типами, приуроченными к зонам разломов (фиг.16). В. Ковачев отмечает, что промышленная минерализация представлена халькопирит-айкинит-сфалери-товым и галенит-карбонатным парагенезисом. Намечаются две главные рудоносные зоны: северная — приуроченная к Мечитскому разлому и южная — расположенная вдоль контакта Петровденского интрузива. Кроме того, установлены рудные тела и их апофизы, расположенные в оперяющих разломах или в зонах рассланцевания в метаморфических породах. Иногда в туронских осадках встречаются пластообразные рудные тела, согласные со слоистостью. Благоприятными для локализации руд были также участки вторично активизированных радиальных разломов, имеющих ЗСЗ, СЗ до меридионального простирания. В некоторых из случаев они являются рудовмещающими. Вероятно, палеогидротермальная система Воздолского месторождения была связана с Челопечской. При этом Мечитский разлом в этом отношении соединялся с зоной брекчирования Етропольского надвига и аналогичной зоны брек-чирования вдоль контакта Петровденского интрузива. Последняя являлась рудоподводящим каналом, достигавшим центра Челопеч-ского вулкана. В глубине вдоль контакта установлено прожил-ково-вкрапленное оруденение типа линейного штокверка. На верхних горизонтах оруденение выклинивается, и здесь развита только убогая прожилково-вкрапленная минерализация.

Месторождение Карлиево находится в юго-восточной части рудного поля и локализовано в северо-восточной части Карлиев-ской криптовулканической структуры. Оруденение представлено штокверком, который преимущественно занимает апикальную часть упомянутого ранее гранодиоритового штока, т. е. локализовано как в сенонских интрузивных породах, так и в докембрийских метаморфитах. Участок характеризуется наличием радиальных, концентрических и линейных (региональных) разломов), а также интенсивной трещиноватости, которая развита как в магматических, так и в метаморфических породах. Рудная минерализация по данным Ковачева и др. относится к прожилково-вкрапленному типу и представлена пирит-халькопиритовой, кварц-молибденовой и кварц-сфалерит-галенитовой парагенетическими ассоциациями.

Формирование Челопечского рудного поля произошло в результате разнообразных процессов — осадконакопления, вулканизма и тектонических деформаций. В связи с этим намечаются следующие 8 этапов: нижнемеловой (австрийская фаза), турон-ский, сантонский, нижнесенонский, верхнесенонский, ларамий-ский, пиринейский и неогеновый.

Первые три этапа являются дорудными. Б это время сформировался Етропольский надвиг и Среднегорский рифт. Наиболее важным в структурном и металлогеническом отношении был нижне-сенонский этап, в течение которого произошла интенсивная, многофазовая и разнообразная магматическая деятельность, в результате которой образовалась Челопечская комплексная вулканическая структура и формировались отмеченные выше постмагматические рудные проявления. В этом этапе можно выделить несколько подэтапов: а) Внедрение ранних субвулканических интрузий. Магмопро-водящими каналами служили ВСВ, реже ЗСЗ разломы, а ССЗ и меридиональные нарушения являлись трансформными структурами.

В конце этого подэтапа произошла пенепленизация рельефа и наложение более молодых эффузивных потоков как на разных ярусах турона, так и на ранних субвулканических телах. б) Формирование аккумулятивного конуса Челопечского стратовулкана. Вулканическая деятельность произошла в подводных условиях и имела преимущественно эксплозивный характер. в) Образование Челопечской кальдеры и системы радиально-концентрических разломов, сопровождаемое проседанием ее центральной части. г) Внедрение поздних субвулканических интрузивов. Это произошло в результате возобновления движений вдоль ВСВ и ЗСЗ разломов. Активизировались также и субмеридиональные трансформные разломы. Вероятно синхронно с этими процессами в метаморфические породы фундамента (юго-восточная часть рудного поля) внедрились гипабиссально-субвулканическая интрузия и радиально-концентрическая система нарушений. Все эти процессы привели к формированию Карлиевской криптовулканической структуры. На конечных стадиях подэтапа после затухания магматической деятельности возросла интенсивность гидротермального рудообразования. д) Формирование Воздолского вулкана. Эта магматическая деятельность муджиеритового состава являлась пострудной, поскольку в вулканитах палеосооружения встречаются рудоклас-ты (44,54).

Следующие четыре этапа протекали в пострудное время. В это время происходило накопление поствулканических глинисто-карбонатных и флишевых толщформирование субширотных складчатых и разрывных структур (Челопечская синклиналь, Вуновский взброс и др.) (I) — усложнение Челопечского взбро-со-надвига и активные вертикальные блоковые перемещения.

П. МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ.

Петрофизические исследования на рудных объектах проводятся в двух направлениях: I) расшифровка истории: формирования структур рудных полей и месторождений, 2) выявление образований, наиболее благоприятных для рудозамещения. Структурное направление предполагает комплексную петрофизическую характеристику горных пород и определение характера изменения физических и. механических свойств для различных этапов и. стадий формирования структур. Исследование горных пород в отношении благоприятности замещения их рудным веществом включает изучение в различной степени замещаемых рудой образований, а также связи эндогенных ореолов с определенными петрофизическими группами пород.

Все отмеченные вопросы могут решаться только в комплексе с другими методами при детальном геологическом картировании. Совершенно необходимо полевое изучение трещиноватости., кливажа, сопряженных разрывов и складок. Важно, чтобы выделяемые в поле толщи и пачки, различные фации магматических пород, а также ме-тасоматиты и. тектониты были не только охарактеризованы по всей площади изучаемой структуры, но и расшифрованы причинные связи между всевозможными геологическими характеристиками и физико-механическими свойствами в каждом из выделяемых на картах и схемах типов образований.

Структурно-петрофизическое изучение эндогенных месторождений осуществляется в два периода: полевой и. лабораторный. В полевой период наряду с комплексным исследованием геолого-структурных и минералого-геохимических особенностей локализации эндогенных руд проводятся работы по отбору проб и составлению полевого варианта специализированной геолого-структурной карты месторождения или. рудного поля. В пункте, наблюдения необходимо провести статистические замеры: I) трещиноватости. с указанием типа разрывов (сколы или отрывы) и, если возможно, отдельно для разновозрастных систем нарушений- 2) жил и, даек. Желательно выявить сопряженные системы разрывов в соответствии, с принципами, разработанными М. В. Гзовским (12).

Отбор проб — наиболее сложная и важная операция, поскольку именно эта стадия исследования существенно влияет на получение доброкачественных результатов. Здесь нужно прежде всего четко представлять всю программу исследований, учитывающих специфику геологического строения исследуемого объекта. При этом, для определения физико-механических свойств помимо специальных проб целесообразно максимально полно использовать образцы руд и. пород, обычно отбираемых при геологических исследованиях. Здесь нужно учитывать, следующее: взятые пробы должны быть ТИПИЧНЫМИ для изучаемого геологического объекта, и образцы для определения различных физико-механических свойств нужно брать из одного монолита (пробы), причем из этой же пробы отделяются блоки для изготовления шлифов и аншлифов, проведения химических • анализов и других аналитических исследований. Особое внимание должно обращаться на документацию глубоких буровых скважин в опорных профилях. Отобранные в них образцы должны дать равномерную характеристику рудовмещающих образований по всему разрезу и по всем фациям пород.

Нами было взято 230 проб, из которых 142 ориентированных. Для лабораторных исследований из них были приготовлены плоскопараллельные пластинки, толщиной около I см к с размерами поверхности не менее 4×4 см для ориентированных образцов. Для всех проб сделаны шлифы, аншлифы (для рудных образцов) и спектральные анализы. Исследование производилось в следующем порядке.

Сначала плоскопараллельные пластинки высушивались в сушильном’шкафу в течение 8 часов, при температуре Ю5°С и взвешивались в сухом состоянии на аналитических весах с точностью до.

0,005 г. Затем они помещались в ванночку с водов и через строго фиксированные промежутки времени (20 мин., 4ч., 24 ч., 72 ч.) взвешивались. После 5 суток, когда большинство образцов почти полностью насыщены, они взвешивались дважды: в воздухе и в жидкости (вода), что позволило рассчитать плотность.

Измерение скоростей распространения ультразвуковых волн проводилось на установке УЗИС-ЛЭТИ (фиг.17). Вычисление скорости проводилось по формуле:

11 «1о vo6p. ——————-v эт. ni «no где v0(jp — скорость ультразвуковых волн в образце, м/сек.- 1, lj ~ отсчет по шкале компаратора ИЗВ-2 соответственно без образца и с образцом, в мм-п, njотсчеты по шкале микрометрического винта эталона соответственно без и с образцом, ммv дт — скорость распространения ультразвука в эталонной жидкости.

Методы изучения физико-механических свойств детально рассматриваются в работах Б. П. Беликова и др. (3), Г. А. Ильинского (25), Ф. М. Ляховицкого и др. (3?), И. А. Турчанинова и др. (76), Б. И. Старостина (66, 67,33). Бее определения производились в структурно-петрофизической лаборатории кафедры полезных ископаемых МГУ.

I. Рудно-петрофизические характеристики.

Роль физических и механических свойств в формировании месторождений полезных ископаемых многоплановая. Прежде всего горные породы являются средой, где протекают процессы рудообразо-вания. Отложение рудного вещества, его ремобилизация и переотложение тесно связаны с петрофизическими характеристиками пород. Кроме того, физические и механические свойства пород и руд явля.

Фиг. 17. Блок-схема прибора УЗЙС-ЛЭТИ: I — задающий мультивибратор- 2 — генератор коротких импульсов- 3 — эталонная линия- 4 — измерительная линия- 5 — ждущий мультивибраторб — генератор развертки- 7 — усилитель- 8 — электронно-лучевая трубка- 9 — блок питания. готся важным источником информации, о геолого-генетических и термодинамических условиях образования и преобразования промышленных скоплений минерального сырья.

Среди большого разнообразия свойств пород и руд, влияющих на процессы рудогенеза, можно условно выделить три основные группы: петроплотностную, фильтрационно-пористостную и упруго-прочностную. Не останавливаясь на общеизвестных сведениях, рассмотрим только те особенности физической сущности этих свойств и новые, мало известные, способы получения дополнительных параметров, которые способствуют изучению геологии месторождений полезных, ископаемых и выявлению факторов, контролировавших, локализацию руд.

Петроплотностная группа свойств.

Плотностью (р) называется отношение массы вещества (твердой, жидкой и газообразной фаз) к занимаемому объему. При взвешивании на весах для расчета плотности используется формула: у —————-в———-Р*г/ом3 где Рз — масса образца, зоз^еРж — масса образца в «д-кости-, г.

Плотность горных пород и руд является функцией многих переменных, главными из которых будут минеральных состав, пористость и кристаллохимические особенности слагающих их минералов. В свою очередь отмеченные характеристики существенно зависят от условий образования и преобразования пород и руд. В практике руднопетро-физических исследований большой интерес представляет динамика изменения плотности, приводящая к разуплотнению вещества. Эти процессы происходят на ионном и минеральном уровнях строения пород и руд. В первом случае мы будем иметь дело с петрохимичес-ким, а во втором случае с руднопетрофизическим разуплотнением дли уплотнением. Обе разновидности плотностных характеристик тесно связаны с условиями формирования пород и руд и применяются для решения ряда геологических задач: расчленения вулканогенных пород, выделения фаций, выяснения роли метаморфизма в локализации оруденения и других.

Фильтраци онно-пористостная группа свойств.

Среди большого разнообразия фильтрационных свойств и параметров, описывающих структуру порового пространства, нас интересуют те из них, которые просты и доступны для широкого круга геологов. Важно, чтобы для их определения не требовалась сложная дорогостоящая аппаратура. Наряду с простотой и экспресснос-тыо данные параметры должны базироваться на достаточно обоснованных теоретически: и экспериментально физических закономерностях. Это вызвано тем, что при изучении условий локализации оруденения нас интересуют не данные в единичных точках, а особенности изменения исследуемых характеристик' в объеме всего рудного объекта.

Эффективная пористость: (Пдф) составляет часть открытой пористости, которая может в данных конкретных условиях заполняться жидкостями, или газами. Различают проницаемую (1Р) и непроницаемую (П") эффективные пористости:. Первая представляет собой совокупность пор и микротрещин, обусловливающих течение жидкости или газа в заданном направлении при определенных! термодинамическихусловиях. Проницаемая эффективная пористость тесно связана с величиной проницаемости (Пр). Из законов Гаге-на-Пуазейля и Дарси следует: 2.

Пр =, где 8 — эффективный радиус пор.

Полная величина эффективной пористости состоит из двух компонент: Пэф = А + Пэ = (Мд + Мэ) • р, где, А — условно-мгновенное насыщение. Эта часть эффективной пористости-, заполняемая жидкостью в течение исключительно малого промежутка времени (минуты), в десятки и сотни раз меньшего всего периода заполнения пор и микротрещин жидкостями., измеряемого обычно несколькими неделямж. А = Мн*^>. Здесь Мн представляет собой начальное весовое (в %) насыщение. Пэ — часть норового пространства (в %), заполняемая жидкостью в режиме экспоненциальной зависимости. Она определяется умножением весового насыщения, протекавшего в данном режиме, на плотность.

Общая зависимость масштабов насыщения от времени описывается формулой:

П^- часть эффективной пористости, заполненная жидкостью в момент времени. время окончания условно-мгновенного насыщения. Постоянная насыщения (В) — параметр, характеризующий интенсивность заполнения пор (имеет размерность времени). Он не зависит от величины эффективной пористостии длительности опыта. «В» постоянно для пор и микротрещин одного размера и в формуле, описывающей динамику насыщения, является постоянной насыщения. Вычисляется по формуле ь. =, 1, и где т.- - объемное насыщение в момент времени- «Ьлг*, — полное.

С ** насыщение породт0 — насыщение в экспоненциальном режиме. Для характеристики пород употребляется среднее значение В0Г). з.

И вс.

Iкн.

1ами предложена как более удачная следующая формула де — время последнего замера, -¿-л — время первого замера (А).

По характеристикам динамики насыщения можно судить об относительных размерах пор. Согласно В. И. Старостину (66), быстрее заполняются самые крупные поры (> 10″ ^ мм). Их общее количество можно оценить по величине условно-мгновенного насыщения (А). Средние по размерам поры (10″ «^ + 10» ^ мм) заполняются до 4 часов при В > 0,1, а самые мелкие (? Ю~4 мм) от 4 часов до полного насыщения образца (В < 0,1). По распределению порового пространства можно судить о степени метаморфизма пород и, наобо^-рот, при определенной степени метаморфизма можно ожидать соответствующее распределение пор по размерам.

Удруго-прочностная группа свойств.

Данную группу составляют такие свойства как твердость, прочность, пластичность и упругость. Они являются основными: характеристиками, определяющими поведение рудовмещающих образований прш деформациях и оказывающими существенное влияние на формирование как отдельных структур, так и структурных параге-незисов.

Твердость является мерой сопротивления остаточной деформации или разрушению. При исследовании горных пород и руд наиболее приемлемым является метод статического вдавливания (метод Бринелля — НВ).

Его преимущества основаны на том, что мерой твердости, является величина отпечатка (?1), получаемая на пришлифованной поверхности: образца при вдавливании в нее стального шарика с диаметром Ъ. Твердость (НВ — по Бринеллю) определяется по формуле где Р — приложенная нагрузка, кгс.

Твердость поликристаллических и полиминеральных агрегатов определяется составом и текстурно-структурными особенностями: исследуемых твердых тел. Существенное влияние на твердость в однородных мономинеральных образованиях оказывают кристалло-химические факторы, подробно исследованные А. С. Поваренных. Твердость минералов обусловлена прочностью соединения элементов структуры, которая зависит от плотности: итипа структуры и от природы химической связи между атомами, ионами или радикалами. Установлено, что для минералов, обладающих координационными и каркасными типами структуры с ионной, промежуточной и ковалентной связями, твердость повышается с увеличением валентности, координационного числа атомов, степени ковалентности связи между ними и с уменьшением межатомных и межионных расстояний.

В образованиях с островными, цепочечными и слоистыми структурами:., характеризующимися неоднородностью связей, твердость определяется прочностью наислабейшей из этих связей, степенью легкость деформации, этих минералов. Наличие в минералах гидрок-сила или молекул воды, а также метамиктность и коллоидное состояние исследуемых образований всегда снижает их твердость.

Уп?угостьюназываются внутренние силы, обусловливающиесвойство тел восстанавливать свою форму, измененную внешними силами. Данному определению удовлетворяют большинство горных пород и руд .

Наиболее употребительными величинами, характеризующими упругие свойства, являются: I. Скорости распространения упругих волн: продольных, поперечных и поверхностных (?, у, у). р 8 к.

Параметр у /у «чутко реагирующий на обстановку сжатия или р я' астяжения. Он увеличивается при сжатии и уменьшается при растя-юнии. 3. Коэффициент Пуассона являющийся коэффициентом.

1ропорциональности между деформациями в продольном и поперечном управлениях при. одностороннем сжатии или растяжении. 4. Константами пропорциональности между напряжениями и деформациями являются следующие модули: сдвига (а) — между касательными напряжениями и соответствующей деформацией, Юнга (Е) — между действующими изолированно продольными растягивающими или сжимающими напряжениями и деформациями, всестороннего сжатия (Ксж) — между величинами относительного объемного расширения или сжатия образца и. нормальными напряжениями при условии их равенства, что соответствует всестороннему гидростатическому давлению. 5. Удельное волновое сопротивление (г) (синонимы — усеченный модуль Юнга, акустический импеданс), представляющее собой отношение давления волны к мгновенной скорости колебаний частиц. 6. Коэффициент поглощения упругих колебаний (об), оценивающий интенсивность рассеивания энергии упругих волн. Он обычно в породах линейно воз.

1 ¦ • растает при увеличении частоты волн. Упругие свойства пород и руд определяются статическими и динамическими методами, подробно описанными в литературе (3).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

.

1. Челопечское рудное поле представляет собой сложную рудно-магматическую систему, которую можно рассматривать как модель совместного формирования месторождений: субвулканических медноколче-данных (Челопеч), медно-порфировых (Карлиево) и жильных полиметаллических (Воздол). Ее возникновение обусловлено вулканической деятельностью, которая проявилась в условиях эпиконтинентального риф-тогенеза во время предорогенной стадии геосинклинального цикла. Формирование постмагматических месторождений разного формационного типа обусловлено различиями в геоструктурной обстановке без существенной смены характера магматической деятельности.

2. Одним из ведущих факторов контроля оруденения являлись разные по масштабам петрофизические барьеры. На Челопечском рудном поле рудоносные флюиды поступали из глубинных зон, сложенных породами кристаллического фундамента, характеризовавшихся низкой пористостью, проницаемостью и высокими упруго-прочностными параметрами. Проникновение их в высокопористые, проницаемые и хрупкие приповерхностные вулканогенные образования способствовало активному рудоот-ложению и формированию прожилково-вкрапленных рудных тел.

На месторождении Челопеч рудовмещающие породы — это высокопористые, трещиноватые и брекчированные пирокластические и в меньшей степени субвулканические образования, залегающие на породах фундамента. Медноколчеданные с высоким содержанием сульфосолей залежи линзовидной, штокообразной и трубообразной форм сложены пронилково-вкрапленными, реже — массивными типами руд и приурочены к жерловой и прижерловой зоне палеовулкана.

3. В истории формирования структуры месторождения выделено два основных этапа — синвулканический и поствулканический. В течение первого этапа на заключительных фазах вулканической деятельноети в условиях двух тектонических режимов (двух стадий) протекали процессы гидротермального рудообразования. Палеотектонические поля напряжений обеих стадий были неоднородными. Для них характерны значительные вариации углов наклона как растягивающих, так и сжимающих напряжений в различных структурных блоках. Наиболее важной для локализации руд была первая стадия, когда растягивающие усилия действовали в СБ направлении, а сжимающие — в СЗ. В это время образовалась основная масса руд. Во вторую стадию произошла инверсия палеотектонического поля напряжений, существенно сократилось поступление глубинных минерализованных растворов и активизировались процессы гидротермального выщелачивания и переотложения ранее образовавшихся сульфидов. В этих условиях сформировались мелкие рудные тела и зоны вторичной вкрапленности.

4. В результате пространственного анализа выделенных при помощи кластерного метода геохимических и рудно-петрофизических групп и комплексов установлено, что жесткие блоки-концентраторы оруденения имеют клиновидную форму и размеры их резко возрастают в глубинных частях месторождения, т. е. на глубине перспективные площади значительно большие, чем в приповерхностных зонах.

5. При ведении поисково-разведочных работ в условиях Челопеч-ского рудного поля наряду с детальным геологическим картированием структурными и геохимическими исследованиями рекомендуется применять структурно-петрофизический метод, который позволяет выделять потенциально рудоносные кольцевые и блоковые структуры и локальные петрофизические аномалии. Особое внимание следует обращать на клиновидные структуры и, в первую очередь, на участки их выклинивания. На геодинамических схемах рекомендуется выделять участки с крутыми падениями осей сжимающих усилий, которые часто являются рудоподводящими каналами.