Пегматитовые месторождения

Пегматитовые месторождения – наиболее поздние продукты кристаллизации магм, обычно крупнокристаллической структуры, по составу сходные с материнским интрузивным массивом. Массивы, образующие пегматиты, имеют гранитный, щелочно-ультраосновной, средний, основной и ультраосновной состав. Характерная структура – графическая (письменные граниты, или «еврейский камень»), в которой в крупных кристаллах одних минералов прорастают более мелкие кристаллы других минералов. В гранитных пегматитах основная масса (крупные кристаллы микроклина, ортоклаза, альбита, слагающие 70-78 % объема) прорастает кварцем, слюдой, турмалином; в щелочных нефелин и ортоклаз прорастают эгирином, арфведсонитом, лопаритом, апатитом, в основных характерно взаимопрорастание полевых шпатов с пироксенами, роговой обманкой. Размер кристаллов в пегматитах измеряется многими сантиметрами, иногда метрами, а материнских интрузиях – обычно не более 1 см. Пегматиты обогащены минералами, содержащими легколетучие компоненты (H2O, ОН-1, Cl, F, B, S, Н2, СО, N2, Р, метан и др.), именуемые минерализаторами. Влияние минерализаторов отражается на понижении температуры кристаллизации и вязкости и росте подвижности остаточного силикатного расплава, обладающего многими свойствами растворов. Благодаря этому пегматитовый раствор-расплав может легко дренировать по трещинам за пределы материнского очага, проникая даже по тончайшим трещинам, иногда на много километров по вертикали и горизонтали.
Практическое значение имеют обычно гранитные, реже щелочные пегматиты. Гранитные пегматиты сложены крупными идиоморфными кристаллами кислых полевых шпатов, кварца, мусковита, биотита, часто также турмалина, андалузита, апатита, флюорита, иногда топаза. Кристаллизация пегматитового раствора-расплава начинается в диапазоне температур 600-700 градусов, образуются графические срастания кварца и полевых шпатов, удлиненные кристаллы кварца, пластины биотита, на которые при переходе к следующей температурной фазе нарастают редкоземельные минералы. Далее кристаллизация продолжается в диапазоне 500-600 градусов, возникают кристаллы полевого шпата, кварц, часто темный (раухтопаз и морион), слюды, черный турмалин, топаз, часть редкоземельных минералов. Окончательная кристаллизация в диапазоне температур 400-500 градусов. В таких условиях происходит распад полевых шпатов на пертит и альбит, образуются литиевые минералы, красный турмалин, поздние генерации топаза и редкоземельных минералов, апатит. При дальнейшем снижении температуры, уже условиях гидротермального раствора, замещающего минералы предшествующих стадий, кристаллизуются сульфиды, флюорит, литиевые слюды, карбонаты. По типу текстурно-структурных и минералогических признаков выделяют 5 стадий образования и соответственно минеральных типов пегматитов: 1) графический и равнозернистый пегматит 2) блоковый пегматит 3) полно дифференцированный 4) редкометально замещенный 5) альбито-сподуменовый Другой взгляд на генезис пегматитов предполагает их метасоматическое происхождение на постмагматической стадии за счет обычных интрузивных пород, в частности, жильных аплитов, и вмещающих пород в проницаемых зонах. Тектоническая позиция пегматитовых полей – 1) геоантиклинальные структуры в складчатых поясах (Восточно-Уральское поднятие, хребет Гиндукуш в Афганистане), 2) кристаллические щиты (Тараташский выступ складчатого основания Урала, Волынский район на Украинском щите, Карельский район на Балтийском щите, о-в Мадагаскар, Бразильский щит). В первых пегматиты проявляются в орогенный (коллизионный и постколлизионный) этап геодинамического развития, во вторых – в условиях тектоно-магматической активизации докембрийского фундамента. Необходимым условием является наличие развитого и достаточно мощного гранитно-метаморфического слоя земной коры. По строению пегматиты делятся на недифференцированные и дифференцированные. В последних минералы располагаются не беспорядочно, а четкими полосами и зонами. Внешняя зона обычно сложена альбитом, далее ближе к центру она последовательно сменяется микроклиновой и кварцевой. Минеральные зоны размещаются симметрично и несимметрично, иногда с ритмичным чередованием. Весьма характерны пустоты (занорыши), на стенки которых наросли прекрасно сформированные кристаллы полевого шпата, кварца и его разновидностей (горный хрусталь, раухтопаз, цитрин, аметист, морион), топаза, турмалина, берилла. Формы пегматитов – жилы самых разных размеров. Некоторые жилы имеют мощность в десятки метров и протяженность несколько километров. Поля сближенных пегматитовых жил имеют нередко площади в десятки квадратных километров. Часто наблюдаются также пластовые тела, в том числе седловидные, линзы, трубы, сложные тела в форме пламени, брызг, штокверки. Глубина разработки особо ценных пегматитовых тел достигает 100-200 м. Независимо от генетических представлений, практический интерес к пегматитам определяется следующим. Длительная кристаллизация из флюидной системы в спокойных тектонических условиях определяет рост кристаллов, достигающих гигантских размеров. Известны находки кристаллов микроклина до 100 т (Норвегия), амазонита в сотни тонн (Миасс), берилла до 20-30 т (США, штат Мэн; ЮАР), мориона до 10 тонн (Бразилия), ювелирного топаза до 70 кг (Мурзинка на Урале). Кристаллы биотита, мусковита, сподумена, турмалина, аквамарина достигают размеров в несколько метров – до 15-16 м, весом до 90 т. Сплошные скопления более мелких кристаллов редких минералов (колумбита, лепидолита, берилла) нередко имеют вес от 1 тонны до десятков тонн. Обогащение остаточного пегматитового расплава гранитного состава летучими минерализаторами и накопление в нем редких и рассеянных элементов (В, Be, Li, Zr, Nb, Ta, Th, U, Sn, Mo), редких земель (Ce, La, Y, Yb) определяет образование скоплений, иногда промышленных, минералов бериллия (берилл, фенакит), олова (касситерит), тантала и ниобия (колумбит, танталит, пирохлор и др.), редких земель, урана и тория (монацит, ортит, ксенотим, самарскит, уранинит), циркония (циркон), рубидия и цезия (поллуцит), лития (циннвальдит, амблигонит, сподумен). Гранитные пегматиты являются важнейшим источником лития, цезия, драгоценных и полудрагоценных камней, пьезокварца и химически чистого кварца, существенное значение – для тантала и бериллия, второстепенное – для редких земель, урана, тория, ниобия. В щелочных пегматитах накапливаются нефелин, пирохлор, минералы редких земель, апатит, циркон, ильменит.
Гранитные пегматиты чистой линии и линии скрещивания По соотношению пегматитов с боковыми породами различают пегматиты чистой линии и линии скрещивания. Первые представляют собой пегматиты, локализованные внутри материнской гранитной интрузии и боковых породах, близких по составу к гранитам (гнейсы, слюдисто-кварцевые кристаллические сланцы и кварцевые песчаники). Такие пегматиты имеют нормальный гранитный минералогический и химический состав. Такие пегматиты являются источником технической слюды – мусковита (северная Карелия, Кольский п-ов, Алдан, Мамское месторождение на восточном берегу Байкала), а также керамического полевошпатового сырья.
Пегматиты линии скрещивания образуются за пределами материнской интрузии, в породах, отличных от гранитов. В них происходит вещественный обмен с боковыми породами. Если состав пегматита не резко отличается от боковых пород (туфопесчаники, глинистые сланцы, алевролиты, амфиболиты), то происходит в основном ассимиляция им недостающих элементов, в первую очередь глинозема (Al2O3). При этом в пегматитах образуются кристаллы высокоглиноземистых минералов – андалузита, силлиманита, дистена, кордиерита, граната.
Если состав заметно отличается (базальты и продукты их метаморфизма), пегматит усваивает из вмещающих дефицитные для него компоненты (кальций, магний, железо, СО2 и др.), в него привносится натрий с образованием плагиоклазов от альбита до анортита, а в боковые породы пегматит отдает избыточный калий. Так возникают гибридные пегматиты, содержащие необычные для пегматитов минералы – пироксены, амфиболы, скаполит, сфен. В случае, если состав пегматита резко отличается от боковых пород (карбонатные породы, ультрабазиты), то пегматиты отдают кремнезем и становятся десилицированными. Пегматит почти нацело теряет сначала калий, затем значительная часть SiO2, в нем высвобождается свободный глинозем, образующий корунд, вплоть до почти мономинеральных корундовых пород. Вместо пегматита иногда образуется плагиоклазит, состоящий нацело из олигоклаза. Характерны также основные плагиоклазы. В случае глубокого десилицирования возникает хлоритоид. На контакте с пегматитом боковая ультраосновная порода превращается в темную, золотисто-коричневую, зеленоватую слюдистую массу, состоящую из биотита, флогопита. Слюды часто замещаются вермикулитом и хлоритом. На образование этой оторочки мощностью до нескольких десятков сантиметров уходит почти весь калий из пегматита, здесь концентрируются летучие, образуются кристаллы берилла, изумруда, а также флюорит, турмалин, фтор-апатит. Далее в ультраосновной породе следует зеленая оторочка из кристаллов амфиболов (антофиллит, актинолит, гедрит), иногда из энстатита мощностью до 0,5-0,7 м, далее следует тальковая зона мощностью до нескольких метров, затем серпентинизированные ультрабазиты. Пример – крупнейшее в мире Малышевское месторождение изумруда на Урале (рудная зона протяженностью 25 км).
Лекция 7. Карбонатитовые месторождения Карбонатитовые месторождения представляют собой редкий, но промышленно важный тип оруденения в особых магматических породах – карбонатитах. Последние являются карбонатными выплавами в зонах тектоно-магматической активизации на периферии древних платформ и щитов. Пример современного карбонатного вулкана – Нгоро-Нгоро в Танзании, в зоне Великого Африканского рифта на его пересечении крупным попречным разломом. В Африке обнаружено более 70 таких массивов, Канаде – 15, Бразилии – 6, США – 5, Швеции - 5. В России карбонатиты выявлены на Кольском п-ове, в западной, северной, юго-восточной и восточной частях Сибирской платформы. Карбонатиты состоят в основном из кальцита, сидерита, анкерита, доломита. В них локализованы богатые руды ниобия и тантала, редких земель, стронция, магнетита, меди, местами урана и тория. Рудные минералы выделяются в несколько стадий, причем каждая из них существенно отличается по составу от предыдущих. Обычно руда концентрируется в верхней или нижней частях массива. Температура образования наиболее ранних минералов 550-350 градусов. В некоторых карбонатитах распространен барит (BaSO4), целестин (SrSO4), флюорит (CaF2). Температуры этих минералов обычно не превышают 200 градусов. Таким образом, процесс оруденения в карбонатитах является длительным и сложным, с участием постмагматических гидротермальных растворов. По современным представлениям, некоторые мантийные расплавы обогащены кальцием и углеродом. Очаг мантийного расплава находится под давлением 1500-2500 МПА. По мере продвижения к поверхности он взаимодействует с расплавами более высоких уровней земной коры, обогащается кислородом, окисляется, углеродсодержащие флюиды переходят в углекислую форму, реагирующую с кальцием, магнием, железом. Расплав расслаивается на карбонатный и силикатный, и пути этих разделенных расплавов далее расходятся. Карбонатный расплав застывает на глубине либо вырывается в виде вулканического извержения. Карбонатиты часто окаймляются ультраосновными и щелочно-ультраосновными породами, вероятно, представляющими собой более ранние силикатные выплавки из того же магматического очага, что и карбонатиты. Каналы продвижения карбонатитов имеют форму воронкообразных, конусовидных и цилиндрических разрывов. В поздних карбонатитовых выплавках с температурой 650-700 градусов накапливаются металлоносные газо-жидкие компоненты. Карбонаты кристаллизуются при остывании расплава до 600- 550 градусов, сначала в верхней части магматического тела. Глубокие части карбонатной магмы непрерывно обогащаются летучими соединениями – водяным паром, углекислотой, фтором, хлором, фосфором, бором. По мере остывания они превращают расплав в раствор, насыщенный металлами. Эти весьма агрессивные растворы поднимаются по трещинам и взаимодействуют с боковыми и ранее застывшими магматическими карбонатами и при этом выделяют рудные минералы. Главные рудные минералы карбонатитов – пирохлор (Na, Ca, TR, U)2(Nb, Ta, Ti)2(OH,F), бастнезит (Ca, La, Pr) F [CO3], паризит Ca(Ce,La),[CO3]F, монацит (Ce,La,Th)PO4. Известны богатые руды магнетитового, апатитового, борнит-халькопиритового состава. Форма рудных тел – трубообразная, реже жилообразная и прожилково-жильно-вкрапленная штокверковая. Размер рудных труб в поперечнике достигает многих сотен метров, в глубину они прослежены на несколько километров. В ряде месторождений отмечены следующие стадии минералообразования: 1) безрудная из крупнозернистого кальцита со слюдой и апатитом, 2) пегматоидные гигантозернистые карбонаты с магнетитом, апатитом, ранним пирохлором, 3) мелкозернистый кальцит с роговой обманкой, магнетитом, главной массой пирохлора, 4) анкерит, сидерит с флюоритом, апатитом, сульфидами цветных металлов, карбонатами редких земель. Зональность месторождений часто проявлена в смене от периферии к центру тантал-ниобиевого оруденения чисто ниобиевым и редкоземельным. Масштаб месторождений в карбонатитах – крупный и гигантский, пригодный для разработки открытым способом. В карбонатитовых месторождениях Аруша и Тапира в Бразилии разведано до половины мировых запасов ниобия, его содержание здесь составляет 4-5 % - чрезвычайно высокое для редкого металла. На месторождении Палабора (ЮАР) добывают медные руды, на Ковдоре (Кольский п-ов) – апатит-магнетитовые. В Восточной Африке и Восточной Сибири (Татарское, Горноозерское, Белозиминское м-ия) разведаны крупные запасы редких земель.
Лекция 8. Контактово-метасоматические месторождения Контактово-метасоматические месторождения возникают в скарнах – особых породах, возникающих на контакте алюмосиликатных (обычно интрузий умеренно кислых гранитоидов – гранодиоритов, граносиенитов, монцонитов, кварцевых диоритов, реже чистых гранитов) и карбонатных пород.
Типичные известковые (по мраморам, известнякам, известковым сланцам и туфам) скарны состоят из железистых, кальциевых, реже марганцовистых гранатов, моноклинных (диопсид) и ромбических (генденбергит) пироксенов, реже везувиана, эпидота, амфибола, волластонита, хлорита, графита, боратов - аксинита, датолита, людвигита и др. В доломитах характерен высокомагнезиальный состав скарновых минералов (флогопит, форстерит, шпинель, периклаз, брусит, серпентин).
Они образуются в результате метасоматического взаимодействия интрузии (иногда субвулканическими телами) с температурой 600-1000° и более холодных вмещающих пород. При этом происходит встречное движение – из интрузии мигрируют кремнезем, щелочи, глинозем, а в гранитоиды из боковых пород поступают кальций, магний, железо, СО2 и другие компоненты. Миграция элементов, в частности, металлов, облегчается наличием и во вмещающих породах, и в интрузивах водяного пара, серы, хлора, придающим среде свойства электролита. Если учесть, что при перепаде температур на границе интрузия - боковые породы неизбежно возникает термоЭДС, то становится очевидной роль природных электрических полей в перераспределении элементов в скарнах. И во вмещающих породах, превращенных в экзоскарны, и в краевой части гранитоидов, превращенных в эндоскарны, возникают новые минеральные ассоциации, часто с полным замещением исходных минералов. Температура образования известково-магнезиальных силикатных ассоциаций в скарнах 550-800°, температура отложения оксидов олова и железа – 500-350°, шеелита, боратов, сульфидов молибдена, меди, мышьяка – 300-200°, флюорита – около 100°. На интенсивность скарнирования влияют состав и водонасыщенность боковых пород и интрузии, форма и глубина залегания интрузии, причем наибольшее значении отводится вмещающим породам. Если интрузия внедрена в малоактивные химически песчаники и сланцы, скарны не характерны. На контакте гранитоидов с глинистыми сланцами могут возникнуть высокоглиноземистые породы – андалузитовые, кордиеритовые, силлиманитовые, корундовые роговики и скарны. Если гранитоиды прорывают карбонаты, туфы базальтов и другие породы, резко отличные по составу от интрузивов, то преобразования весьма контрастны. Характерная особенность скарновых месторождений – их несимметричность по отношению к интрузии. Обычно скарны сосредоточены только с одного бока массива, причем нередко они отрываются от контакта, проникая во вмещающие породы по плоскостям межпластовых срывов, приобретая пластовую форму. Помимо пластовой морфологии рудных тел в типичных скарнах характерны трубы, линзы, гнезда, системы прожилков. Из вышесказанного следует, что особенности тектоники вмещающих пород - наличие ослабленных межпластовых зон – играют очень важную роль в локализации скарнов. Положительную роль в локализации скарнов играет также широкое развитие во вмещающих породах даек и апофиз массива. Наиболее благоприятно пологое падение куполообразного интрузива в сторону вмещающих, насыщенность гранитоидов ксенолитами. По мере остывания палеотемпературной системы (интрузия – вмещающие породы) на ранние высокотемпературные ассоциации (пироксен-гранатовые, форстерит-флогопитовые) накладываются более низкотемпературные амфибол-эпидот-хлоритовые, затем кварц-карбонатные ассоциации, с которыми ассоциируют сульфиды, фторсодержащие минералы. В скарнах (обычно с отрывом во времени) накапливаются магнетит, гематит, шеелит, молибденит, силикаты бериллия (гельвин, бертрандит) и цинка (виллемит), касситерит, сульфиды меди, свинца, цинка, кобальта, висмута, мышьяка, реже золото и платина. Из нерудных минералов отмечаются флюорит, хлор-скаполит, тальк, асбест, бораты. Оруденение развито как в экзоскарнах, так и эндоскарнах. Иногда типичная скарновая ассоциация с оруденением развита внутри гранитоидного массива, в то время как вблизи интрузии нет никаких карбонатных пород, например на шеелитовом месторождении Чорух-Дайрон в Средней Азии. Примеры крупных скарновых месторождений железа – горы Магнитная, Высокая и Благодать на Урале, Соколовско-Сарбайское (Казахстан), Таежное (Южная Якутия), месторождения вольфрама – Чорух-Дайрон в Средней Азии, вольфрама и молибдена – Тырны – Ауз, вольфрама и олова – Майхура в Средней Азии, олова – Питкяранта в Карелии, меди – Турьинское, Гумешевское на Урале, Бисби в штате Аризона, бериллия – Айрон-Маунтин в США, золота – Чибижек, Ольховское, Осиновский рудник в России, Сарымат в Средней Азии, Коби в штате Монтана, свинцово-цинковые –Дальнегорское в Приморье. Большое значение имеют концентрации боратов в скарнах. Практически все скарновые месторождения являются комплексными. Магнетит-гематитовые месторождения содержат медь, золото, платину, золоторудные – медь, висмут и мышьяк, свинцово-цинковые – серебро, оловянные – вольфрам, серебро, цветные металлы. В последние 20-25 лет выявлены необычные стратиформные скарновые или скарноподобные месторождения вольфрама (Сонг-Донг в Южной Корее, Пти-Теберда на Кавказе и др.), а также бериллия и меди, приуроченные к пачкам переслаивания метаморфизованных известково-терригенных и вулканогенно-терригенных пород, не связанные напрямую с какими-либо интрузиями. Для них характерно метасоматическое замещение литологически благоприятных пластов с сохранением всех складчатых и иных деформаций этих пластов. Минеральный состав их отличается от обычных скарнов. Для них характерны везувиан, эпидот, амфиболы, хлорит, андалузит, кордиерит, карбонат, халцедоновидный кварц с подчиненной ролью пироксенов и гранатов. Помимо вольфрама в форме шеелита, бериллия в форме гельвина, бертрандита и бериллиеносного везувиана, они содержат арсенопирит, пирротин, халькопирит, пирит, реже самородное золото. Наконец, на восточном склоне Урала известны недостаточно изученные метасоматические образования, сходные по составу со скарнами, но отличающиеся от них по составу контактирующих пород, которые часто именуют скарноидами. Они развиваются на контакте габбро и серпентинитов, габбро, диоритов с лавами и туфами базальтов, пропластками мраморов. Рудные тела имеют жильную, линзообразную, пластообразную форму и сложены диопсидом, хлоритом, гроссуляром, авгитом, серпентином с подчиненной ролью амфиболов, карбонатов, опала, эпидота, асбеста, магнетита, пирита, пирротина, сульфидов никеля, меди и кобальта. Рудные минералы образуют рассеянную вкрапленность, линзы и гнезда сплошных руд. Нередко такие породы описаны под названием родингитов или хлограпитов. Интерес к ним обусловлен открытием в них месторождений железа (Круглая Гора), золота (Золотая Гора, Новогоднее Манто). В золоторудных месторождениях силикаты (диопсид и роговая обманка по нему, хлорит, серпентин и др.) являются концентраторами самородного золота, в том числе крупного, россыпеобразующего, вплоть до образования самородков. Дореволюционные старатели называли такие рудные тела «змеевичными жилами». Рудоносные метасоматиты имеют брекчиевидную, пятнистую, иногда полосчатую текстуру, порфиробластовую структуру. Будучи близкими по составу к вмещающим породам, они не имеют явных визуальных отличий и четких геологических границ от безрудных пород. Их диагностика требует значительных практических навыков, а практическое значение выявляется только непрерывным опробованием.
В магнетитовых залежах мощностью до 60-70 м также содержится золото в ассоциации с сульфидами, в концентрации до 3-4 г/т. Содержание попутных меди, никеля и кобальта также достигает промышленных значений. Есть основания полагать значительную распространенность подобного оруденения в Учалинском районе РБ.
Дополнительные сведения о месторождениях и рудопроявлениях в скарноидах Южного Урала. Круглогорское месторождение сульфидно-магнетитовых руд, открытое в 1964 г., находится в Челябинской области в 12 км к юго-западу от г. Миасса. Это восточное подножье хребта Урал-Тау, в пределах зеленокаменной полосы, выполненной вулканогенно-осадочными образованиями нижнего и среднего палеозоя, прорванными многочисленными интрузиями ультраосновного, основного и среднего состава. В структурном плане рассматривается нами, как эталонное, с целью освещения главных структурных и вещественных особенностей промышленного сульфидно-магнетитового оруденения, прогнозируемого в Башкирском Зауралье. Вмещают оруденение серпентиниты, а также базальты и их туфы поляковской свиты ордовика. В пределах месторождения эти породы прорваны расслоенным массивом габбро размером 2,5 -3,5 км, в плане почти изометричным, в разрезе конусовидным (г. Круглая). В западной части рудного поля магнетитовую вкрапленность несут осадочные породы нижнего палеозоя, в зоне Главного Уральского разлома превращенные в слюдяно-кварцевые сланцы и кварциты. Круглогорское месторождение объединяет пять рудных участков, соответствующих пяти магнитным аномалиям (1, 2, 3, 4 и 6). Рудные тела пластовой формы с раздувами в центральных частях залегают согласно с вмещающими породами, сопровождаются образованиями скарноподобного облика (в дальнейшем , с определенной условностью, именуемых скарнами в силу сложившейся традиции) , зонами осветления и ороговикования пород. На месторождении выделяется два рудоносных горизонта: верхний, к которой относят рудные зоны аномалий 3 и 4, и нижний, представленный рудами аномалий 2 и 6. Рудная зона аномалии 1 образует обособленный рудоносный горизонт, который по составу вмещающих пород и руд не увязывается с указанными горизонтами. Разрез рудного поля в районе Круглогорского месторождения подразделяется на три толщи: нижняя (подрудная), преимущественно карбонатная; средняя, залегающая между нижним и верхним рудоносными горизонтами, вулканогенная; верхняя (надрудная) – осадочно-вулканогенная. Подрудная толща прослежена скважинами северо-восточнее горы Круглой в пределах аномалий 3 и 6. Она представлена мраморизованными светло-серыми и белыми известняками. Мощность карбонатной толщи свыше 400 м. Средняя толща сложена порфировыми пироксен-плагиоклазовыми базальтами с прослоями кристалло - и литокластических туфов. Туфы тяготеют в основном к низам толщи. Незначительно распространены порфировые дациты и их туфы. В низах толщи присутствуют прослои мраморизованных известняков. Породы этой толщи подсечены скважинами на участках аномалий 2, 3 и 6, а также прослежены в обнажениях к северо-востоку от аномалии 4. Мощность средней толщи около 300 м. Надрудная толща по составу сходна со средней. На некоторых участках в верхах разреза кристаллотуфы преобладают над порфировыми базальтами. В основании толщи отмечаются прослои известняков и доломитов (аномалии 3 и 4). Мощность толщи порядка 300 м. Породы верхней толщи вскрыты скважинами в пределах аномалий 3, 4, 6 и частично 2. Несколько отличный разрез имеют осадочно-эффузивные образования на участке аномалии 1. В основании разреза здесь залегает толща крупно- и мелкообломочных туфов базальтов с небольшими прослоями порфиритов - подрудная для аномалии 1. Мощность ее свыше 200 м. Выше залегает рудовмещающая толща, представленная пироксеновыми и плагиоклаз-пироксеновыми порфировыми и афировыми базальтами, обычно амфиболизированными, с прослоями мраморизованных известняков и кристаллотуфов. Мощность толщи 150 м. В надрудной толще выделяются следующие три пачки (снизу вверх): 1) кварцитовидные породы (мощность 30 м); 2) грубообломочные ксенотуфы, содержащие крупные частые обломки дацитовых порфиров (мощность 25 м); 3) плагиоклаз-пироксеновые и пироксеновые порфировые базальты, переслаивающиеся с тонко-мелкообломочными слоистыми кристаллотуфами (мощность 80-100 м). Общая мощность надрудной толщи около 150 м. На площади месторождения широко распространены жильные (субвулканические) породы, к которым относятся пироксеновые и плагиоклаз-пироксеновые диабазы и габбро-порфириты, слагающие межпластовые, реже секущие тела. Наибольшая насыщенность разреза жильными породами отмечается вблизи скарново-рудных зон. Характерным элементом строения последних являются также серпентиниты, переслаивающиеся с базальтами. Круглогорский габбровый массив, в экзоконтактовой зоне которого расположены рудные аномалии, в основном сложен кварцевым амфиболизированным метаморфизованным габбро. В краевых частях встречаются меланократовые разности габбро с постепенными переходами к пироксенитам. Характер контакта массива с вмещающими породами сложный и разнообразный, с обилием апофиз и карманов, иногда согласный. В целом контакты массива имеют падение в сторону от массива. Вмещающие породы на контакте полностью превращены в роговики эпидот-пироксенового, амфибол-кварц-полевошпатового состава. Отмечаются также монокварцевые породы неясного исходного состава. Породы района месторождения образуют моноклинальную структуру с флексурными перегибами по падению общего север-северо-восточного простирания с углами падения от 10 до 70˚ на юго-восток, которая на северо-восточном склоне горы Круглой осложняется изгибом в плане с переходом к северо-западному простиранию и падению на юго-запад под углом 10-30˚. Вдоль продольных к слоистости разрывных нарушений развиты тела серпентинитов. В контуре месторождения выделяется 6 магнитных аномалий, непосредственно связанных с сульфидно-магнетитовым оруденением. Размеры аномалиеобразующих рудных тел 150-1500 м по простиранию, 300 -550 м по падению при средних мощностях 10-40 м, в раздувах до 75-100 м. Глубины залегания верхней границы оруденения 10-480 м, нижней – 170 -580 м. Углы падения колеблются от 10˚ до 50˚ В кровле и подошве богатых тел залегают порфировые пироксен-плагиоклазовые базальты, интенсивно амфиболизированные, хлоритизированные, карбонатизированные, включающие вкрапленность и прожилки магнетита. Над- и подрудные базальты и их туфы превращены в гранатовые, пироксен-гранатовые и пироксен-амфибол-гранатовые скарны мощностью до 25 м, в различной степени оруденелые. В них выделяются прослои сульфидно-магнетитовых руд мощностью до первых метров, представленных зернистым агрегатом магнетита, пирротина, пирита, халькопирита, реже пентландита. Местами оруденение окаймляется и подстилается серпентинитами, в основном представленными хризотиловыми разностями, ниже сменяемыми амфибол-гранатовыми скарнами с интенсивной вкрапленностью сульфидов, в основном халькопирита, и еще ниже – выступами массива габбро. В скарнах наблюдаются реликты материнских пород – порфировых базальтов. По простиранию оруденение сменяется амфибол-гранатовыми скарнами и карбонат-амфибол-хлоритовыми породами с отдельными пропластками магнетитовых руд.
Сплошные руды имеют массивную текстуру и состоят из мелких идиоморфных кристаллов магнетита размером 0,3-0,6 мм, промежутки между которыми выполняют ксеноморфные зерна кальцита, хлорита, амфибола. В сплошных рудах встречаются в виде зерен, прожилков и небольших гнезд пирит, халькопирит, пирротин, пентландит. Наблюдаются многочисленные небольшие реликты жильных пироксеновых и пироксен-плагиоклазовых диабазов. Нерудная основа прожилково-вкрапленных контактово-метасоматических магнетитовых руд представлена карбонат-хлорит-амфиболовыми породами, амфиболизированными диабазами и пироксен-амфибол-гранатовыми скарнами. Последние особенно развиты в нижних частях рудной зоны, ближе к контакту с интрузией габбро. Преобладающими текстурами скарново-магнетитовых руд являются прожилково-вкрапленная, гнездово-вкрапленная, брекчиевидная и полосчатая. Сульфиды в них распространены в руде неравномерно в виде скоплений зерен, прожилков, гнезд, иногда довольно крупных. Местами в рудах наблюдаются реликты габбро-порфиритов и жильных пироксеновых диабазов, преобразованных в амфибол-эпидот-хлорит-кварц-тальк-серпентиновый агрегат.
Характерна зональность строения рудных тел. В центре они обычно сложены сплошными магнетитовыми, по периферии – прожилково-вкрапленными скарново-магнетитовыми рудами. Часто отмечается ритмичное чередование разнотипных руд. Изучение минерального состава руд и околорудных пород Круглогорского месторождения, последовательности выделения и взаимоотношения минералов дает возможность установить некоторые особенности его генезиса. Залегание руд среди скарнов, постепенные переходы от скарнов к рудам и взаимоотношения магнетита и скарновых минералов свидетельствуют о том, что рудные скопления генетически связаны с контактово-метасоматическими процессами. Основные стадии минерализации при формировании месторождения представлены скарновой, магнетитовой, сульфидной и гематитовой стадиями. Скарнированию подверглись практически все породы, распространенные в пределах месторождения, но в наибольшей степени пироксеновые и пироксен-плагиоклазовые порфировые базальты, жильные диабазы, габбро-порфириты. По ним образованы пироксен-гранатовые, гранат-амфибол-пироксеновые скарны, почти нацело замещающие первичные породы с сохранением небольших реликтов. В жильных пироксеновых порфиритах с крупными вкрапленниками пироксена наиболее легко замещалась их мелкозернистая основная масса с сохранением незамещенных крупных порфировых выделений. Часто скарнировано мезократовое равномернокристаллическое габбро, слагающее интрузивный массив (преимущественно в пределах аномалии 1) с образованием скоплений зерен граната, амфибола, реже пироксена. Реже отмечаются случаи образования скарновых минералов в туфах (пироксена и граната) и известняках (граната, амфибола). На пересечениях известняков жильными пироксеновыми и пироксен-плагиоклазовыми порфиритами, как правило, скарновые минералы развиваются в краевых зонах последних, практически не затрагивая известняки. Скарны наиболее распространены в пределах участков аномалий 2 и 6, причем преобладающими здесь являются пироксеновые скарны. Слабо развиты скарны в пределах аномалии 1, где доминируют их гранатовые минеральные разности. Наиболее ранним скарновым минералом на месторождении является гранат ряда гроссуляр – андрадит, затем развивался пироксен ряда диопсид – геденбергит. В сплошных магнетитовых и скарново-магнетитовых рудах в пироксеновых скарнах установлено небольшое количество хромита, по-видимому, реликтового минерала серпентинитов. Обычно зерна хромита трещиноваты, сцементированы по трещинкам и окаймлены по краям зернами магнетита. В магнетитовую стадию происходило выделение магнетита с образованием сплошных магнетитовых и скарново-магнетитовых руд. Судя по тому, что в сплошных рудах часто встречаются небольшие реликты жильных диабазов, причем довольно свежих, значительная часть сплошных магнетитовых руд (особенно руд аномалии 1) образовалась за счет замещения жильных диабазов. Основная часть прожилково-вкрапленных скарново-магнетитовых руд аномалии 1 образована по пироксеновым и пироксен-плагиоклазовым базальтам, как правило, измененным послескарновыми низкотемпературными процессами: амфиболизацией, хлоритизацией и карбонатизацией. Реликты жильных пород габбро-порфиритов, скарнированных и не скарнированных, наиболее часто встречаются в сплошных магнетитовых и вкрапленных скарново-магнетитовых рудах аномалий 2 и 6, при этом магнетит избирательно замещает в сохранившихся участках порфирита или только вкрапленники, образуя «оспенную» текстуру, или основную массу. На глубоких горизонтах в рудах аномалии 2 отмечаются реликты пироксеновых и пироксен-гранатовых скарнов с расплывчатыми или четкими контурами. Магнетит выполняет промежутки между скарновыми минералами, а также образует тонкие прожилки. В сульфидную стадию первоначально развивался пирротин в виде неправильных петельчатых и прожилковых скоплений в нерудной массе и по микротрещинам магнетитовых обособлений, выполняя промежутки между зернами магнетита и корродируя последние. В пирротине наблюдаются линзовидные, пламевидные и перистые вростки пентландита, образованные при распаде твердого раствора. Позднее пирротина выделялся пирит, затем магнетит второй генерации, выделения которых наблюдаются в виде тонких прожилков и петельчатых образований по микротрещинам и плоскостям спайности в пирротине, пирите и пентландите. Самым поздним минералом стадии является халькопирит, образующий мелкие выделения в нерудных минералах, по краям скоплений и в микротрещинах магнетита, пирротина и пирита, корродируя их зерна, проникающий во вростки пентландита и замещающий их. Минерализация гематитовой стадии проявлена слабо и выражена развитием мартита и гематита. Местами отмечается более позднее (по отношению к магнетиту основной первой генерации) выделение амфибола, корродирующего зерна магнетита и выполняющего промежутки между ними. Более поздние метасоматические процессы (эпидотизация, хлоритизация, карбонатизация, серпентинизация) по-видимому, следовали параллельно с выделением большей части сульфидных минералов. В зависимости от текстурных признаков и по содержанию железа магнетитовые руды Круглогорского месторождения подразделяются на сплошные магнетитовые руды (железа более 50 %) и прожилково-вкрапленные скарново-магнетитовые руды (железа 20-50 %). По технологическим признакам среди сплошных магнетитовых руд выделяются: мартеновские (с содержанием железа не менее 55 %, серы и фосфора не более 0,15 % каждого) и доменные руды (с содержанием железа не менее 50 %, серы и фосфора не более 0,3 % каждого). Сплошные руды с повышенным содержанием сульфидов (серы более 0,3 %) и прожилково-вкрапленные руды могут использоваться после обогащения. Содержание фосфора в магнетитовых рудах Круглогорского месторождения не превышает пределов, установленных для мартеновских руд. По содержанию шлакообразующих компонентов, в которых преобладает кремнезем, руды являются кислыми.
Химическими анализами магнетитовых руд и вмещающих пород с сульфидными минералами выявлено повышенное содержание цветных и благородных металлов. Содержание меди в групповых пробах достигает 1,04-1,52 %, никеля 0,32-0,38 %, кобальта 0,020-0,079 %, золота 1,6-3,82 г/т и серебра 2,8-10,4 г/т. Лабораторными технологическими испытаниями вкрапленных магнетитовых руд месторождения установлена возможность их успешного обогащения путем мокрой магнитной сепарации. Содержание железа в концентратах составляет 55,8-60,0 % при извлечении 98 %.
Круглогорское месторождение детально разведано. Запасы магнетитовых руд месторождения на категории C1 и С2 составляют 60,2 млн. т со средним содержанием (в %): железа 39,8, серы 2,4, фосфора 0,12. Большая часть запасов руды сосредоточена в рудных телах аномалий 1, 2 и 6. Перспективы месторождения могут быть расширены за счет оценки рудоносности нижнего горизонта (предполагаемого по геолого-геофизическим данным) в пределах аномалии 1 и западного фланга аномалии 6. В восточном экзоконтакте Круглогорского габбрового массива развиты локальные магнитные аномалии интенсивностью до 500 гамм, которые могут быть вызваны глубокозалегающими рудными телами, аналогичными телам аномалии 6. Кроме того, при современных возможностях разработки и обогащения бедных вкрапленных руд представляет практический интерес стратиформная магнетитовая минерализация в метаморфических сланцах западнее Круглогорского массива, слабо изученная предшествующими работами. По данным технико-экономических расчетов (Зенков, 1973) Круглогорское месторождение признано рентабельным для подземной разработки. Попутные драгоценные и цветные металлы ТЭР не учитывались. Между тем простой расчет количества золота на величину разведанных запасов магнетитовых руд при среднем содержании 0,5 г/т дает величину, сопоставимую с запасами золоторудного месторождения Муртыкты. Учалинская магнитная аномалия в западной части Учалинского рудного района, эллипсовидная в плане, с осями, равными 70 км и 20 км, длинной осью вытянута вдоль Главного Уральского глубинного разлома (ГУР), разделяющего структурно-фациальную зону хребта Уралтау и Магнитогорский вулканогенный прогиб. Площадь, занимаемая Учалинской аномалией, в два раза превышает площадь достоверно рудоносной Тагильской аномалии при сходных колебаниях магнитного склонения. Подобную геологическую позицию занимает Круглогорская магнитная аномалия, расположенная в южной части Миасского рудного района и уходящая за его пределы в Учалинский рудный район. В южной части Круглогорской аномалии на территории Челябинской области располагается одноименное месторождение магнетитовых руд, рассматриваемое, как эталонное для прогнозируемого в Учалинском районе сульфидно-магнетитового оруденения. Восточные части названных аномалий приурочены к Сакмаро-Вознесенской структурно-фациальной (офиолитовой) зоне в висячем боку ГУР. В плане прогноза сульфидно-магнетитового оруденения представляют интерес зоны ультрабазитового меланжа, прорванные интрузиями девон-карбоновых, возможно пермских габбро, диоритов, монцонитов, с которыми связаны мощные зоны контактово-метасоматических изменений, по составу близких к скарнам (хлорит-гранат-пироксеновые, амфибол-гранатовые и др.). На Калканской площади (юго-восточнее оз. Калкан) выявлена аэромагнитная аномалия АК-55, по характеру затухания на глубину отнесенная к перспективным. В 1975 году аномалия дополнительно изучена БТГУ методами гравиразведки, ВЭЗ, ВП-СГ, проведена ее переинтерпретация (Калташев, 1975 ф). По этим данным, аномалия АК-55 обусловлена магнитовозмущающим объектом, залегающем на контакте серпентинитов и диабазов поляковской свиты. Количественные расчеты дают следующие параметры этого объекта: глубина залегания 46 м, горизонтальная мощность184 м, магнитная восприимчивость 5910´10-6 ед. CGSM. Аномалия АК-55 приурочена к западной периферийной части значительной по размерам положительной аномалии силы тяжести интенсивностью 3,3 мгл. Пространственно аэромагнитная и гравитационная аномалии совпадают. На вертикальной карте ВЭЗ магнитовозмущающий объект проявляется в виде локального разрежения изолиний на контакте низкоомных и высокоомных пород. По данным метода ВП-СГ аномалии АК-55 соответствует интенсивная аномалия вызванной поляризации с несколькими эпицентрами. Значения в эпицентрах достигают величины от 18 до 30 %. Здесь же отмечается пониженное кажущееся сопротивление. Наблюдения по методу ВП-ВЭЗ показали, что глубина залегания поляризуемого объекта составляет 40 м. Близкие значения глубины залегания (46 и 40 м), полученных при расчетах аэромагнитной аномалии и аномалии ВП, указывают, что обе они обусловлены одним и тем же объектом. Возможно, аномалией фиксируется сульфидно-магнетитовое рудное тело. По аналогии с известными проявлениями сульфидно-магнетитовых руд с повышенной золотоносностью (Ургунское, Карагайкульское, Баталинское, Майдеюрт) аномалия АК-55 представляет интерес, как потенциально золотоносная зона вкрапленной сульфидно-магнетитовой минерализации, возможно, большой мощности. Ургунская аномалия расположена западнее одноименного озера, на площади одноименного массива серпентинитов, интрудированного дайками карбоновых габбро и диоритов. По своим параметрам и физическим характеристикам она сходна с вышеописанной. Иремельская магнитная аномалия выявлена в районе д. Мулдашево, в экзоконтакте Иремельского штока граносиенитов, прорывающих серпентиниты и базальты поляковской свиты. Она совпадает с комплексной геохимической аномалией, ведущая роль в которой принадлежит золоту, меди, свинцу, молибдену, мышьяку, серебру. Установлены устойчивые содержания элементов (в n×10-3 %): Cu 30-100, Pb 10-500, Mo 0,3-5, As 5-30, Ag 0,05-2. В ней ясно выражена зональность: в центральной части концентрируются медь, молибден и мышьяк, по периферии - свинец и серебро. Ближе к интрузии появляются (в n×10-3 %): вольфрам 0,3-1, висмут 0,3-10 в ассоциации с молибденом 0,3-10. Золото не образует выдержанных аномалий, но точечные высокие содержания распределены в краевых частях этой комплексной геофизической - геохимической аномалии. По своему элементному спектру она сходна с аномалиями Карагайкульской рудной зоны. В западной и восточной контактовых зонах штока наблюдаются следы мускульных разработок на россыпное и рудное золото. Геологическая ситуация позволяет предполагать, что аномалиеобразующим объектом является зона контактовых изменений, насыщенная золотосодержащей сульфидно-магнетитовой минерализацией. Южно-Кирябинская аэромагнитная аномалия У-38, расположенная в 3,5-4 км южнее д. Кирябино, размером 400х650 м, достигающая интенсивности 2100 гамм, связана с телом рассланцованных серпентинитов с обильной вкрапленностью магнетита. При наземной заверке отмечены значения до 28000 гамм. По расчетам глубина магнитовозмущающего тела составляет 20 м. Магнитная восприимчивость отобранных образцов достигает 25000х10-6 СГС. В 3,5 км севернее от нее, в районе д. Кирябино аэромагнитной съемкой выявлена обширная Кирябинская аномалия У-40 со значениями до 4500 гамм, связанная с субширотной зоной рассланцевания по габброидам и серпентинитам. Следует отметить наличие в этой полосе медного оруденения Кирябинского месторождения, связанного с интрузией метаморфизованного габбро (см. ниже). Наземная заверка двух участков аномалии дала значения до 11000-17000 гамм. По характеру аномалии предполагается возрастание содержания магнетита с глубиной. Значения магнитного поля нарастают в западном направлении в сторону нижеописанного Темляковского рудопроявления титаномагнетитовых руд, однако максимально рудоносная западная часть этой зоны магниторазведкой осталась не охвачена.
В полосе между озерами Нурали и Белое вдоль контактов серпентинитов и базальтов широко развито шлировое и вкрапленное халькопирит – магнетитовое оруденение. Признаками такой минерализации являются аэромагнитные аномалии У-36 интенсивностью 5300 гамм близ д. Мало-Муйнаково, У-23 восточнее д. Рысаево, У-12 близ Мало-Кумачского рудопроявления полосчатых магнетит-гематитовых кварцитов; У-2 в северном экзоконтакте Балбукского сиенитового массива с серпентинитами.
Западные части аномалий также представляют значительный поисковый интерес. Они расположены на площади развития терригенно-карбонатно-вулканогенных отложений зоны Уралтау, превращенных в кристаллические сланцы, обычно рассматриваемые, как рифейские образования. В Круглогорской аномалии отмечено развитие залежей вкрапленных магнетитовых руд в слюдяно-кварцевых сланцах западнее одноименного месторождения. В Учалинской аномалии проявления магнетит-гематитовых руд известны почти на всем её протяжении с севера на юг: Козьма-Демьяновское, Урало-Айские, Сиратурское, Махмутовское, Темляковское, Западно-Кирябинское и др. Магнетит-гематитовые руды, вкрапленные и массивные, приурочены преимущественно к хлорит-актинолитовым, эпидот-роговообманковым, слюдисто-полевошпат-хлоритовым, реже слюдяно-кварцевым сланцам. Рудные залежи имеют стратиформный характер. Наибольший интерес в западном крыле аномальной зоны представляет гора Копытова - Темляковское рудопроявление. В XIX веке Ф.Н. Чернышевым – будущим директором Геологического комитета России, в эпидот-полевошпатовых, слюдистых амфиболитах, полевошпат-хлоритовых сланцах (очевидно, продуктах метаморфизма палеозойских габброидов и серпентинитов, непрерывно прослеживаемых из области нормальных зеленокаменных пород), на участке размером более 1 км2 установлена прожилково-вкрапленная магнетитовая минерализация. На склонах горы им наблюдались обломки чистого магнетита. На этом участке «… компас отказывался служить». Магнетитовая вкрапленность почти повсеместно проявлена и на смежных с горой Копытова участках, в частности, в верховьях руч. Бирся. Общая оценка Ф.Н. Чернышевым перспектив этого участка была высокой, однако тогдашняя неразвитость района, удаленность от действующих железоделательных заводов Урала, в ту пору полностью обеспеченных местным сырьем, не привлекла внимания промышленников, а потом эти сведения были подзабыты после освоения уникального Магнитогорского месторождения. По недавним публикациям (Ушаков и др., 2003), содержание железа в пробах Темляковского рудопроявления достигает 48,9-63,8 %, серы – следы, фосфора – не более 0,53 %, оксида титана - до 3,25 %. Для вкрапленных руд отмечено концентрически-зональное оолитоподобное сложение зерен магнетита. Магнетиту сопутствуют пирит, халькопирит. Рудопроявление расположено на западном фланге Кирябинской магнитной аномалии У-40,контролируемой субширотной тектоническойзоной, сложенной рассланцованными серпентинитами и интрузиями габбро, к западу постепенно превращаемыми в зеленые кристаллические сланцы. Габбро, вероятно, раннеопалеозойское, прорвано дайками диорит-монцонитов балбукского комплекса, наследующими субширотные зоны дробления. В Кирябинской тектонической зоне известно медно-магнетитовое месторождение на юго-восточной окраине одноименной деревни, отработанное в XIX веке. Окисленная руда с содержанием меди 1-6 % разрабатывалась карьерами и шахтами. Мощность зоны окисления до 45 м. В её составе отмечены малахит, азурит, ковеллин, халькозин, халькопирит. Месторождение издавна известно крупными штуфами альбита, апатита, исландского шпата (Чернышев, 1889). Вмещающие породы – актинолит-хлорит-слюдистые, эпидот-хлорит-роговообманковые, мусковит-кварц-полевошпатовые кристаллические сланцы, развитые по ультабазитам, базитам и диоритам, содержащие реликты исходных пород. Наивысшие концентрации меди приурочены к контакту этих сланцев с мраморизованными известняками, что придает месторождению некоторое сходство со скарновым оруденением. Карьеры тянутся в широтном направлении на 200 м при ширине до 45 м. Далее на восток выделяется тектонический блок слабо метаморфизованного габбро, отделяемый от кристаллических сланцев разрывом с азимутом простирания СВ 45°. Породы блока повсеместно содержат вкрапленность магнетита (до 15 %), пирита и халькопирита. Блок габбро прорван северо-западными и широтными дайками пермских монцонитов и субщелочных калишпатовых диоритов и поражен многочисленными ямными выработками на площади 200х150 м. Часть выработок приурочена к поздним дайкам. Расположение выработок в плане наводит на мысль об объемном штокверковом («порфировом») характере оруденения. В.В. Кайгородовым (1950 ф) описан разрез по скважине 7, пройденной в борту основного карьера, вскрывшей на глубине 45-130 м зону халькопирит-пирит-магнетитовой вкрапленности, падающую на север. И.В.Ленных (1961 ф) отмечает в этой зоне проявления никелевой сульфидной минерализации с содержанием никеля до 1 %. В 1,5 км на юго-запад от Кирябинского месторождения в левом борту руч. Бирся в сходной геологической обстановке (широтные дайки пермских диорит-монцонитов, секущие массив рассланцованного габбро) известно Бирсинское рудопроявление меди, по вещественному составу однотипное с Кирябинским. Общая протяженность субширотной полосы медно-магнетитового оруденения, с учетом аэромагнитных данных, превышает 6 км, ширина – более 1 км. Приведенные факты позволяют сделать вывод о полигенной природе описанного оруденения. В штуфных пробах предшественников (Шумихин, 1987 ф) содержание золота в описанных вкрапленных сульфидно-магнетитовых рудах не более 0,1 г/т. Вместе с тем в верховьях руч. Бирси, дренирующей единую, на наш взгляд, Кирябинско-Темляковскую зону сульфидно-магнетитовой минерализации, поисковыми работами треста «Башзолото» установлен протяженный шлиховой ореол золота, который планировалось заверить шурфовочными работами (Контрольные цифры к плану ГРР Миндякского рудника на 1950 г.). Приведенные факты придают Кирябинско-Темляковской рудной зоне черты сходства с нижеописанным рудным полем Круглогорского месторождения золото, медь и никель содержащих магнетитовых руд. Для решения вопроса о перспективах золотоносности целесообразна постановка на всей площади зоны металлометрического опробования по сети 200х20 м, либо детального донного опробования по потокам рассеяния. Козьма-Демьяновское рудопроявление железных руд, расположенное в 20 км южнее Круглогорского месторождения, изучалось в 2002 г. геологической службой Магнитогорского МК (Ушаков, 2003). Установлен стратиформный характер локализации магнетит-гематитовых руд в разрезе метаморфической толщи, представленной черными (графитистыми) филлитами, кварцитами, слюдистыми сланцами, мраморизованными известняками, по мнению авторов работ рифейскими, по другим данным ордовикскими. Рудные тела имеют отчетливые границы, определяемые сменой литофаций. Интересной особенностью некоторых железных руд является высокое содержание углерода (до 11 %) скрытозернистого сажистого облика, что придает им сходство с шунгитами. Основной рудовмещающей является пачка метаморфизованных графитизированных терригенных пород, от песчаников до конглобрекчий, предположительно кембрий-ордовикского возраста. Залегает она под толщей доломитов и подстилается кварцитами. Минеральные агрегаты, слагающие руды, отличаются разнообразием форм. Отдельные интервалы сплошных магнетит-гематитовых руд иногда имеют облик мелкообломочных брекчий, с размером обломков до 3 см. Остальная часть железорудных агрегатов представлена гравелитоподобной массой с размером индивидов 1-6 мм и тонкочешуйчатыми зернами в цементирующей массе. В рудной зоне суммарной мощностью до 60 м выделяется три сближенных рудных интервала мощностью от 3,8 до 20,0 м. Повышенные содержания железа в рудах (до 54 %) приурочены к низам рудной зоны.
Выделяются гематит-магнетитовый и магнетитовый уровни оруденения, разобщенные в разрезе. Надрудные (в отношении гематит-магнетитового горизонта) доломиты с несогласием перекрываются сланцевым комплексом, в подошве которого установлена протяженная зона равномерной магнетитовой вкрапленности мощностью до 25 метров. По результатам поискового бурения геологической службой Магнитогорского металлургического комбината (ММК) подсчитаны прогнозные ресурсы категории Р1 в количестве 30 млн. т железа.
С магнетитовым горизонтом Козьма-Демьяновского рудопроявления сходна расположенная к юго-западу от него слабо изученная минерализация Урало-Айского участка в слюдисто-хлоритовых (вероятно, метабазальтовых и метатерригенных) сланцах, содержащих слоисто-вкрапленное магнетитовое оруденение. Ширина почти вертикальных оруденелых пачек от 20 до 150 м. Они включают 3-4 сближенных магнетитсодержащих пласта мощностью до 10-15 м с содержанием железа 10-20 %. Возможно, сходный характер имеет также природа контрастной линейной магнитной аномалии в графит-слюдисто-кварцевых сланцах на контакте с серпентинитами на площади Сиратурского месторождения рудного золота. В литературе имеются сопоставления по геолого-структурной позиции и вещественным особенностям железорудных проявлений хребта Уралтау с Ангаро-Питским районом Енисейского кряжа, где сумма разведанных запасов и прогнозных ресурсов железных руд составляет 4,5 млрд. т (Ушаков и др., 2003). В последнее время докембрийский возраст кристаллических сланцев хребта Уралтау подвергается пересмотру. В его южной части, на территории Баймакского района РБ, многочисленными находками ордовик-девонских конодонтов А.А. Захаровым (2004 ф) доказан палеозойский возраст субстрата метаморфитов. Петрографические исследования свидетельствуют о вещественном родстве вулканогенно-осадочных пород Магнитогорского прогиба и метаморфических пород зоны Уралтау. Последние, по крайней мере, в юго-восточном крыле зоны Уралтау, представляют собой образования, стратиграфически и генетически однотипные с отложениями зеленокаменной полосы восточного склона Урала, но подвергшиеся интенсивному метаморфизму вдоль коллизионного шва на границе окраинной части Восточно-Европейского континента и Урало-Тобольского островодужного блока. Выше описано наблюдаемое в широтном развороте складчатой структуры близ д. Кирябино постепенное превращение с востока на запад серпентинитов, габбро и базальтов (обычного для зеленокаменной полосы облика) в кристаллические кварц-хлорит-актинолитовые, эпидот-роговообманковые сланцы, а известняков – в мрамора. Таким образом, подтверждается давний вывод Ф.Н. Чернышева о палеозойском возрасте субстрата кристаллических сланцев, сделанный им в 1889 г. на основе изучения разрезов хребта Уралтау на территории нынешнего Учалинского района. К сходным взглядам на возраст метаморфических пород восточного крыла Центрального Уральского поднятия на основе фаунистических находок недавно пришли на Приполярном Урале геологи ГУП «Сосьвапромгеология», омолодив до ордовика кристаллические сланцы, ранее картировавшиеся, как рифейские. Отсюда следует важный практический вывод – в зоне Уралтау, слабо изученной в поисковом отношении, возможны метаморфизованные аналоги месторождений зеленокаменной полосы, в первую очередь Сакмаро-Вознесенской структурно-фациальной зоны. В свете этих представлений стратиформное гематит-магнетитовое оруденение структурно-фациальной зоны Уралтау, возможно, представляет собой метаморфизованные объекты круглогорского типа.