Металлогения древних и современных океанов

285

olya — Sun, 09 Aug 2020 15:45:45 +0000

Геолого-геохимическая модель Катабукского участка Александринский рудный район, Южный Урал).

Галиакбарова Л. Ф.

Южно-Российский государственный технический университет (Новочеркасский политехнический институт), г. Новочеркасск

Рассмотрены особенности геологического строения Катабукского рудопроявления Александринского рудного района, который находится в пределах Восточно-Магнитогорской палеоостроводужной системы. Рудопроявление приурочено к вулканической постройке, сложенной флюидальными кварц-плагиоклазовыми риолитами александринской толщи D₂. Постройка расчленена тектоническим нарушением северо-восточной ориентировки на два блока. Рудная зона локализована в верхней части постройки, залегает субсогласно с вмещающими породами. В восточном блоке известны зоны с вкрапленной и гнездовой минерализацией пирита, халькопирита, сфалерита среди серицитизированных риолитов; в западном блоке выявлены зоны с густовкрапленной галенит-сфалерит-пиритовой и пирит-халькопиритовой минерализацией среди серицитизированных риолитов и мелкие линзы серного колчедана. Рудная зона в этом блоке приурочена к основанию экструзивного купола, который сложен крупнопорфировыми кварц-плагиоклазовыми риолитами.

Основное внимание уделено расшифровке структуры геохимического поля колчеданно-полиметаллического оруденения и выявлению его генетических особенностей. В разрезе рудной зоны проанализировано распределение Cu, Co, Ni, Zn, Pb, Mo, Ga, Ag. Произведен компонентный анализ геолого-геохимических данных. Выяснено, что главный компонент оруденения представлен тесной связью Cu, Zn, Pb, Mo и Ag при отрицательной связи с Co, Ni и Ga. Максимальные значения компонента приурочены к туфам дацитов и плагиоклазовых риолитов. Это обстоятельство связывается с тем, что Cu, Zn, Pb и Mo здесь концентрировались благодаря их пространственной приуроченности к тектоническим нарушениям. Второй компонент установил связь только двух элементов – Zn и Ag. Остальные признаки имеют разобщенный характер распределения.

Результаты анализов показывают, что максимальные значения концентраций признаков приурочены к рудоподводящим каналам (системам трещин) в виде субвулканических интрузий. Разрывные нарушения, сопровождающиеся ореолами метасоматически измененных пород, благоприятны для локализации прожилково-вкрапленного сульфидного оруденения. Указанная зональность объясняется проявлением рециклинга под воздействием периферических магматических очагов.

321

olya — Sun, 09 Aug 2020 15:43:04 +0000

Ю. А. Волченко, В. А. Коротеев

Институт геологии и геохимии УрО РАН

koroteev@igg.uran.ru

Структурная и вещественная эволюция комплексов платиноносного пояса Урала при формировании полигенных платинометальных месторождений уральского типа

Уральский тип коренных месторождений платиновых с осмистым иридием руд впервые был выделен Н. К. Высоцким в 1913 г., а позднее детализирован А. Н. Заварицким, А. Г. Бетехтиным, С. А. Кашиным и другими исследователями. Эти руды, связанные с дунитовыми членами габбро-пироксенит-дунитовых комплексов Платиноносного пояса Урала, считались ранее достаточно однородными образованиями. В результате исследований последних лет авторами на основе минералого-геохимических и структурно-геологических критериев выделены три подтипа проявлений платины, различающихся степенью связи феррихромшпинелидов и платины; морфологией, крупностью и составом выделений платины; составом ферри-хромшпинелидов и оливина; положением в структуре комплексов (табл.).

На основе исследования равновесных парагенезисов основных сосуществующих минералов дунитов и хромит-платинометальных руд (хромшпинелидов, оливинов, платины) в зональных мафит-ультрамафитовых комплексах Среднего и Северного Урала, установлена гетерогенность рудовмещающих дунитов и полигенность платинометальных руд уральского типа. Наряду с наиболее распространенными ординарными (фоновыми) дунитами, образование которых происходило в магматической стадии формирования зональных комплексов, существуют другие, возникающие на постмагматической стадии преобразования под воздействием флюидов и деформаций, в условиях перманентно падающих температур, давлений, изменений состава флюида. Установлено, что содержание рассеянной платины в фоновых дунитах очень низкое (от 5–10 до 50–70 мг/т). В расположенных среди них тонкополосчатых хромитоносных дунитах и сегрегационных хромитовых шлирах со следами пластического течения, максимальные содержания платины 200 мг/т, а состав хромшпинелида в них аналогичен составу акцессорных хромшпинелидов фоновых дунитов.

Таблица

Уральский тип платинометальных руд

Подтипы руд	Геолого-структурная позиция, текстурно-морфологические особенности	Составы минералов платиновых металлов, частота встречаемости, в %	Крупность выделений, способность к россыпеобразованию
I Хромитовый Иридисто-платиновый (изоферро-платиновый)	Апикальная часть дунитовых тел; гнездо-, штоко- и трубообразные тела небольшой мощности, сложенные богатыми хромит-платиновыми рудами петельчато-пятнистой, брекчиевидной и сидеронитовой текстуры	Изоферроплатина иридистая и высокоиридистая – 80.5. Тетраферроплатина иридистая – 12.5. Туламинит – 5.5. Прочие минералы – 1.5. Осмирид, осмирид платиновый, иридий самородный, иридосмин, осмий самородный, лаурит, ирарсит, холлингвортит	80 % классы крупности более 100 мкм, 20 % менее 100 мкм Хорошая. Крупные россыпи
II Дунитовый Малоиридисто-платиновый (тетраферро-платиновый)	Периапикальная часть дунитовых тел; прерывистые линейные зоны каемчатых жил четковидного строения, сложенные богатыми и бедными хромит-платиновыми рудами линзовидной, прожилково-вкрапленной и полосчатой текстуры	Тетраферроплатина иридистая и малоиридистая – 90. Изоферроплатина иридистая и малоиридистая – 7.5. Туламинит малоиридистый – 1. Прочие минералы – 1.5. Иридосмин, осмий самородный, лаурит, эрликманит, платинистая медь, холлингвортит, RhNiAs	45 % классы крупности более 100 мкм, 55 % менее 100 мкм Средняя. Небольшие по масштабам россыпи
III Пегматитовый Палладисто-платиновый (амальгамо-туламинит-тетраферро-платиновый, палладистый)	Периферические части дунитовых тел; зоны контакта дунитов и клинопироксенитов, маломощные короткие тела клинопироксенит-пегматитов (дунит-пегматитов), сложенные сульфидоносными палладиево-платиновыми хромтитаномагнетитовыми рудами петельчато-вкрапленной, сидеронитовой и брекчиевидной текстуры	Тетраферроплатина малоиридистая палладистая ртутьсодержащая – 45. Туламинит палладистый ртутьсодержащий – 12. Амальгамы платинисто-палладистой меди – 40. Прочие минералы – 3. Потарит медистый, платинистая медь, ферроникельплатина палладистая и медистая, cульфиды цветных металлов с повышенными примесными количествами платины, палладия, иридия, золота- до 0.5–1–6.0 %	13 % классы крупности более 100 мкм, 87 % менее 100 мкм Слабая. Мелкие шлиховые ореолы

Среди ординарных дунитов с закономерными вариациями геохимического поля по платине и платиновым металлам, впервые выявлены парные (негативные и позитивные) геохимические аномалии по платине и установлена стандартная мегазональность дунитовых тел: фоновый дунит – негативная геохимическая аномалия – позитивная геохимическая аномалия (хромит-платиновое рудное тело). Все крупные хромит-платинометальные концентрации и сопряженные негативные ореолы в дунитах связаны с узлами и зонами хрупких деформаций, определяемыми тремя направлениями структурных элементов: субмеридиональным, субширотным, северо-западным. В целом, структуры платиноворудных полей аппроксимируются планами поздних, постпластических хрупких деформаций дунитовых тел.

Установлена зональность в размещении разновозрастных и контрастных по структурно-морфологическим и вещественным характеристикам подтипов хромит-платинометальных руд. В апикальной части дунитовых тел проявлен хромитовый подтип иридиево-платиновых руд, формирующий многочисленные небольшие по размерам и разобщенные гнездообразно-струеобразные и штоко-трубообразные тела с сечением от 6–10 до 15–20 м². Они сложены богатыми рудами (содержащими от 5–50 до 100–500 г/т и более Pt) пятнисто-петельчатой и брекчиевидной текстуры. В периапикальных частях дунитовых тел находятся маломощные (до 1–2 м) протяженные (до 200–300 м) зоны каемчатых четковидных жил с пятнисто-прожилково-вкрапленной и полосчатой текстурами – дунитовый подтип платинометальных руд. Cодержание платины в этих рудах от 1–5 до 10–20 г/т. В периферических частях дунитовых тел, зонах контакта с перекрывающими клинопироксенитами, присутствуют маломощные (до 1–2 м) и короткие (до 3–8 м) жильные тела клинопироксенит-пегматитов (дунит-пегматитов) с хром-титаномагнетитовыми и палладиево-платиновыми рудами типа P-unit, содержащими от 3–10 до 20–30 г/т платины и палладия и обладающими вкрапленно-петельчатыми, сидеронитовыми и брекчиевидными текстурами – пегматитовый подтип руд.

Постмагматическая эволюция рудовмещающих дунитов и платинометальных руд при формировании трех различных подтипов прослеживается по направленной закономерной смене равновесных парагенезисов главных сосуществующих минералов: хромшпинелидов, оливинов, платины.

Для хромитового подтипа руд характерны минералы наиболее высокотемпературного парагенезиса: высокохромистые предельно магнезиальные хромшпинелиды (содержание Cr₂O₃ – 51–56 мас. %, cодержание MgO – 12–16 мас. %); наименее железистые оливины
(Fa – 4–7 мол. %, при этом микровключения оливина в хромшпинелидах фиксируют и более низкую железистость – 2.5–3.7 мол. %, содержание СaO в оливине минимальное 0.18–0.23 мас. %), наиболее иридистая изоферроплатина и тетраферроплатина. Последняя имеет концентрации иридия от 2.0 до 10.5 мас. % (в среднем 4.0 мас. %), содержит мелкие и тонкие выделения иридия и платинистого осмирида, морфологически похожие на продукты распада твердых растворов иридия и осмия в платине.

Данные по составу главных минералов платиновых металлов в месторождениях хромитового подтипа свидетельствуют о том, что в процессе рудоотложения происходит существенное уменьшение иридиевости платины (от 8 до 2 мол. %) и возрастание содержаний железа и цветных металлов в ней (S неблаг. примесей/S благ. примесей с 4 до 12 ат. %). Типохимизм платины заключается в устойчиво повышенном содержании иридия при крайне низких примесных количествах меди и, особенно, никеля. Установлено относительно равномерное распределение всех минералообразующих компонентов, включая железо, иридий, медь, никель. Платина в рудах хромитового подтипа присутствует в виде вкрапленности рассеянных зерен размером от 50–100 микрон до сотен микрон, максимально до 1–2 мм, а также гнездообразных скоплений размером 2´ 5 мм и прожилков мощностью до 0.5 мм и длиной до 3–5 см. Выделения платины чаще всего цементируют рудообразующий хромшпинелид, реже включены в силикатный цемент руд, сложенный оливинами, хлоритами, слюдами, серпентинами и карбонатами. Они имеют ксеноморфную, сложную угловатую, крючковатую и ветвистую формы. Установлена вкрапленность зерен платины в поздних хлоритовых гнездах и прожилках. В катаклазированных и хлоритизированных зернах хромшпинелида постдеформационные прожилки и выделения платины, размером 300´ 20 мкм и 130´ 40 мкм соответственно, секут не только трещины катаклаза, но и прожилки цементирующего их хлорита. Гранулометрический анализ платины, на основе изучения 100 зерен, показал, что 60 % из них имеют крупность от 400 до 1000 мкм и более, 20 % – от 100 до 400 мкм, и лишь 20 % зерен имеют крупность менее 100 мкм.

Таким образом, для руд данного подтипа наиболее характерна крупная и средняя по размерам ксеноморфная платина. В целом, особенности формирования хромитового субтипа платиновых руд определялись не только относительно маловодным составом рудообразующего, предположительно метан-водородного, флюида и более высокими температурами (высокое и предельное насыщение иридием железо-платиновых твердых растворов, широкое присутствие свежего оливина в цементе руд), но и высокими скоростными характеристиками процесса его разгрузки в ограниченных объемах, что зафиксировалось в образовании трубчатых рудных тел с часто встречающимися брекчиевидными текстурами хромит-платиновых руд.

Дунитовый подтип. Для хромит-платиновых руд установлено сонахождение в едином парагенезисе умеренно-хромистых и умеренно-магнезиальных хромшпинелидов (содержание Cr₂O₃ – 48–52 мас. %, содержание MgO – 9–12 мас. %), более железистого оливина (Fa 7–8 мол. %, микровключения оливина в хромшпинелидах фиксируют более низкую железистость– 3.9–4.4 мол. %, содержание CaO в оливине – 0.23–0.33 мас. %), менее иридистой тетраферроплатины и изоферроплатины (содержание иридия 0.5–2.5 мас. %, в среднем 1.5 мас. %). Присутствуют мелкие и тонкие выделения иридосмина, осмия самородного и лаурита.

Данные по составу основных минералов платиновых металлов в месторождениях дунитового подтипа свидетельствуют, что в процессе рудоотложения происходит дальнейшее существенное уменьшение иридиевости платины (от 2 до 0.5 ат. %) и возрастание содержаний неблагородных примесей в ней (S не благ. прим./S благ. прим. с 11 до 40 ат. %). Типохимизм платины заключается в устойчиво низком содержании иридия при высоком содержании меди и повышенном, резко варьирующем содержании никеля. Изучение распределения основных минералообразующих компонентов (Pt, Fe, Ir, Cu, Ni) по профилям в десятках отдельных минеральных зерен малоиридистой тетраферроплатины размером от 50´ 50 до 400´ 400 мкм показало их равномерное распределение, однако установлено, что содержания меди и никеля в них резко изменяются от зерна к зерну даже в пределах одного отдельного образца.

Платина в рудах присутствует в виде мелких и тонких идиоморфных рассеянных зерен, очень редко их гнездообразных скоплений размером до 2х4 мм. Кристаллические зерна ее заключены в катаклазированных хромшпинелидах и силикатах, находятся возле хлорит-серпентиновых обособлений и тонких трещин катаклаза, часто пересекая и цементируя их без каких-либо следов последующих деформаций и смещений. Редко более крупные (200–400 мкм) также идиоморфные кристаллические зерна и сростки кристаллических зерен платины включены в силикатный цемент руд, либо находятся на контактах хромшпинелидов и силикатов. Цепочечные агрегаты зерен платины встречены и за пределами рудных тел в рудовмещающих дунитах на расстоянии 1–1.5 см от серпентиновых кайм.

Особенностью этих руд являются серпентиновые каймы зеленовато-желтого и фисташкового цвета мощностью от 2–5 до 20–50 мм и многочисленные тонкие (0.1–0.2 до 1–2 мм и более) серпентин-брусит-карбонатные прожилки, подчеркивающие катаклаз и брекчированность платиноносных зон. Вещество прожилков имеет кремово-белый и серовато-белый цвет, придающий рудным концентрациям седоватый оттенок (“седые платиновые руды”). Ориентировка прожилков различная – от перпендикулярной, косой диагональной до параллельной контактам хромит-платиновых жил и обособлений. Протяженность их небольшая (0.5–5 cм), однако встречены прожилки общей протяженностью до 10–15 см и более, пересекающие пары сближенных хромит-платиновых жил с каймами, и продолжающиеся далее в виде выклинивающихся тонких трещин в рудовмещающих дунитах.

Силикатный цемент руд дунитового подтипа сложен серпентинами, хлоритами, карбонатами, флогопитами, амфиболами, клинопироксенами, а также редкими зернами сульфидов железа и никеля. Свежий оливин в цементе руд и каймах отсутствует.

Гранулометрический анализ платины, проведенный на основе изучения 400 зерен показал, что 83 % из них относятся к классу крупности менее 400 мкм, при этом две трети из них имеют крупность менее 100 мкм, то есть, флотационную крупность. Таким образом, для руд дунитового подтипа наиболее характерна мелкая и тонкая по размерам идиоморфная платина.

В целом, особенности формирования дунитового подтипа платиновых руд определялись относительно более низкими температурами, более водным составом поликомпонентного мантийно-корового флюида, эволюционировавшего в сторону обогащения СО_2.Это сопровождалось резким увеличением окисленности рудообразующей системы, возрастанием степени насыщенности флюидосодержащими включениями и гидратации рудообразующих минералов. Источником рудного вещества при этом были как сами дуниты, так и глубинные флюиды.

Для платинометальных руд пегматитового подтипа характерны минералы относительно наиболее низкотемпературного парагенезиса: наименее хромистые и наименее магнезиальные (Cr₂O₃ 22–28 мас. %, MgO 4–7 мас. %), наиболее железистые и титанистые (FeO 56–65 мас. %, TiO₂ 2–3 мас. %) хромтитаномагнетиты, наиболее железистые оливины (Fa 8–9 мол. %; содержание CaO 0.49–0.56 мас. %), наименее иридистые палладистая тетраферроплатина и палладистый туламинит с высокими содержаниями меди, никеля и примесями ртути (Ir от 0.5 до 1.8 мас. % в среднем 1.0 мас. %, Pd в среднем 3.9 мас. %, Cu в среднем 10.8 мас. %, Ni в среднем 1.0 мас. %, Hg 2.9 мас. %), в ассоциации с амальгамами платинисто-палладистой меди.

Данные по составу основных минералов платиновых металлов в месторождениях пегматитового подтипа свидетельствуют о том, что при формировании руд этого подтипа происходит дальнейшее уменьшение иридиевости платины и туламинита от 1.5 до 0.3 ат. % при высоком содержании неблагородных примесей в них (S неблаг. прим./S благ. прим. от 6 до 26 ат. %). Типохимизм тетраферроплатины и туламинита заключается в крайне низком содержании иридия при высоком содержании палладия и, особенно, меди, что позволило впервые выделить новый для Урала парагенезис платиновых минералов: палладистая тетраферроплатина, палладистый туламинит, амальгамы платинисто-палладистой меди. Выделения платиновых и палладиевых минералов в рудах имеют сложное пятнистое и зональное строение с неравномерным распределением всех минералообразующих компонентов: платины, палладия, меди, железа, ртути. Сложные ксеноморфные, пластинчатые зерна и кристаллические сростки зерен платины с периферии обрастают палладиевыми фазами и амальгамами,
а также имеют каймы из самородной меди.

Около 1.5 % фаз в рудах сложены сульфидами и арсенидами цветных металлов и продуктами их изменения, содержащими ощутимые примесные количества платины, палладия и родия. Выявлен арсенид никеля типа маухерита, содержащий до 6 мас. % платины, до 1 мас. % палладия и до 1 мас. % иридия. В амальгамах платинисто-палладистой меди установлены повышенные и высокие концентрации иридия (от 1 до 5 мас. %).

Цемент платинометальных руд пегматитового подтипа сложен клинопироксеном, амфиболом, оливином, хромтитаномагнетитом, апатитом с включениями пирротина, пентландита, халькопирита, пирита, cамородной меди. Зерна минералов платиновых металлов чаще имеют одно-двух фазное строение, но иногда состоят из сростков трех-четырех минеральных фаз различного состава. Платиновые и платиносодержащие фазы имеют размеры от 10–15 до 20–40 мкм и более (до 100 мкм), и включены в различные силикатные минералы, хромтитаномагнетит и сульфиды цветных металлов.

Гранулометрический анализ платины руд пегматитового подтипа на основе изучения 75 извлеченных зерен показал, что 87 % из них относятся к классам крупности менее 100 мкм, 11.5 % к классу крупности от 100 до 400 мкм, и лишь 1.5 % к средним и крупным классам более 400 мкм. Таким образом, для платинометальных руд пегматитового подтипа наиболее характерна ксеноморфная тонкая и пылевидная платина.

Густовкрапленно-петельчатая, сидеронитовая и пятнисто-брекчиевидная текстуры хромтитаномагнетитовых руд, находящихся в прифронтальных и фронтальных частях клинопироксенитовых жил, наличие многочисленных останцов дунитов с явными следами замещения в них акцессорного хромшпинелида хромтитаномагнетитом и оливина клинопироксеном, характерная повышенная вкрапленность сульфидов железа и цветных металлов, маломощные (до 5–10 мм) каймы гидратации дали основание связывать образование рудоносных хромтитаномагнетит-клинопироксенитовых жил с процессами метасоматоза на пневматолит-гидротермальной стадии рудогенеза.

Таким образом, палладиево-платиновые хромтитаномагнетитовые руды в пироксенит-пегматитовых жилах среди ординарных дунитов не могут рассматриваться в качестве аналога, а тем более генотипа пироксенитовых палладиевых руд Урала, но дают представление о заключительных наиболее низкотемпературных процессах, протекавших на платиновых месторождениях уральского типа и сопровождавшихся образованием ртутьсодержащей палладистой тетраферроплатины, ртутьсодержащего палладистого туламинита и разнообразных амальгам платинисто-палладистой меди. Представленные материалы свидетельствуют о последовательном и закономерном снижении способности к россыпеобразованию от хромитового подтипа к пегматитовому подтипу руд. В целом, формирование и преобразование платинометальных руд уральского типа (хромитовый подтип – дунитовый подтип – пегматитовый подтип), являющихся визитной карточкой дунитовых массивов Платиноносного пояса Урала, происходило в рамках постмагматических стадий их эволюции.

309

olya — Sun, 09 Aug 2020 15:39:20 +0000

И. Г. Волкодав

Адыгейский государственный университет, г. Майкоп

Многоранговая цикличность геологических
и металлогенических процессов Восточной Сибири

Периодичность геологического развития Земли выразилась в суперциклических процессах распада и возрождения (кратонизации) сверхматериковых образований Пангей [1, 6]. В статье сопоставлены циклы и структурные этажи Восточной Сибири на основании обобщения обширного материала и авторских исследований (табл.).

Пангея-I возникла в начале архея с появлением единой для всей Земли или ее первично материковой части серогнейсовой оболочки и первой супракрустальной осадочной оболочки. Распад Пангеи-I на мелкие и крупные салические фрагменты, разделенные в доиенгрское время решеткой фемических зон [7] завершился раннеархейской кратонизацией [4]. Аналогичное решетчатое деление Пангеи-II в тимптоно-джелтулинское время впоследствии завершилось саамской кратонизацией [1], приведшей к формированию среднеархейской Пангеи-III.

Всеземной рифтогенез, выразившийся в заложении позднеархейских зеленокаменных поясов, закончился кеноранской кратонизацией и становлением Пангеи-IV. Этаи последующие Пангеи распадались в первой и возрождались во второй половинах суперциклов, именуемых циклами Вильсона. Возрождения связаны с альгомской, гренвильской и ассинтской кратонизациями [1]. Распад позднепротерозойского суперматерика (Пангеи-VII) завершился к середине фанерозоя. Тенденция к собиранию его составных частей наметилась в конце мезозоя и в кайнозое: замыкание Тетиса, причленение Индийской и Аравийской плит к Евразии. На территории Восточной Сибири сформировался из разрозненных частей Верхояно-Чукотский континентальный супертеррейн.

Намечается [6] цикличное чередование глобальных обстановок двух типов: биполярного (Пангея–Панталасса) и плюриполярного (континенты–океаны). Длительность таких циклов возрастает от архея (600 млн лет) к позднему протерозою (800 млн лет).

Мегацикличность, коррелирующая с чередованием геотектонических циклов Бертрана, проявилась в периодическом становлении рядов геологических формаций. Временная протяженность мегациклов соизмерима сдлительностью галактического года. В этот временной интервал укладываются заложение, развитие и завершение каждого из выделенных автором 27 мегациклокомплексов (табл.),

Таблица

Циклы и структурно-формационные этажи Восточной Сибири

Эонотема (циклит Вилсона)	Эратема (циклит Черкасова)	Субэратема (циклит Бертрана)	Структурно-формационный этаж (Восточная Сибирь)	Геотектонический цикл (цикл Бертрана)	Возраст начала цикла, млн лет	Продолжительность цикла, млн лет
1	2	3	4	5	6	7
Фанерозой	Мезо-кайнозой	Нижняя	Колымский	Тихоокеанский	150	150
	Мезозой и палеозой	Верхняя	Верхоянский	Верхоянский		190
	Мезозой и палеозой	Нижняя	Сеттедабанский	Сеттедабанский	340	200
Верхний протеро- зой	Юдомий и каратавий	Верхняя	Кыллахский	Позднебайкальский	540	200
	Юдомий и каратавий	Нижняя	Лахандинский	Раннебайкальский	740	200
	Юрматиний	Верхняя	Ясненский	Позднедальсландский	940	200
	Юрматиний	Нижняя	Таловский	Раннедальсландский	1140	170
Средний протерозой	Бурзяний (Иотиний)	Верхняя	Хандинский	Позднеготский	1310	170
	Бурзяний (Иотиний)	Нижняя	Уянский	Раннеготский	1480	170
	Верхний карелий (Свекофенний)	Верхняя (Вепсий)	Улканский	Лаксдорфский	1650	170
	Верхний карелий (Свекофенний)	Нижняя (Ладожий)	Улкачанский	Выборгский		170
Нижний протерозой	Средний карелий (Ятулий)	Верхняя (Онежий)	Кеменский	Позднегуронский	1990	165
	Средний карелий (Ятулий)	Нижняя (Сегозерий)	Чинейский	Раннегуронский		165
	Нижний карелий (Лаппоний)	Верхняя (Сариолий)	Верхнекодарский	Позднеребольский	2320	165
	Нижний карелий (Лаппоний)	Нижняя (Сумий)	Нижнекодарский	Раннеребольский		165

Окончание табл.

1	2	3	4	5	6	7
Верхний архей	Рандий	Верхняя (Верхний рандий)	Тасмиелинский	Позднебеломорский	2650	175
	Рандий	Нижняя (Нижний рандий)	Тунгурчинский	Раннебеломорский		175
	Верхний свазий	Верхняя (Понгола)	Тяньский	Позднекольский	3000	150
	Верхний свазий	Нижняя (Модис)	Темулякитский	Раннекольский		150
Средний архей	Нижний свазий	Верхняя (Фиг Три)	Надыллымахский	Позднесаамский	3300	150
	Нижний свазий	Нижняя (Онвервахт)	Ыллымахский	Раннесаамский		150
	Верхний алданий (Исуан)	Верхняя	Джелтулинский	Джелтулинский	3600	150
	Верхний алданий (Исуан)	Нижняя	Тимптонский	Тимптонский		150
Нижний архей	Нижний алданий (Хэд)	Верхняя	Иенгрский	Иенгрский	3900	150
	Нижний алданий (Хэд)	Нижняя	Подиенгрский	Доиенгрский		150
	Подалданий	Верхняя	Верхний сейсмоэтаж	Поздний сейсмоцикл	4200	150
	Подалданий	Нижняя	Нижний сейсмоэтаж	Ранний сейсмоцикл		150

Примечание. 1 – эратемы и субэратемы докембрия даны по [8], 2 – циклиты, соответствующие эратемам (циклиты Черкасова), 3 – структурно-формационные этажи и геотектонические циклы даны по [2].

которые заканчиваются мощным тектогенезом (байкальским, каледонским, герцинским и т. д.). Длительность мегациклов непостоянна и циклически меняется: в архее она постепенно возрастает от 150 до 175 млн лет, в протерозое – от 165 до 200 млн лет, в фанерозое вновь сокращается до 190-195 млн лет, чтобы со временем, вероятно, достичь величины более 200 млн лет, каковой, по расчетам, является современная длительность галактического года.

Циклиты Бертрана соответствуют объемам субэратем. Эратемы, отвечающие сдвоенным бертрановским циклитам, автор предлагает именовать циклитами Черкасова, в знак признания его приоритетных работ по упорядочению шкалы докембрия.

Среднепорядковая макроцикличность выразилась в становлении рядов осадочных, магматических и рудных формаций. Это циклы Штилле длительностью в квартал галактического года [9]. В полном соответствии с геогенетическим законом Рундквиста, макроциклам присущи, преимущественно, раздвиговое, рифтогенное фемическое начало и скучивание со складчатостью, метаморфизмом, гранитоидным магматизмом в конце. Позднепротерозойские и фанерозойские макроциклы имеют в Сибири и других регионах отчетливое седиментационное, магматическое и минерагеническое содержание. В эти временные интервалы укладывается становление локальных прогибов (Илинтасской, Южно-Анюйской и др.).

Ряды осадочных формаций (макроциклиты) отождествляются со структурными ярусами, комплексы рядов (мегациклиты) – со структурными этажами [5]. В прогрессивных терригенно-карбонатных макроциклитах рифея – среднего палеозоя наблюдается следующая зональность: основные вулканиты и стратиформные руды меди, железа, алюминия и палеороссыпи тяготеют к низам, а щелочные вулканиты, руды свинца, цинка, сурьмы, бария, фтора и металлоносные черные сланцы – к верхам. В терригенных регрессивных циклокомплексах верхних двух этажей базальтоиды и колчеданные руды связываются с нижними аспидноидными формациями, а андезит-риолитовые комплексы, полиметаллические, сурьмяные и ртутные руды – со средними флишоидными. Стратиформные золотые руды тяготеют к переходным слоям между аспидноидными и флишоидными толщами. Наиболее продуктивны верхние циклокомплексы структурно-формационных этажей. Типы стратиформного золотого оруденения: золото-кварцевых залежей, сульфидно-кварцевых согласных зон прожилкования и золото-сульфидной вкрапленности, локализуются в изначально обогащенных металлами рифтогенных черносланцевых толщах у границы с флишоидными. Менее отчетливопроявляется связь с этими горизонтами золото-серебряного, серебряного, серебро-полиметаллического и касситерит-сульфидного оруденения согласного и секущего типов.

Выводы о многоранговой циклической повторяемости геологических и металлогенических событий в истории развития Восточной Сибири используются при прогнозировании месторождений. При анализе разнопорядковой цикличности выявлены определенные численные отношения временных интервалов, соответствующих определенным рангам структурно-вещественных подразделений.
Интервалы времени становления элементов ряда: структурно-формационный подъярус–ярус–подэтаж–этаж–надэтаж–комплекс этажей, образуют численный ряд, построенный по правилу последовательного удвоения от малых к крупным интервалам или дихотомического деления от крупных к малым, что соответствует одному из эмпирических обобщений В. И. Вернадского.

Литература

Борукаев Ч. Б. Схема общей периодизации тектонической истории Земли // Геология и геофизика, 1977. № 12. С. 3–11.
Волкодав И. Г. Цикличность геологических процессов и стратиформное оруденение Верхояно-Колымской складчатой системы // Стратиформные месторождения цветных, редких, благородных металлов и других полезных ископаемых. Фрунзе, 1981. С. 204–205.
Волкодав И. Г. Геологические формации и формационные ряды Южного Верхоянья. Автореф. дисс. … д. г.-м. н., С-ПбГУ, 1998. 37 с.
Волкодав И. Г. Цикличность геологических и металлогенических процессов // Вестник Адыгейского гос. университета. Майкоп, 1998. С. 83–85.
Карагодин Ю. Н. Седиментационная цикличность. М.: Наука, 1980. 242 с.
Хаин В. Е. Циклы Вильсона и циклы Бертрана // ДАН, 1992. Т. 325. № 3. С. 557–559.
Черкасов Р. Ф. Архей Алданского щита. М.: Наука, 1979. 183 с.
Черкасов Р. Ф. Проблема упорядочения шкалы докембрия // Докембрий Северной Евразии. С.-Пб., 1997. С. 114–115.
Штилле Г. А. Геологическое расчленение истории Земли // Избранные труды. М.: Мир, 1964. С. 344–394.

336

olya — Sun, 09 Aug 2020 15:37:01 +0000

А. И. Брусницын

Санкт-Петербургский государственный университет

brusspb@yandex.ru

Геологическое строение, состав металлоносных отложений и условия формирования Биккуловского марганцевого
месторождения (Южный Урал)

Биккуловское месторождение расположено в 40 км к западу от Магнитогорска в 3 км северо-западнее одноименного поселка. Среди многочисленных гидротермально-осадочных месторождений Южного Урала данный объект привлекает особое внимание. Это редкий для региона пример, где марганцевоносные отложения представлены не кремнистыми породами, а интенсивно преобразованными гидротермальными процессами туффитами. Предполагается, что в данном случае разгрузка рудоносного источника с формированием отложений железа и марганца происходила не только на поверхности дна палеобассейна, но также ниже этого уровня – в толще подстилающих вулканогенных пород.

Разведка месторождения с попутной добычей и складированием руд проведены под руководством В. Н. Разумовой в 1941- 42 гг. Позднее геологические исследования осуществлялись А. А. Гавриловым [1] и некоторыми другими авторами. В 2003- 2004 гг. большая часть изъятой ранее руды была вывезена для переработки на Магнитогорский комбинат. В настоящее время рассматривается вопрос возможности разработки месторождения. В данной статье приводятся результаты исследований 2000−2004 гг.

Геологическое строение. Месторождение приурочено к палеоостроводужным комплексам Западно-Магнитогорского палеовулканического пояса. Вмещающими породами являются туффиты среднего и кислого состава верхней толщи улутауской свиты (D₂zv−D₃fr₁).

Рудоносные отложения слагают четко стратифицированную пачку. В ее основании залегают железистые тонко- и среднеобломочные туффиты. В отличие от обычных (безжелезистых) аналогов, в которых вулканомиктовые частицы скреплены терригенным, карбонатным или кремнистым материалом, в железистых туффитах цемент представлен тонкозернистой кварц-гематитовой массой. Железистые туффиты прослеживаются по всему месторождению в виде пласта мощностью около 5 м. Его однородное строение нарушается наличием в верхней части, а также непосредственно на контакте с вышележащими рудами, мелких (мощностью не более 50 см и до 5 м по протяженности) линзовидных тел грубообломочных марганцовистых туффитов. Последние представляют собой темно-вишневую породу, в которой интенсивно замещенные парсеттенситом, марганцевым пумпеллиитом, титанитом и кальцитом обломки вулканитов сцементированы агрегатом кварца и марганцевого эпидота.

В южной части месторождения на железистых туффитах залегают джаспериты. Это гематит-кварцевые (± андрадит) породы, которые по современным преставлениям [2] являются литифицированными аналогами кремнисто-железистых отложений, образующихся на месте просачивания на морское дно низкотемпературных растворов. На Биккуловском месторождении джаспериты формируют небольшую холмообразную постройку с видимыми размерами 10 м по простиранию и мощностью до 2.5 м.

Выше по разрезу располагается пласт марганцевых руд. Его южный фланг залегает на джасперитах, а в северном направлении, после быстрого выклинивания джасперитов, рудный пласт перекрывает железистые туффиты. Протяженность марганцевого тела составляет 420 м при мощности от 1 до 3 м.

Завершает разрез рудоносной пачки тонкий (мощностью около 0.5 м) слой ярко-красных железо-кремнистых туффитов (яшмо-туффитов).

Химический состав пород. Типичные химические анализы пород Биккуловского месторождения приведены в таблице. Содержание Fe₂O₃ в подстилающих рудный пласт железистых туффитах примерно в пять раз выше, чем в других вулканомиктовых породах месторождения. Кроме того, в железистых туффитах почти десятикратно увеличивается концентрация марганца. Еще большие содержания MnO

Примечание. Анализы выполнены в лаборатории спектрального анализа ВСЕГЕИ рентгеноспектральным флюоресцентным методом на спектрометре ARL- 9800 (Швейцария); аналитик Б. А. Цимошенко.

Разновидности вмещающих пород: Бк-29 – туффит, вмещающий рудоносные отложения; Бк-22 и Бк-105 – джаспериты (Бк-22 – гематит-кварцевый, Бк-105 – гематит-андрадит-кварцевый); Бк-20 – подстилающий руды железистый туффит; Бк-100 – подстилающий руды марганцовистый туффит; Бк-26 и Бк-27 – перекрывающий руды железо-кремнистый туффит (Бк-26 – порода вблизи джасперитов, Бк-27 – порода в 50 м от джасперитов).

Разновидности марганцевых пород: Бк-1 – гематит-кальцит-андрадит-кариопилитовая; Бк-6 и Бк-60 – андрадит-родонитовая; Бк-50, Бк-70 и Бк-76 – родонит-кварц-андрадитовая; Бк-32 – родохрозит-кариопилит-тефроитовая; Бк-72 – пумпеллиит-пьемонтит-андрадит-кариопилитовая; Бк-31 – парсеттенсит-гематит-кварц-андрадитовая. Анализы 8–15 – породы южного участка месторождения, 16 – северного.

При расчетах литолого-петрохимических индикаторов содержания элементов в мас. % были переведены в атомные количества.

Таблица

Типичный химический состав (мас. %) пород Биккуловского месторождения

	Вмещающие породы							Марганцевые породы (“руды”)
Компоненты	Бк-29	Бк-22	Бк-105	Бк-20	Бк-100	Бк-26	Бк-27	Бк-1	Бк-6	Бк-60	Бк-50	Бк-70	Бк-76	Бк-32	Бк-72	Бк-31
SiO₂	36.60	88.60	77.90	46.50	43.60	63.00	51.50	32.40	38.60	41.50	60.80	47.00	28.70	24.40	34.40	39.10
TiO₂	0.61	<0.01	<0.01	0.37	0.82	0.09	0.43	0.15	0.02	0.03	0.02	0.04	0.41	0.04	0.30	0.29
Al₂O₃	13.70	0.38	0.52	7.12	12.10	1.58	9.09	1.37	1.49	0.63	0.89	1.99	4.01	0.89	8.44	5.34
Fe₂O₃^общ	5.69	9.18	14.60	30.70	8.70	23.60	26.90	12.50	15.10	5.56	7.83	11.10	28.30	2.93	13.10	17.70
MnO^общ	0.55	0.19	0.65	3.37	17.00	0.35	0.87	32.50	21.30	36.50	15.50	27.00	26.40	64.40	23.10	19.10
MgO	3.56	1.20	1.24	2.02	2.50	1.42	3.33	1.47	1.45	1.40	1.25	1.71	1.64	1.25	1.98	1.58
CaO	17.40	0.16	4.85	7.08	10.70	5.56	1.87	12.00	19.90	12.10	10.80	12.30	6.76	1.48	13.80	13.50
Na₂O	1.45	<0.05	<0.05	<0.05	0.05	<0.05	<0.05	<0.05	<0.05	<0.05	<0.05	<0.05	<0.05	<0.05	<0.05	<0.05
K₂O	3.61	0.08	0.08	0.10	0.50	0.12	2.72	0.11	0.08	0.09	0.10	0.18	0.19	0.09	0.21	0.20
P₂O₅	<0.05	<0.05	<0.05	0.07	0.08	<0.05	0.08	0.10	<0.05	<0.05	<0.05	<0.05	0.10	0.10	0.09	0.21
П.п.п.	16.40	0.15	0.17	2.27	4.14	4.21	3.13	7.27	1.26	1.42	2.41	<0.10	3.49	4.73	4.41	2.82
Сумма	99.57	99.94	100.01	99.60	100.19	99.93	99.92	99.87	99.20	99.23	99.60	101.32	100.00	100.31	99.83	99.84
Литолого-петрохимические модули
(Fe+Mn)/Ti	10	1175	1917	94	34	362	65	323	1629	1459	1054	1038	142	1887	129	136
(Al+Ti) ∙ 100	27.62	0.76	1.03	13.92	24.76	3.22	18.36	2.88	2.95	1.28	1.78	3.95	8.37	1.80	16.93	10.83
(Fe+Mn) ∙ 100	7.88	11.75	19.17	46.13	34.82	39.82	34.86	61.40	48.88	58.36	31.62	51.91	72.56	94.36	48.92	49.03
Al/(Al+Fe+Mn)	0.77	0.06	0.05	0.24	0.41	0.07	0.34	0.04	0.06	0.02	0.05	0.07	0.10	0.02	0.25	0.18
Mn/Fe	0.11	0.02	0.05	0.12	2.20	0.01	0.04	2.93	1.59	7.40	2.22	2.74	1.05	24.78	1.99	1.22

характерны для марганцовистых туффитов. По соотношению индикаторных элементов (Fe, Mn, Al и Ti) обе разновидности туффитов соответствуют морским металлоносным осадкам.

Для джасперитов типично высокое содержание “гидротермальных компонентов” – кремния и железа, а для андрадитовой разновидности пород, еще и кальция. Концентрации всех других элементов очень низкие.

Состав марганцевых руд закономерно изменяется по мере удаления от джасперитов. На южном, примыкающем к джасперитам, участке залежи установлены значительные колебания содержаний главных компонентов. Состав пород здесь изменяется от слоя к слою, а также в пределах одного слоя. Однако, уже на удалении 100 м от выхода джасперитовой линзы ситуация меняется. Руды быстро становятся очень однородными, в них падают содержания марганца, но увеличиваются железа, а также литогенных компонентов (Al, Ti и др.). По составу руды северного участка месторождения сходны с подстилающими их железистыми туффитами, с которыми они местами образуют постепенные переходы. Различия между этими породами заключаются, главным образом, в более высоком содержании в рудах марганца.

Быстрое нарастание концентраций вулканогенного материала (с юга на север) прослеживается и в составе перекрывающих руды железо-кремнистых туффитах.

Минеральный состав руд. Рудный пласт сложен окисленными с поверхности оксидно-карбонатно-силикатными марганцевыми породами. Это мелкозернистые образования с неясно-полосчатыми, линзовидными, массивными или пятнистыми текстурами. Главными минералами являются андрадит, родонит, кариопилит, парсеттенсит, гематит, кальцит и кварц; второстепенными и акцессорными − тефроит, пьемонтит, марганцевый эпидот, пумпеллиит-Mn, ильваит, йогансенит, широзулит, неотокит, родохрозит, гаусманит, барит, апатит и самородная медь.

Минералогия руд закономерно изменяется в соответствии с вариациями химического состава пород. На южном фланге залежи по распределению главных минералов выделяются как минимум пять разновидностей руд, связанных между собой постепенными переходами. Наиболее распространенными являются гематит-кальцит-андрадит-кариопилитовая, андрадит-родонитовая, родонит-кварц-андрадитовая. Здесь же встречаются максимально обогащенные марганцем родохрозит-кариопилит-тефроитовые породы с второстепенным гаусманитом. Участки, обогащенные вулканомиктовым материалом, сложены пумпеллиитом-Mn, пьемонтитом, андрадитом и кариопилитом. В северном направлении одновременно с уменьшением химического разнообразия руд, однородной становится и их минералогия. В рудах резко снижается количество родонита, и порода приобретает монотонный парсеттенсит-гематит-кварц-андрадитовый состав.

Обобщение результатов. Приведенные материалы показывают, что рудоносные отложения обладают хорошо выраженной латеральной и вертикальной зональностью.

Вертикальная зональность продуктивного горизонта выражается в смене снизу вверх по разрезу обогащенных железом пород (железистых туффитов и джасперитов) существенно марганцевыми (марганцовистыми туффитами, рудами), которые, в свою очередь, перекрываются железо-кремнистыми отложениями (яшмо-туффитами). Количественно железистые породы резко преобладают над марганцевыми. Причем, основной объем железистых отложений сконцентрирован стратиграфически ниже марганцевых руд, а выше располагается лишь тонкий пласт яшмо-туффитов. Такие взаимоотношения пород характерны для подавляющего большинства марганцевых месторождений Магнитогорского пояса. Но, в отличие от многих других объектов, железистые породы Биккуловского месторождения представлены, преимущественно, туффитами, а джаспериты образуют относительно небольшое тело, залегающее над железистыми туффитами. Обычно же наблюдается обратная ситуация, когда доминирующей разновидностью железосодержащих пород являются джаспериты или яшмы.

Латеральная зональность продуктивной пачки проявляется в постепенном изменении состава рудоносных отложений по мере увеличения расстояния от джасперитов (с юга на север): руды становятся беднее, однороднее по составу, в них снижается величина Mn/Fe, возрастает доля литогенных компонентов. Последнее характерно также для перекрывающих яшмо-туффитов.

Подобное строение и химический состав в целом характерны для железо-марганцевых осадков, образовавшихся в области разгрузки субмаринных гидротермальных источников. Очевидно также, что минералогия пород сформировалась на постседиментационных этапах становления месторождения, охватывающих диапазон условий от диагенеза до низкоградного метаморфизма (Т ≈ 250 °С, Р ≈ 2−3 кбар), а затем и гипергенеза.

Модель генезиса. Рассмотренные факты хорошо интерпретируются в рамках модели гидротермально-осадочного рудогенеза. Как известно, в зоне просачивания гидротермального раствора по мере смешения его с морской водой происходит дифференциация элементов. Первыми переходят в осадок железо и кремний, а марганец, как более подвижный металл, осаждается в самой верхней, наиболее разбавленной части потока. В результате образуются зональные залежи с железо-кремнистым основанием и марганцевыми породами на периферии. Поскольку содержание железа и кремния в растворе, как правило, существенно выше, чем марганца, то и в рудоносных отложениях железо-кремнистые породы обычно резко преобладают над марганцевыми.

Состав рудоносных отложений зависит от среды разгрузки гидротермы. В природе широко распространены месторождения, сформированные прямо на поверхности морского дна. Они сложены гидротермальными компонентами с незначительной примесью литогенного материала. Современным примером таких построек могут служить гидротермальные марганец-железо-кремнистые холмы бассейна Вудларк [3] и многие другие. Древние аналоги подобных объектов в большом количестве известны на Южном Урале (месторождения Уразовское, Кызыл-Таш, Казган-Таш, Янзигитовское и др.), Калифорнии, Кубе, Австралии, Омане и других регионах. Всех их отличает наличие крупного джасперитового холма, в кровле которого локализуются небольшие марганцевые линзы.

Формирование биккуловских отложений, по всей видимости, происходило несколько иначе. Восходящие гидротермальные растворы здесь просачивались сквозь толщу рыхлых, обводненных вулканомиктовых песчаников и гравелитов, вследствие чего, взаимодействие флюид–морская вода и осаждение железа начинались уже в приповерхностной толще осадка. В этой зоне формировалась пачка ожелезненных вулканогенно-осадочных пород – протолит подрудных туффитов. При этом, в месте наиболее интенсивного гидротермального потока на поверхность дна, все же проникали относительно слабо измененные флюиды. Тут шло образование небольшого по размеру и почти не содержащего литогенных компонентов железо-кремнистого (протоджасперитового) холма, а на удалении от источника – марганцевых илов. В современном эрозионном срезе данному узлу соответствует южный фланг месторождения. Но на остальной (большей) территории гидротермального поля поверхности дна достигали лишь “истощенные” растворы, уже лишенные большей части железа, но обогащенные марганцем. Смешиваясь с порцией свежей морской воды они окончательно теряли металлы: железо и марганец переходили в осадок, давая начало рудному пласту. Таким способом появилась стратиграфически расслоенная пачка с железистыми туффитами в нижней части разреза и марганцевыми породами − в верхней.

Как и железистые отложения, марганцевые осадки содержали переменное количество вулканомиктового материала. Естественно, что доля его была выше в основании пласта и на флангах месторождения. Именно для этих участков характерны маргановистые туффиты, а также руды с повышенным содержанием пумпеллиита, эпидота и титанита.

Согласно рассмотренной модели, максимальное разнообразие пород должно наблюдаться в эпицентре гидротермального потока, где реализовывались оба способа разгрузки растворов: 1) полностью на поверхности дна; 2) начало в толще осадка, завершение на поверхности дна. На флангах продуктивность гидротермы иссякала, осаждение вещества осуществлялась только по второму механизму, дифференциация железа и марганца проявлялась менее контрастно, а доля вулканогенного материала в составе рудоносных отложений возрастала. Строение Биккуловского месторождения полностью соответствует этим представлениям. Близкую структуру имеют марганцевые проявления района Ватсон Бич в Новой Зеландии [5]. Современными примерами подобных объектов могут служить гидротермальные холмы Галапагосского рифта, в которых разгрузка гидротем также частично происходит в толще осадка [4].

После отмирания гидротермальной системы протоджасперитовый холм был частично размыт придонными течениями. Железо-кремнистый материал скапливался в понижениях рельефа, где смешивался с вулканогенными частицами, создавая протолит для перекрывающих руды яшмо-туффитов. Дальнейшие процессы захоронения, метаморфизма и гипергенеза определили современную структуру и минералогию месторождения.

Благодарности. В организации и проведении полевых работ на месторождении большое содействие оказали сотрудник ИМин УрО РАН к. г.-м. н. И. Г. Жуков, а также аспиранты СПбГУ Т. А. Семкова и М. А. Папчинская. В минералогических исследованиях принимали участие магистранты СПбГУ О. В. Гаврютченкова и Ю. С. Балашова. Всем им автор выражает искреннюю благодарность.

Исследования поддержаны РФФИ (проект 04-05-64333).

Литература

1. Гаврилов А. А. Эксгаляционно-осадочное рудонакопление марганца. М.: Недра, 1972. 215 с.

2. Зайкова Е. В., Зайков В. В. Признаки придонного гидротермального происхождения железисто-кремнистых построек Магнитогорско-Мугоджарской островодужной системы Урала // Металлогения древних и современных океанов − 2003. Формирование и освоение месторождений в островодужных системах. Миасс: ИМин УрО РАН, 2003. С. 208−215.

3. Bogdanov Yu. A., Lisitzin A. P., Binns R. A. et al. Low-temperature hydrothermal deposits of Franklin seamount, Woodlark basin, Papua New Guinea // Marine Geology, 1997. Vol.142, № 1/4. P. 99−117.

4. Honnorez J., Von Herzen R. P., Barrett T. J. et al. Hydrothermal mounds and young ocean crust of the Galapagos: preliminary deep sea drilling results // Initial Reports of Deep Sea Drilling Project, 1983. Vol. 70. P. 459−481.

5. Kawachi Y., Grapre R. H., Coombs D. S., Dowsf M. Mineralogy and petrology of a piemontite-bearing schist, western Otago, New Zeland // J. Metamorphic Geol. 1983. Vol. 1. P. 353−372.

298

olya — Sun, 09 Aug 2020 13:59:35 +0000

Ю. А. Богданов

Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН, г. Москва

Влияние глубины океана на гидротермальное
рудоотложение

При исследовании неоднородности состава и свойств гидротермальных отложений на океаническом дне неоднократно отмечалось, что только на сравнительно глубоководных участках в областях развития высокотемпературных гидротермальных процессов могут быть встречены сульфидные гидротермальные залежи. На поверхности дна на глубинах менее 1000 м они, как правило, сменяются отложениями, состоящими, преимущественно, из нерудных минералов. Сульфиды присутствуют, главным образом, в рассеянном виде.

Среди причин такой неоднородности, несомненно, связанной с составом достигающих поверхности дна гидротермальных рудоносных растворов, наиболее вероятной является фазовая сепарация (в общем виде – гетерогенизация). Поднимающийся к поверхности дна однородный высокотемпературный гидротермальный раствор при уменьшении давления на определенных глубинах может стать неустойчивым. При давлениях ниже критического для океанической воды, отвечающих глубинам менее 3 км, происходит кипение раствора, на бóльших глубинах – отделение от раствора небольшого количества плотного высокоминерализованного флюида. При этом происходит перераспределение “гидротермального вещества” между формирующимися фазами.

Широкое развитие гетерогенизации гидротермальных растворов в океане в настоящее время подтверждено многочисленными исследованиями состава и свойств гидротермальных растворов современных подводных источников.

Исследованные нами гидротермальные отложения рифтов Срединно-Атлантического хребта были сформированы в широком диапазоне глубин океана (от 3650 м – поле ТАГ до 847 м – поле Менез Гвен), что представляется важным для исследования гипсометрического контроля гидротермального рудоотложения на океаническом дне.

Формирование гидротермальных рудоносных растворов связано, прежде всего, с трансформацией океанской воды при взаимодействии с породами коры и верхней мантии при высоких температурах. Участие магматических флюидов в гидротермальных растворах ничтожно мало. О глубинном источнике “гидротермальных” химических элементов в растворе можно говорить только в том смысле,
что они извлекаются океанической водой из пород коры и верхней мантии, которые являются продуктами глубинных оболочек Земли.

В рифтах открытой части океана, а также в таких молодых рифтах, как рифты Красного моря или Калифорнийского залива, в реакции с океанической водой участвуют сравнительно однородные по составу толеитовые базальты. Процессы взаимодействия океанских вод и базальтов срединно-океанических хребтов протекают при сравнительно близких температурах и давлениях. Поэтому следует ожидать, что состав первичных гидротермальных растворов на всем протяжении спредингового хребта мало изменяется.

Накоплена достаточно убедительная информация о том, что не всегда первичный рудоносный гидротермальный раствор достигает поверхности океанского дна неизмененным. В настоящее время установлено несколько причин (из них две – главных), вызывающих
преобразование первичного гидротермального раствора при миграции к поверхности океанического дна.

Первая причина – это влияние глубины океана, а соответственно, гидростатического давления на состав и свойства выходящих на поверхность дна высокотемпературных гидротермальных растворов. Действительно, при подъеме и уменьшении гидростатического давления высокотемпературные гидротермальные растворы на определенных глубинах достигают критических условий состояния однородного раствора и испытывают фазовую сепарацию (или гетерогенизацию). При этом происходит концентрирование металлов в высокосоленой фазе, а газов – в низкосоленой.

При подъеме и уменьшении давления раствор испытывает адиабатическое охлаждение, и в твердую фазу переходит целый ряд металлов, прежде всего, наименее подвижные. Раствор испытывает относительное обогащение химическими элементами, которые ассоциируют со средне- и низкотемпературными гидротермальными отложениями.

В принципе, под мелководными гидротермальными полями, развивающимися при подобной эволюции гидротермального раствора, мы должны ожидать подповерхностные сульфидные залежи (вкрапленные и штокверковые рудопроявления). Объемы их должны не уступать поверхностным гидротермальным залежам, формирующимся в течение такого же промежутка времени, а, возможно, и существенно превышать их, ибо в таких условиях эффективность рудоотложения гидротермальной циркуляционной системы значительно выше. Напомним, что при формировании массивной сульфидной залежи на поверхности дна 97–99 % гидротермального материала, поставляемого гидротермальными растворами из океанической коры на поверхность дна, рассеивается за пределы гидротермальных полей.

Для океана существует еще одна важная причина неоднородности состава гидротермальных отложений, которую необходимо учитывать. Основная разгрузка гидротермального высокотемпературного рудоносного раствора, достигшего поверхности дна, происходит в зоне его встречи с холодной океанической водой, обладающей сильными окислительными свойствами.

Второй причиной изменения поднимающегося к поверхности первичного гидротермального раствора является его смешение с придонными холодными водами, часто проникающими по трещинам в подповерхностные горизонты океанической коры. На некоторых зрелых гидротермальных полях наблюдается определенная латеральная зональность распределения минеральных ассоциаций: от центра к периферии они изменяются от высокотемпературных к средне- и далее – к низкотемпературным. Она определяется разной степенью смешения гидротермального раствора с придонной холодной океанической водой в подповерхностных условиях.

Как же в описанном выше диапазоне глубин меняются характеристики гидротермального рудоотложения?

1. На гидротермальных полях ТАГ и Снейк Пит на глубинах 3650–3500 м первичный рудоносный гидротермальный флюид при подъеме из “реакционной зоны” практически не испытывает гетерогенизации. Все неоднородности состава и свойств поверхностных гидротермальных отложений связаны с процессами подповерхностного смешения первичного флюида с проникающими в кору придонными океаническими водами. Выявленная ранее зональность распределения разнотемпературных гидротермальных отложений определяется степенью этого смешения.

2. По составу и свойствам выходящих на поверхность океанического дна рудоносных гидротермальных растворов на гидротермальном поле Лаки Страйк (глубина 1605–1730 м) установлены признаки гетерогенизации первичного гидротермального флюида в океанической коре. По составу гидротермальных отложений это поле, с одной стороны, имеет большое сходство с рудопроявлениями других полей рифтов открытого океана, а с другой – существенные различия. Гидротермальные отложения некоторых построек поля Лаки Стайк, в отличие от более глубоководных полей океанических рифтов, резко обогащены баритом и, в некоторых случаях, свинцом. Такая геохимическая специфика является характерной чертой многих сравнительно мелководных полей, формирующихся в разных геодинамических обстановках. Это поле Менез Гвен Срединно-Атлантического хребта, сегмент Эндовер и Осевая гора хребта Хуан-де-Фука, г. Франклин бассейна Вудларк западной части Тихого океана, подводные горы Идзу-Бонинской вулканической дуги и многие другие.

Тот факт, что в гидротермальных рудопроявлениях поля присутствует широкая гамма гидротермальных отложений от высокотемпературных разностей медной специализации до баритовых отложений, обычно формирующихся при существенно более низких температурах, свидетельствует о том, что на поле Лаки Страйк, на глубинах 1605–1730 м, фазовая сепарация только начинает проявляться в составе гидротермальных отложений.

3. На расположенном севернее гидротермальном поле Менез Гвен на глубине 847–871 м фазовая сепарация проявляется четко как в составе и свойствах гидротермальных растворов, так и в составе гидротермальных залежей. Основными типами гидротермальных отложений являются сульфатные (ангидритовые и баритовые) с рассеянными сульфидами. Важно также отметить, что находки подповерхностных массивных сульфидных отложений медной специализации подтверждают эти представления.

Построена гипотетическая модель связи состава поверхностных отложений с глубиной океана. В ней отражено также влияние процессов подповерхностного смешения первичного рудоносного гидротермального флюида с придонной океанической водой. Наименьшая степень смешения чаще всего характерна для наиболее высокотемпературных отложений центральной части залежи. Поэтому самые высокотемпературные разности отложений являются наиболее информативными с точки зрения выяснения гипсометрического контроля гидротермального рудонакопления в океане. Понятно, что для выполнения такого анализа необходимы детальные исследования поверхностной гидротермальной залежи. Случайные одиночные пробы являются в этом отношении не информативными.

Иными словами, в океане повсеместно проявляется гипсометрический контроль рудоотложения, обусловленный гетерогенизацией поднимающегося к поверхности гидротермального флюида. Гидротермальное поле Лаки Страйк находится на таких глубинах, где, с одной стороны, гипсометрический контроль в гидротермальном рудонакоплении только начинает проявляться, а с другой – накапливаются как высокотемпературные (более “глубоководные”) разности отложений, так и низкотемпературные. На меньших глубинах океанического дна высокотемпературные типы гидротермальных отложений полностью исчезают.

В данной работе описан гипсометрический контроль гидротермального рудонакопления на дне современного океана. Для древних аналогов колчеданных и колчеданно-полиметаллических месторождений, связанных с морскими и океаническими условиями, связи
состава рудных залежей с глубиной могут быть иными.

Если принять рециклинговую модель формирования гидротермального высокотемпературного рудоносного раствора в древнем океане, то при объяснении проявлений гипсометрического контроля гидротермального рудонакопления необходимо учитывать несколько факторов.

Для описанного типа гидротермальных полей глубина “реакционных зон” в океанической коре, в которых океаническая вода превращается в гидротермальный раствор, определяется глубиной внутрикоровых магматических камер. Не исключено, что изменения характера вулканизма с геологическим временем могут существенно изменять эту глубину.
Вертикальные градиенты РТ–условий в древнем океане и его коре также могли быть отличны от того, что мы наблюдаем сейчас. Это может проявляться в изменении температуры первичного гидротермального раствора.
Характер осаждения гидротермального вещества в зоне встречи гидротермального раствора с океанической водой и зональность гидротермальных отложений во многом определяются составом и свойствами океанических вод. Наблюдаемые в настоящее время состав и свойства придонных океанских вод, прежде всего – содержание в них кислорода, отличаются от древних. В современном хорошо стратифицированном океане характер перемешивания водной толщи и проникновения в придонные слои значительных масс кислорода во многом определяется наличием в высоких широтах ледниковых областей. Например, в позднем мелу климат на Земном шаре был значительно теплее современного. Покровные оледенения в северном и южном полушариях отсутствовали. В теплом океане мезозойского периода, в отличие от современного, холодные придонные воды отсутствовали. Слабые градиенты температуры приводили к слабой горизонтальной и вертикальной циркуляции. В результате в глубинных водах Тихого океана средняя концентрация растворенного кислорода не превышала 0.15 мл/л и более чем в 20 раз уступала современной. Значительные участки океанского дна находились в условиях сероводородного заражения.

Этим далеко не исчерпывается список причин возможных различий гипсометрического контроля гидротермального рудонакопления в современном и древних океанах. Важно, что, по-видимому, гипсометрический контроль состава поверхностных гидротермальных отложений независимо от возраста определяется одним и тем же процессом.

Mатериалы получены в экспедициях НИС “Академик Мстислав Келдыш” с ГОА “Мир” на борту. Лабораторная обработка выполнена при частичной финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект 03-05-64346).

Примечание редакторов. Проблемы глубины рудообразования в океанах рассмотрены также в работах:

Иванов С. Н. Особенности гидротермального рудообразования под сушей и морем // ДАН СССР, 1966. Т. 169. № 1. С. 177–180.
Краснов С. Г. О минимальных глубинах формирования массивных сульфидных руд на дне океана // Докл. АН СССР, 1987. Т. 296. № 5. С. 1188–1191.
Halbach P. E., Fouquet Y., Herzig P. Mineralization and Compositional Patterns in Deep-Sea Hydrothermal Systems // Energy and mass transfer in marine hydrothermal systems. Eds. Halbach P. E. et al., 2003. P. 85–122.

264

olya — Sun, 09 Aug 2020 13:55:32 +0000

Д. С. Бобров, М. Э. Федченко

Московский государственный университет им. М. В. Ломоносова

bobrovmsu@mail.ru

Хромшпинелиды в ультраосновных породах

северной части массива Сыумкеу (Полярный Урал)

(научный руководитель Г. Н. Савельева)

Материалы для статьи были собраны в 2004 г. при прохождении производственной практики на массиве Сыумкеу, Полярный Урал, Лабытнангский район. Целью проведенной работы было выявление в массиве разных типов хромитовой минерализации. Были изучены прозрачные и полированные шлифы, хромшпинелиды были проанализированы с помощью микрозонда. Результаты анализов представлены в табл.

Ультрабазитовый массив Сыумкеу расположен на восточном склоне Полярного Урала и территориально относится к Приуральскому району Ямало-Ненецкого автономного округа Тюменской области.

Таблица

Составы хромшпинелидов и рутила северной части массива Сыумкеу

	Хромшпинелиды
	Глиноземистые (тип 1)						Алюмо-хромистые и хромистые метаморфизованные (тип 6)				Высокохромистые (тип 2)
Окислы	12-57/1		12-57/2				12-131/2				12-12/1
	1	2	1	2	3	4	1	2	3	4	1	2	3	4,00
TiO₂	0.05	0.03	0.13	0.09	1.64	0.04	0.13	0.16	0.14	0.08	0.27	0.42	0.31	0.37
Cr₂O₃	26.61	26.71	24.63	24.99	24.07	25.04	40.58	38.05	42.49	39.03	56.78	57.27	58.78	57.24
Al₂O₃	42.15	40.53	42.55	42.31	42.47	43.42	25.01	27.53	22.21	26.09	12.21	10.40	12.10	10.44
Fe₂O₃	2.76	2.28	2.72	3.31	1.33	1.79	2.80	4.90	4.98	4.29	2.52	4.48	1.60	1.78
FeO	9.89	10.07	9.64	9.44	11.38	10.12	17.38	16.89	18.24	16.83	13.43	12.61	15.01	18.16
MnO	0.09	0.09	0.16	0.18	0.11	0.13	0.30	0.31	0.39	0.27	0.14	0.15	0.24	0.24
MgO	18.89	18.03	18.71	18.93	18.75	18.58	11.60	12.76	11.07	12.25	13.20	13.72	12.54	9.83
V₂O₃	0.09	0.08	0.10	0.13	0.13	0.12	0.10	0.14	0.26	0.06	0.07	0.09	0.03	0.08
Сумма	100.51	97.81	98.63	99.37	99.88	99.23	97.90	100.74	99.78	98.90	98.61	99.14	100.63	98.13
FeOsum	12.37	12.12	12.08	12.42	12.58	11.73	19.90	21.31	22.72	20.69	15.70	16.65	16.46	19.76

Mg#	77.30	76.14	77.57	78.14	74.60	76.60	54.34	57.37	51.95	56.47	63.64	65.98	59.82	49.09
Сr#	29.74	30.66	27.97	28.37	27.54	27.89	52.11	48.11	56.20	50.08	75.73	78.70	76.51	78.62
Fe³⁺/Fesum	20.26	16.96	20.44	23.91	9.48	13.82	12.71	20.75	19.75	18.78	14.38	24.31	8.78	8.11

Окончание таблицы

	Хромшпинелиды													Рутил
	Железистые (тип 5)		Алюмо-хромистые (тип 4)					Хромистые (тип 3)
Окислы	12-15/1		12-77/1		12-81/1			12-104/1			12-105/1			12-57/1
	1	2	1	2	1	2	3	1	2	3	1	2	3
TiO₂	0.37	0.45	0.39	0.56	0.23	0.25	0.08	0.29	0.23	0.20	0.28	0.13	0.26	98.06
Cr₂O₃	46.50	47.05	48.68	51.14	42.68	42.05	48.74	48.23	49.02	50.60	48.62	51.66	50.70	1.48
Al₂O₃	5.96	3.02	17.87	13.07	26.51	26.85	20.97	16.67	16.37	15.49	12.60	13.06	11.74	0.04
Fe₂O₃	16.45	19.33	4.11	5.29	2.99	2.81	1.25	5.54	5.13	5.79	10.71	6.77	8.78	0.00
FeO	24.25	25.59	13.65	16.00	12.98	13.96	15.93	12.05	12.63	13.25	14.66	11.20	11.56	0.10
MnO	0.50	0.56	0.24	0.29	0.22	0.21	0.33	0.36	0.23	0.21	0.32	0.23	0.22	0.00
MgO	5.37	4.38	13.66	11.54	15.40	14.82	12.53	14.16	13.82	13.68	12.46	14.31	13.99	0.00
V₂O₃	0.15	0.18	0.14	0.17	0.08	0.12	0.15	0.18	0.14	0.12	0.02	0.08	0.10	0.34
Сумма	99.53	100.55	98.74	98.06	101.09	101.07	99.97	97.47	97.57	99.33	99.66	97.45	97.35	100.03
FeOsum	39.06	43.01	17.35	20.77	15.67	16.49	17.05	17.04	17.25	18.47	24.31	17.30	19.47	0.10

Mg#	28.29	23.36	64.08	56.24	67.90	65.42	58.37	67.69	66.11	64.78	60.23	69.49	68.32
Сr#	83.96	91.27	64.63	72.40	51.92	51.23	60.93	66.00	66.76	68.66	72.14	72.62	74.34
Fe³⁺/Fesum	37.43	40.49	21.31	22.98	17.10	15.29	6.50	29.32	26.76	28.32	39.66	35.37	40.65

Примечание: FeOsum – проанализировано, содержания FeO и Fe₂O₃– рассчитаны по стехиометрии; Mg# – магнезиальность; Сr# – хромистость.

Сыумкеу является одним из самых северных массивов офиолитовой ассоциации Урала [3]. Он сложен, преимущественно, ультрамафическими породами, мощность которых в его западной части достигает 150–200 м, а на востоке увеличивается до 2–3 км. Ультрамафиты представлены дунитами, гарцбургитами, лерцолитами, а также оливин-антигоритовыми породами, развившимися по гарцбургитам, лерцолитам и дунитам в ходе их высокотемпературной гидратации и деформации [3].

Начиная с 60-х годов XX века на массиве проводились геолого-съемочные, геофизические и поисковые работы масштабов 1 : 200 000 и 1 : 50 000. В 1996–2002 гг. в северной части перспективной площади массива были проведены поиски хромитовых руд под руководством Б. В. Печенкина. Реестр всех хромитовых рудопроявлений Урала, включая рудопроявления массива Сыумкеу, составлен Б. В. Перевозчиковым [2]. В результате работ были выделены перспективные площади для поиска различных типов хромитов, проведена предварительная оценка прогнозных ресурсов.

Нашими исследованиями в северной части массива Сыумкеу на основании полевых наблюдений, изучения состава вмещающих пород, текстурно-структурных характеристик и состава рудообразующих хромшпинелидов, были выделены следующие типы хромитовой минерализации:

1. Глиноземистые хромиты встречаются среди гарцбургитов и дунитов (доля которых не превышает 30 %) в виде редких глыб размером 20×20×30 см. Макроскопически хромиты представлены сплошными и густовкрапленными (>90 % хромшпинелидов) крупнозернистыми разностями со стеклянным блеском. Цемент диопсидовый. Хромшпинелиды характеризуются высокими содержаниями глинозема (40–45 %) (табл., рис.), низкими содержаниями оксида хрома (24–27 %), низкими содержаниями железа (не более 13 % в сумме). В некоторых точках замера наблюдаются повышенные концентрации оксида титана (более 1 %). Отличительными чертами хромитов являются: 1) рассеянная вкрапленность зерен рутила, которые чаще всего расположены на границе цемента и хромшпинелидов; 2) присутствие миллерита и аномально анизотропного пентландита. Анизотропный пентландит представлен зернами до 1 мм в диаметре. Встречается как в цементе, так и внутри зерен хромшпинелидов.

2. Алюмо-хромистые хромиты. Вмещающими породами для них является дуниты и гарцбургиты. Размеры обломков в элювиально-делювиальных развалах сильно варьируют: от мелкой щебенки до валунов размером 15×15×10 см. В коренных выходах хромиты не наблюдались. Макроскопически слагают густовкрапленные или сплошные (80–95 % хромшпинелидов) руды, среднезернистые и крупнозернистые, преимущественно с серпентиновым цементом (иногда с хлоритом и окислами-гидроокислами железа) и примазками уваровита. По химическому составу эти хромшпинелиды, по сравнению с первым типом, значительно более хромистые (42–51 % Cr₂O₃), железистые (15–20 %), содержат меньше алюминия (13–27 % Аl₂O₃), (см. табл., рис.). Некоторые зерна имеют тонкие каймы с высоким содержанием трехвалентного железа, что является признаком метаморфизма. Вкрапленность мелкого миллерита характерна для границы зерен хромшпинелидов и цемента.

3. Среднехромистые хромиты. Вмещающие породы – дуниты, местами антигоритизированные. Встречены в коренных выходах и развалах шлирово-струйчатого типа. Хромиты среднезернистые и мелкозернистые, от бедновкрапленных до средневкрапленных, рябчиковых и густовкрапленных (20–70 % хромшпинелидов), преимущественно с хлоритовым, уваровитовым и серпентиновым (хризотиловым) цементом. Мощность прослоев средневкрапленных и густовкрапленных хромитовых зон в коренном выходе 20 см. Максимальный размер обломков густовкрапленных хромитов 20×10×5 см. Особенностью хромшпинелидов этих руд является наличие кливажа, а также неоднородность зерен по оптическим свойствам и составу. Хромшпинелидам этих руд свойственны магнетитовые каймы, образованные в результате метаморфизма в окислительных условиях. Химический состав характеризуется высоким содержанием окиси хрома (48–52 %), умеренным содержанием глинозема (12–17 %), и высоким – оксидов железа (17–24 %) (см. табл., рис.). Количество трехвалентного железа меняется от 5 до 11 %. Сульфиды встречаются часто и аналогичны сульфидам типов 2 и 4.

4. Высокохромистые хромиты. Вмещающие – оливин-антигоритовые породы, сильно выветрелые дуниты. Размеры рудных обломков 15×15×10 см. Макроскопически это густовкрапленные и сплошные мелкозернистые хромиты (70–95 % хромшпинелидов). Цемент хлоритовый, серпентиновый с отдельными кристаллами диопсида и c участками карбонатизации. Эти хромиты подверглись локальному метаморфизму, проявленному в виде зон дробления и обогащении цемента водосодержащими минералами. Магнетитовые каймы в зернах хромшпинелидов не наблюдаются. По химическому составу эти руды наиболее хромистые (56–60 % Cr₂O₃), содержат мало глинозема (10–12 %); оксидов железа 15–20 % (см. табл., рис.). Акцессорные минералы представлены миллеритом (?), сконцентрированном на границе цемента и хромшпинелидов.

5. Минерализованные зоны с железистыми хромшпинелидами (феррихромитами). Зоны представляют собой бедную вкрапленность (15–25 % хромшпинелидов) мелко- и среднезернистых хромитов, сконцентрированных в виде минерализованных зон мощностью до 5–10 см в дунитах. Текстура породы струйчатая, полосчатая. Зерна хромшпинелидов имеют овальные очертания, вытянуты в одном направлении в плоскости полосчатости. Вмещающие дуниты состоят из оливина (70–80 %), редких и мелких зерен диопсида и петельчатого, волокнистого серпентина (20 %). Хромшпинелиды встречаются в виде: 1) крупных идиоморфных и гипидиоморфных зерен в оливине и 2) скоплений мелких идиоморфных зерен в серпентине. Химический состав хромшпинелидов характеризуется аномально высокими содержаниями железа (40–50 %), умеренным содержанием хрома (43–47 %) и очень низким – глинозема (не более 5 %) (см. табл., рис.). Алюминий здесь замещен трехвалентным железом. По краям хромшпинелидов, в трещинах и в цементе встречаются мелкие ксеноморфные сульфиды (миллерит?).

6. Алюмо-хромистые хромиты, рассланцованные. Этот тип выделяется в виду резкого отличия текстур по сравнению с другими типами, однако по составу соответствует типу 2. Вмещающие породы – дуниты и гарцбургиты, а также оливин-антигоритовые породы. Максимальные размеры обломков 20×20×40 см. Обломки частые, имею сланцеватую текстуру. Хромиты средневкрапленные и густовкрапленные (40–60 %), мелкозернистые и среднезернистые, уплощенные, хромшпинелиды образуют чешуи. Цемент хлоритовый. Для руд такого типа характерно проникновение цемента внутрь зерен хромшпинелидов. Пластические деформации в рудах выражены изгибами включенных в хромшпинелиды чешуек хлорита. Химический состав руд характеризуется сравнительно невысоким содержанием оксида хрома 38–43 %, глинозема 22–30 %, оксидов железа 15–23 % (см. табл., рис.). В рудах также встречены мелкие сульфиды (миллерит?), ориентировка которых подчинена ориентировке зерен хромшпинелидов.

Результаты работ показывают, что в ультраосновных породах массива Сыумкеу присутствуют хромиты различного состава (см. табл., рис.). Из анализа диаграммы и таблицы видно, что наиболее глиноземистые хромшпинелиды (1-й тип) являются более магнезиальными. Эти хромшпинелиды характеризуются повышенными содержаниями никеля и титана. Более хромистые шпинелиды отличаются низким содержанием магния, хромистость меняется от 50 до 90, железистость – от 35 до 50. Хромшпинелиды из бедновкрапленных зон минерализации в дунитах (5-й тип) отличаются высоким содержанием общего железа, при высокой доле Fe³⁺, а также высокой хромистостью (от 84 до 92). Эти заключения согласуются с опубликованными выводами по результатам работ на других объектах: 1) наиболее глиноземистые руды характеризуются высокой магнезиальностью; 2) с увеличением хромистости уменьшается магнезиальность; 3) бедновкрапленные хромшпинелиды в дунитах характеризуются высоким содержанием хрома и железа и минимальным – алюминия [1].

Литература

Павлов Н. В. Химический состав хромшпинелидов в связи с петрографическим составом пород ультраосновных интрузивов. М.: АН СССР, 1949.
Реестр хромитопроявлений в альпинотипных ультрабазитах Урала / под ред. Б. В. Перевозчикова. КомНИИКИГС. Пермь, 2000. 474 с.
Шмелев В. Р. Гипербазиты массива Сыум-Кеу (Полярный Урал): структура, петрология, динамометаморфизм. Екатеринбург: ИГиГ УрО АН СССР, 1991. 76 с.

345

olya — Sun, 09 Aug 2020 13:52:31 +0000

Е. В. Белогуб, К. А. Новоселов, В. А. Котляров

Институт минералогии УрО РАН, г. Миасс; bel@ilmeny.ac.ru

Минералы германия в рудах
Бабарыкинского рудопроявления (Ю. Урал)

Германий является типичным рассеянным элементом и крайне редко образует собственные минеральные формы. Добыча германия базируется на двух типах сульфидных месторождений: 1) очень богатые уникальные месторождения типа Цумеб (Намибия) и Кипуши (Заир); 2) широко распространенные стратиформные свинцово-цинковые месторождения в карбонатных толщах миссурийского типа с низкими содержаниями германия, который извлекается из цинковых концентратов.

Изучение колчеданных руд Бабарыкинского рудопроявления показало его существенно германиевую специализацию, что выражено как в повышенных содержаниях элемента, так и в разнообразии его собственных минеральных форм.

Работы выполнены при поддержке программ “Университеты России” (УР.09.01.048), Минобразования (01.1204ф), РФФИ (проект 04-05-96014-р2004урал_а) и Александринской горно-рудной компании.

Бабарыкинское рудопроявление открыто в 1949 г. Южной ГПП треста “Башзолото”. В 2000–2004 гг. на рудопроявлении проводились поисково-оценочные работы ОАО “Александринская горно-рудная компания”, в ходе которых получено 6 рудных подсечений, позволивших охарактеризовать руды [1, 9].

Рудопроявление располагается в 5 км к северу от пос. Бабарыкинский, в пределах Александринского рудного района, приуроченного к Восточно-Магнитогорской палеоостровной дуге. Имеющиеся сегодня представления позволяют рассматривать рудопроявление как серию тектонических пластин, сложенных вулканогенными и осадочными породами среднего палеозоя. Колчеданное оруденение связано с кислыми вулканитами александринской толщи. Оруденение сопровождается метасоматическими изменениями, выраженными в серицитизации, хлоритизации, окварцевании, баритизации и карбонатизации.

Большая часть запасов рудопроявления связана с рудным телом № 1, представленным сплошными и прожилково-вкрапленными колчеданными рудами. Руды залегают среди кварц-серицитовых метасоматитов, образованных по вулканогенно-обломочному субстрату. В соответствии с теорией рудно-фациального анализа [5], руды можно интерпретировать как кластогенные, принадлежащие к гипергенной подводной фации, субфации вторичного сульфидного обогащения. Содержания германия в рудах превышают верхний предел обнаружения эмиссионного спектрального анализа (10´ 10^-3 %).

Германиевая минерализация, представленная германитом, германоколуситом и аргиродитом, установлена в сплошных рудах скв. 5858, 5878, прожилково-вкрапленных рудах скв. 5882 и 5887. Минералы германия приурочены, в основном, к выделениям теннантит-галенит-сфалеритового состава, цементирующим обломки руд более ранней генерации и метасоматически измененных вулканических пород. Кроме того, они установлены в борнитовой ассоциации, замещающей пиритовые рудокласты.

Германит, Cu₂₆Fe₂(Ge,As)₆S₃₂, встречается довольно часто в рудах, обогащенных борнитом, в котором образует выделения с округлыми сечениями (скв. 5878). Иногда встречаются цепочки выделений, пересекающие борнит и сфалерит. Размеры выделений составляют обычно 0.00n мм. В скв. 5858 германит в ассоциации с аргиродитом был диагностирован в прожилках галенита, на границе галенита с нерудным минералом, в срастании с халькопиритом и блеклой рудой в прожилково-вкрапленной полиметаллической руде, в скв. 5882 – в виде мелких включений в теннантите из карбонатного прожилка. Минерал образует ксеноморфные, близкие к изометричным, выделения, размеры которых достигают 0.03 мм (рис., А). От борнита германит отличается желтовато-розовым цветом, более высоким рельефом. В скрещенных николях при больших увеличениях характеризуется неполным угасанием. Химический состав германита, так же, как и других германиевых минералов рудопроявления, ввиду небольших размеров выделений плохо рассчитывается на стехиометрическую формулу (табл.), но по комплексу оптических и химических данных идентификация однозначна.

Германоколусит, Cu₂₆V₂(Ge,As)₆S₃₂,обнаружен в составе микрозернистых сростков с галенитом, серебросодержащим теннантит-тетраэдритом, сфалеритом и халькопиритом в прожилково-вкрапленных рудах в скв. 5882 (рис., Б). Сростки ассоциировали с серосодержащими бактериоморфными частицами. Размеры отдельных зерен германоколусита редко превышают 3 мкм. В отраженном свете минерал имеет желтовато-розовый цвет, интенсивность окраски меньше, чем у борнита и германита, изотропен, отражательная способность и твердость близки блеклой руде. В составе минерала локальным рентгеноспектральным анализом фиксируются Cu, V, Ge, S, Sb, As (табл.).

Аргиродит,Ag₈GeS₆, встречен в прожилково-вкрапленных полиметаллических рудах скв. 5858. Минерал образует ксеноморфное включение в галените и срастание с германитом (см. рис., А). По сравнению с последним обладает более низкой отражательной способностью (~24 %).

Таблица

Химический состав минералов германия и ассоциирующих блеклых руд

№	S	Fe	Cu	Zn	Ge	As	Ag	Sb	V	Формула
1	32.42	14.58	43.21	2.03	5.62	2.04	0.00	0.00	0.00	Cu_21.52(Fe_8.26Zn_0.98)_9.24(Ge_2.45As_0.86)_3.31 S₃₂
2	33.46	14.57	42.63	2.07	6.03	1.18	0.00	0.00	0.00	Cu_20.57(Fe_8.00Zn_0.97)_8.97(Ge_2.55As_0.48)_3.03 S₃₂
3	32.07	14.47	42.10	1.92	5.77	2.40	0.00	1.20	0.00	Cu_21.20(Fe_8.29Zn_0.94)_9.23(Ge_2.54As_1.02)_3.56 S₃₂
4	31.90	14.26	42.68	2.57	6.79	1.58	0.00	0.20	0.00	Cu_21.60(Fe_8.21Zn_1.26)_9.47(Ge_3.01As_0.68)_3.69 S₃₂
5	33.20	14.60	41.95	2.22	6.00	1.25	0.00	0.67	0.00	Cu_20.40(Fe_8.08Zn_1.05)_9.13(Ge_2.55As_0.52Sb_0.17)_3.24 S₃₂
6	19.80	0.26	0.53	0.19	6.71	0.53	71.93	0.00	0.00	(Ag_6.48Cu_0.08Fe_0.05Zn_0.03)_6.64(Ge_0.90As_0.07)_0.97S_6.00
7	20.21	0.31	0.52	0.03	6.55	0.54	71.74	0.00	0.00	(Ag_6.33Cu_0.08Fe_0.05)_6.46(Ge_0.86As_0.07)_0.93S_6.00
8	20.24	0.26	0.43	0.00	7.21	0.25	71.60	0.00	0.00	(Ag_6.31Cu_0.06Fe_0.04)_6.41(Ge_0.94As_0.03)_0.97S_6.00
9	20.20	0.56	2.09	0.55	6.72	0.93	68.91	0.00	0.00	(Ag_6.08Cu_0.31Fe_0.10Zn_0.08)_6.57(Ge_0.88As_0.12)_1.00S_6.00
10	33.17	13.42	42.82	3.46	6.61	0.33	0.00	0.07	0.00	Cu_20.84(Fe_7.43Zn_1.64)_9.07(Ge_2.82As_0.14Sb_0.02)_2.98S₃₂
11	32.69	13.34	42.65	3.38	6.74	0.86	0.00	0.27	0.00	Cu_21.07(Fe_7.50Zn_1.62)_9.12(Ge_2.91As_0.36Sb_0.07)_3.34S₃₂
12	32.54	12.55	42.45	3.62	6.90	1.15	0.00	0.59	0.00	Cu_21.06(Fe_7.08Zn_1.75)_8.83(Ge_2.82As_0.14Sb_0.15)_3.11S₃₂
13	27.03	0.43	37.59	8.71	0.00	14.10	0.76	11.39	0.00	(Cu_7.10Zn_2.04Fe_0.12Ag_0.10)_11.36(As_2.90Sb_1.44)_3.34S₁₃
14	27.19	0.24	34.14	12.18	0.00	11.78	1.00	13.38	0.00	(Cu_8.22Zn_2.85Ag_0.14Fe_0.07)_11.28(As_2.41Sb_1.68)_3.09S₁₃
15	27.63	0.46	37.36	7.76	0.00	13.12	1.04	12.60	0.00	(Cu_8.85Zn_1.79Ag_0.14Fe_0.12)_10.09(As_2.64Sb_1.54)_3.20S₁₃
16	27.16	0.18	35.77	15.24	0.00	14.41	0.00	7.16	0.00	(Cu_8.22Zn_2.85Fe_0.07)_11.28(As_2.41Sb_1.68)_3.09S₁₃
17	32.17	0.31	50.75	0.00	5.02	7.76	0.00	1.10	2.80	Cu_25.42(V_1.75Fe_0.18)_1.93(As_3.30Ge_2.20Sb_0.29)_5.79S₃₂
18	31.39	2.95	49.88	0.00	4.57	7.84	0.00	0.89	2.41	(Cu_25.61Fe_1.16)_26.77(V_1.75Fe_0.46)_2.00(As_3.41Ge_2.06Sb_0.24)_5.71S₃₂
19	32.66	0.79	47.18	5.37	2.82	7.59		0.87	2.80	(Cu_23.32Zn_2.58Fe_0.27)_26.17 (V_1.73Fe_0.23)_2.00(As_3.18Ge_1.22Sb_0.22)_4.62S₃₂
20	32.47	0.71	51.01	2.20	3.55	6.67		0.43	2.88	(Cu_25.37Zn_1.06Fe_0.21)_26.64(V_1.79Fe_0.21)_2.00(As_2.81Ge_1.55Sb_0.11)_4.47S₃₂
21	32.64	4.42	46.39	5.75	2.43	4.99		0.85	2.47	(Cu_22.95Zn_2.76Fe_2.01)_27.72(V_1.52Fe_0.48)_2.19(As_2.09Ge_1.05Sb_0.22)_3.36S₃₂

Примечание: анализы выполнены на приборе РЭММА-2М с энергодисперсионной приставкой, аналитик В. А. Котляров. 1–9 – обр. 5858/96: 1–5 – германиты, 6–9 – аргиродиты с недостатком серебра; 10–12 – обр. 5882/85.3 – германит в виде мелких включений в теннантите, в пирит-галенит-теннантит-сфалеритовом прожилке, халькопирит в качестве примеси. 13–21 – обр. 5882/69.5: 13–15 – теннантит, контактирующий с зернами германоколусита, 16 – теннантит из участка массивного строения, не ассоциирующий с германоколуситом, 17–18 – промежуточные члены ряда колусит-германит из сростка с халькопиритом, теннантитом и сфалеритом, нестехиометричность анализа вызвана, вероятно, подсветкой теннантита, 19–21 – германоколусит из чрезвычайно тонкозернистой смеси со сфалеритом, теннантитом и галенитом.

Цвет в отраженном свете серый, эффекты анизотропии очень слабые. Относительный рельеф выше галенита. Размер выделения достигает ~0.02 мм. Состав отражен в табл. Характерен для Ag-Sn-месторождений боливийского типа. На Урале минерал обнаружен впервые.

Недиагностированные сульфосоли германия, содержащие медь, серу и мышьяк,были установлены С. Г. Тесалиной в 2001 г. при просмотре аншлифов из скв. 5887 на электронном микроскопе. Минерал образует сложные решетчатые сростки субмикронного размера в интерстициях теннантита. Ввиду малых размеров выделений получить даже полуколичественный анализ данной фазы не удалось.

Как минералообразователь германий выступает исключительно в гидротермальном процессе, где он проявляет халькофильные свойства и образует соединения сульфосольного характера. Список собственных минеральных форм (исключая оксиды и сульфаты) германия включает около 10 наименований, из которых 3 минерала установлены на Бабарыкинском рудопроявлении.

Германит – типичный гидротермальный минерал, наибольшие его скопления установлены на месторождении Цумеб, где он ассоциирует с галенитом, сфалеритом, теннантитом, часто – с реньеритом. На колчеданных месторождениях германит довольно часто встречается в борнит-теннантитовых ассоциациях [3]. Германит и реньерит были идентифицированы в борнитовых рудах Александринского месторождения, которое находится в одном рудном поле с Бабарыкинским рудопроявлением [2, 10].

Германоколусит как новый минерал описан на Урупском колчеданном месторождении (Кавказ) [4]. В ряде случаев германоколусит описывается как ванадиево-мышьяковый германит. Так, ванадиево-мышьяковый германит был встречен в стратиформных медном и цинково-свинцовом месторождениях в Казахстане [8]. В обоих случаях в строении месторождений участвуют углисто-терригенные породы. Минерал ассоциирует с борнитом и халькопиритом, корродирует пирит. В ассоциации с марганцовистым сфалеритом ванадиево-мышьяковый германит (германоколусит?) идентифицирован в низкотемпературных кварц-карбонатных жилах, залегающих в углисто-кремнистых сланцах, на одном из месторождений Пай-Хоя [6]. В составе минерала фиксируются примеси олова и сурьмы. Находки германоколусита известны для борнитовых руд ряда уральских колчеданных месторождений, включая Гайское, Учалинское, Майское, Подольское и др. [6], К. А. Новоселовым на Александринском месторождении германоколусит недавно обнаружен в существенно борнитовых рудах из экзоконтакта дайки габбро-диабазов (табл.).

Аргиродит установлен в поздних гидротермальных продуктах и гипергенных ассоциациях [7], в серебряных и оловяно-серебряных месторождениях. На Урале аргиродит ранее описан не был, для колчеданных обстановок формирования руд он также не известен. Все перечисленные минералы германия приурочены к поздним стадиям гидротермального процесса. Судя по минеральным ассоциациям наиболее высокотемпературным из перечисленных минералов является германит, наименее – аргиродит.

На Бабарыкинском рудопроявлении минералы германия обнаружены в поздних минеральных ассоциациях, образование которых связано с преобразованием кластогенных руд. Эти ассоциации характеризуются также повышенным содержанием серебра в блеклых рудах, иногда – присутствием собственных минералов серебра, таких как медистый кервеллеит, штромейерит [9].

Учитывая высокие цены на германий (1150 $ США за 1 кг зонно-очищенного германия на 2000 г.), полученные данные значительно повышают коммерческую ценность руд данного объекта.

Литература

Будько У. Ю., Белогуб Е. В., Котляров В. А. Блеклые руды Бабарыкинского рудопроявления в Александринском колчеданоносном районе (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов-2004. Миасс: Имин УрО РАН, 2004. С. 105–110.
Гаев А. Т., Зимин А. В. и др. Предварительный отчет по детальной разведке Александринского медноколчеданного месторождения 1962–64 гг. Челябинск: 1964. 227 с.
Геохимия, минералогия и генетические типы месторождений редких элементов. Т. 1. М.: Наука, 1964. 686 с.
Качаловская В. М., Осипов Б. С., Кукоев В. А., Козлова Е. В. Германийсодержащие минералы из борнитовых руд месторождения Уруп // ЗВМО, ч. 104, вып. 1. 1975. С. 94–97.
Масленников В. В. Седиментогенез, гальмиролиз и экология колчеданоносных палеогидротермальных полей (на примере Южного Урала). Миасс: Геотур, 1999. 348 с.
Минералогия Урала. Элементы. Карбиды. Сульфиды. Свердловск: УрО РАН, 1990.390 с.
Минералы. Справочник. Том. 1. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 618 с.
Митряева Н. М., Яренская М. А., Косяк Е. А., Муратова Д. Н. Ванадиево-мышьяковый германит // ЗВМО, 1968. Ч. XCVII, вып. 3. С. 325–331.
Новоселов К. А., Белогуб Е. В., Яковлева В. А. Серебро-полиметаллические руды Бабарыкинского рудопроявления (Южный Урал) // Тезисы докладов I Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 2002. С. 115–116.
Тесалина С. Г., Масленников В. В., Сурин Т. Н. Александринское медно-цинково-колчеданное месторождение. Миасс: ИМин УрО РАН, 1998. 228 с.

247

olya — Sun, 09 Aug 2020 13:49:42 +0000

А. А. Баталина¹, С. Н. Шанина², В. В. Мурзин¹

1 – Институт геологии и геохимии УрО РАН, г. Екатеринбург

² – Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар

Газовый состав флюида при формировании минерализации Алабашского и Липовского проявлений рубина
(Средний Урал)

Алабашское проявление располагается в северо-западной, внутренней части Мурзинского массива. Площадь участка сложена метаморфическими породами: кварц-биотитовыми сланцами, амфиболитами и гнейсами, прорванными многочисленными дайками гранитов и пегматитов. Широко распространены графитизированные перекристаллизованные и рекристаллизованные кальцитовые и, реже – доломит-кальцитовые, мраморы. Кливажированные мраморы рассекаются дайками гранитоидов и пегматитов, а сами гранитоиды местами катаклазированы. В мраморах развиты два типа минерализации: 1) рассеянная, представленная мусковитом, паргаситом, хромпаргаситом и пиритом; 2) локализованная в трещинах кливажа, представленная флогопитом, фукситом, рубином, гранатом, сфеном, адуляром, апатитом, пиритом, пирротином и другими минералами, неравномерно распределенными в плоскости трещин [1].

Липовское проявление расположено в зоне сочленения Мурзинского и Адуйского гранито-гнейсовых массивов. Метаморфическое обрамление массивов представлено мощной (более 1 км) зоной мегабрекчий, сложенных серпентинитами, мраморами, амфиболовыми гнейсами, амфиболитами, гранитоидами. Широко развиты дайки гранитов и пегматитов. Имеющиеся в настоящее время данные свидетельствуют о том, что описываемая минерализация образовалась на регрессивном этапе метаморфизма, после снятия стрессового давления при участии флюидов.

Для сравнения исследован синий и розовый корунд из гнейсов Мурзинского проявления.

Методами газовой хроматографии были исследованы газово-жидкие включения из рассеянной (хромпаргасит) и вкрапленной (рубин, гранат) минерализации в мраморах, а также кварца из катаклазированных гранитов, будинированной дайки и золотоносной жилы в мраморе.

Исследования состава газов выполнялись на газовом хроматографе “Цвет-800”, соединенном с пиролитической приставкой. Пиролиз образцов проводили в кварцевом реакторе при ступенчатом нагреве. Изучение газового состава газово-жидких включений в минералах проводилось в двух температурных интервалах – до 500 ^оС и 500–800 ^оС. Несмотря на достаточную условность выбора этих диапазонов, мы полагаем, что для корундов и других высокотемпературных минералов (гранат, паргасит) в первом температурном интервале вскрываются (декрепитируют) преимущественно вторичные, а во втором – первичные газово-жидкие включения. В этом убеждает большая интенсивность газовыделения при высоких температурах, наблюдающаяся во всех пробах этих минералов.

Корунд. Общий объем газовыделения составил 453.6–3043.6 мкг/г. Наиболее флюидонасыщенным является корунд из гнейсов, а наименее – розовый непрозрачный рубин из Алабашского проявления, а также рубин из амфиболитов. Остальные рубины Липовского и Алабашского проявлений занимают по этому показателю промежуточное положение. В образцах с прозрачным рубином (А-11 и Л-9) отмечено максимальное содержание СО₂и других второстепенных газов. Это можно объяснить тем, что в остальных рубинах наблюдается большое количество открытых трещин и трещин отдельности, по которым при деформации часть газовой составляющей улетучилась.

Состав флюида при формировании корундовой минерализации был углекислотно-водным с содержанием второстепенных газов (СО, Н₂, N₂, CH₄ и др.) не более 15 % от общего объема выделившихся газов.

По относительному содержанию H₂O, CO₂ и второстепенных газов выделены три группы корундов: 1) рубин из амфиболитов и прозрачный розовый рубин из Липовки, 2) остальные рубины из мраморов, 3) корунды из гнейсов (таблица 1).

Таблица 1

Состав газов во включениях из корундов разных типов

Группа корундов	№ обр.	Характеристика корунда	H₂O, %	CO_2,%	СО, %	Н_2,%	N₂, %	Углеводороды, %
1	А-8	Рубин розовый из амфиболитов	84.96	10.38	2.9	0.51	0.51	0.74
1	Л-9	Рубин розовый прозрачный	86.62	10.23	1.83	0.37	0.46	0.49
2	А-10	Рубин розовый непрозрачный	95.59	3.24	0.67	0.1	0.26	0.23
	А-11	Рубин бордовый прозрачный	94.89	4.21	0.65	0.13	0.05	0.07
	Л-8	Рубин розовый непрозрачный	95.44	3.23	0.8	0.15	0.22	0.16
3	РГ-1	Корунд серый непрозрачный	97.14	2.02	0.26	0.07	0.1	0.41
3	РГ-2	Корунд розовый непрозрачный	96.08	2.78	–	0.05	–	0.16

Примечание: образцы А-8, А-10, А-11 – из Алабашского, Л-8, Л-9 – из Липовского, РГ-1, РГ-2 – Мурзинского проявлений.

Основным признаком для выделения трех групп было соотношение Н₂О и СО₂. Корунды 1 группы характеризуются самым высоким содержанием CO₂ и всех второстепенных газов, в том числе углеводородов и, соответственно, наиболее низким содержанием воды. При этом рубин из мраморов Липовского проявления характеризуется большими содержаниями углеводородов и меньшими Н₂ и СО по сравнению с рубином из амфиболитов Алабашского проявления. Корунды 2 группы характеризуются значительно более высоким содержанием воды, чем таковые из 1 группы. Отметим, что содержание азота в бордовом рубине значительно ниже, чем во всех остальных. Корунд 3 группы является самым водонасыщенным и характеризуется минимальным содержанием СО₂ и второстепенных газов.

Основные особенности содержания газовых компонентов ГЖВ в изученных пробах корундов заключаются в следующем.

Н₂О. Самыми водонасыщенными являются корунды из гнейсов (2957.8 и 2128.2 мкг/г) и розовый прозрачный рубин из Липовского проявления (2195 мкг/г), наименее водонасыщенные – рубин из амфиболитов (385.7 мкг/г) и розовый рубин (559.2 мкг/г) из Алабашского проявления. Для прозрачного рубина с Липовского проявления и рубина из амфиболитов, основное выделение фазы происходило при температуре до 500º, для остальных – от 500 до 800º.

СО₂. Максимальное содержание СО₂ наблюдается в прозрачном рубине из Липовского проявления (259.3 мкг/г), в остальных рубинах – 19–77 мкг/г. Выделение СО₂ в розовом корунде из гнейсов при температуре до 500º было выше, чем от 500 до 800º.

СО. Основной объем СО выделился при температуре от 500 до 800º. Причем, максимальные содержания наблюдаются в прозрачном рубине (46 мкг/г) из Липовского проявления, затем – в рубине из амфиболитов (13 мкг/г), минимальные – в розовом рубине из Алабашского проявления (3.91 мкг/г). Чем выше содержание СО₂, тем выше содержание N₂, Н₂, СО и всех углеводородов.

Соотношения окисленных и восстановленных форм углерода и водорода могут служить показателем окисленности-восстановленности минералообразующей среды. Наиболее информативным для исследованных проб оказалось отношение СО₂/СО (табл. 2). Анализ этого отношения для корундов из различных вмещающих пород показал, что для всех корундов включения, вскрывающиеся при температурах выше 500 ^оС (предположительно первичные), образовывались в более восстановительных условиях, чем включения, вскрывшие ниже 500 ^оС (предположительно, вторичные). Отношения CO₂/CO в первичных включениях более стабильны (2.85–6.54), однако они в то же время показывают, что отложение корунда в мраморах происходило в более восстановительных условиях, нежели в гнейсах и более окислительных, чем в амфиболитах. Аналогичные соотношения окислительно-восстановительных свойств при отложении корундов из различных пород фиксируются также по отношениям CO₂/CO и CO₂+H₂O/CO+H₂ во всех включениях. Образование корундов в гнейсах происходило в более окислительных условиях, в них отмечены более низкие содержания Н₂, СО, СО₂. Влияние окислительно-восстановительных условий на цвет рубина из мраморов не выявлено.

Таблица 2

Отношение CO₂/CO в корундах (мкг/г образца)

№ обр.	Порода	CO₂/CO 20–500 ^оС	CO₂/CO 500–800 ^оС	CO₂/CO 20–800 ^оС	CO₂+H₂O/CO+H₂20–800 ^оС
A-8	амфиболит	8.11	2.85	3.57	157.4
A-10	мрамор	6.32	4.38	4.75	306.4
A-11	-//-	14.59	5.39	6.44	407.8
Л-8	-//-	7.23	3.46	4.02	307.6
Л-9	-//-	15.55	4.58	5.57	268.8
РГ-1	гнейс	12.2	6.54	7.82	505.8
РГ-2	-//-	–	4.63	–	–

Н₂. В корундах из гнейсов водород при температуре до 500º не обнаружен. Максимальное содержание водорода отмечено в прозрачном рубине из Липовского проявления (9.3 мкг/г), минимальное – в розовом рубине из Алабашского проявления (0.58 мкг/г), во всех остальных пробах значения примерно равны и занимают промежуточные положения. Выделение газовой составляющей при температуре от 500 до 800 ºС значительно больше, чем в первом интервале.

N₂. Максимальным содержанием азота характеризуется прозрачный рубин из Липовского проявления (11.69 мкг/г), минимальным – бордовый рубин (0.76 мкг/г) из Алабашского проявления, во всех остальных рубинах значения примерно равны. Азот выделялся, преимущественно, при температуре до 500 ºС.

СН₄. Содержание СН₄ варьирует от 0.44 до 3.84 мкг/г, причем минимальные значения отмечены для рубина из Алабашского проявления (0.44–1.4 мкг/г), а максимальные – для прозрачного рубина из Липовского проявления (3.83 мкг/г) и корунда из гнейсов (1.77–1.96 мкг/г). Причем для рубинов из мраморов в интервале температур до 500 ºС объем газовыделения был выше, чем из амфиболитов и гнейсов.

Углеводороды. Среди углеводородов отмечены С₂Н₄, С₂Н₆, С₃Н₆+С₃Н₈, i-С₄Н₁₀, С₄Н₈, n-С₄Н₁₀. В рубинах из мраморов Алабашского проявления при температуре выше 500 ºС выделения второстепенных углеводородов не происходило. В остальных корундах при температуре выше 500 ºС не выделялись i-С₄Н₁₀, С₄Н₈, n-С₄Н₁₀. Минимальные содержания углеводородов отмечены в рубине из мрамора Алабашского проявления (0.32–0.46 мкг/г) и непрозрачном рубине из Липовского проявления (0.79 мкг/г), а максимальные – в прозрачном рубине Липовского проявления (3.16 мкг/г), в остальных случаях значения занимают промежуточное положение.

Cr-Паргасит. Паргасит является самым флюидонасыщенным (8737.7 мкг/г) по отношению к остальным исследуемым минералам. Состав флюида при формировании паргасита был водным – 96.78 % с содержанием углекислоты – 1.78 % и второстепенных газов (СО, Н₂, N₂, CH₄ и других углеводородов) – 1.44 % от общего объема выделившихся газов. Все газовые включения являются, преимущественно, первичными с меньшим содержанием углекислоты и более высокими содержаниями остальных газовых составляющих. Судя по составу газовой фазы, паргасит образовался в другом флюидном режиме, чем рубиновая, гранатовая и кварцевая минерализация.

Гранат. Состав флюида при образовании граната был также углекислотно-водным. В процентном соотношении гранат, в отличие от остальных исследуемых минералов, характеризует более высокое содержание углеводородов.

Таблица 3

Отношения CO₂/CO из ГЖВ различных типов минерализации

Тип минерализации	CO₂/CO, от–до (среднее)	Н₂О/CO₂, от–до (среднее)
Рубиновая из мраморов (n=5)	3.57–6.44 (4.87)	1.42–30.94 (23.91)
Корундовая из гнейсов (n=1)	7.82	10.06
Кварц-жильная (n=1)	9.49	1.86-3.2 (2.53)
Пегматитовая (n=2)	9.8–11.23 (10.52)	4.92–6.26 (5.59)

Кварц. Наименее флюидо-насыщенными (385.2–634.2 мкг/г) и водонасыщенными, по отношению к корундам, паргаситу и гранату, являются кварцы (252.5–505.7 мкг/г). Состав флюида углекислотно-водный. В кварце из брекчии Алабашского проявления соотношение СО₂/Н₂О=1/5, в кварце из пегматита – 1/4, в остальных кварцах – 1/2, в то время как для корундов оно варьирует от 1/9 (в амфиболитах) до 1/48 (в гнейсах). По соотношению СО₂/СО был определен окислительный потенциал. Для кварцев он составил от 9.49 до 11.23 с максимумом для кварцита (23.49). Во всех образцах, за исключением кварца из будины, водород при температуре до 500º не обнаружен.

Исходя из полученных данных, для кварца из пегматитов Алабашского и Липовского проявлений, а также из золотоносной жилы в мраморе Липовского проявления (табл. 3), условия формирования были более восстановительными, нежели для корунда.

Таким образом, полученные данные свидетельствуют о том, что флюидный режим формирования всех типов кварцевой минерализации, распространенных в мраморах изученных проявлений, был существенно более углекислотным и более окислительным, нежели при становлении минерализации с корундом. Данный вывод соответствует предположениям о метаморфогенно-гидротермальном происхождении рубиноносной минерализации.

Литература

1. Кисин А. Ю., Баталина А. А., Мурзин В. В. Деформации мраморов и время образования рубиновой минерализации в Мурзинско-Адуйском метаморфическом комплексе (Средний Урал) // Ежегодник – 2002. Сб. науч. Трудов. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2003. С. 186–191.

267

olya — Sun, 09 Aug 2020 13:46:53 +0000

Е. А. Бажин, Е. Н. Савельева, Д. Е. Савельев

Башкирский государственный университет, г. Уфа

Геологическое строение и хромитоносность
Ключевской площади (массив Средний Крака, Ю. Урал)

(научный руководитель В. И. Сначёв)

Ключевская площадь находится в западной части габбро-гипербазитового массива Средний Крака. Геологическое изучение данной площади началось в 30-е годы ХХ века. В это время было найдено большинство известных рудопроявлений [2ф; 3ф]. В 1960-е гг. на массивах Крака проводилось геологическое картирование масштаба 1 : 50000, и был составлен комплект геологических карт [1ф].
В 1970-е гг. в западной части массива Средний Крака проведены поисково-оценочные работы на бедновкрапленные хромитовые руды [4ф]. Приведенное ниже описание геологического строения и хромитоносности Ключевской площади основано на собственных и перечисленных выше фондовых материалах.

В геологическом строении территории принимают участие породы ультрабазитового и габброидного комплексов. В составе ультрабазитового комплекса преобладают породы ряда гарцбургит-лерцолит с переменными количествами пироксенов: ромбического (10–40 %)
и моноклинного (0–10 %). Дуниты распространены меньше. Во всех породах постоянно присутствуют в акцессорных количествах хромшпинелиды (1–5 %).

Гарцбургиты и лерцолиты обнажаются в скальных гребнях водоразделов. На выветрелой поверхности хорошо выделяются ярко-зеленые клинопироксены и бледно-желтовато-зеленые ортопироксены. Полосчатое распределение пироксенов и хромшпинелидов в гарцбургитах почти всегда согласно с элементами залегания тел дунитов и вкрапленных хромитовых руд (простирание 300–340º, падение субвертикальное). В редких случаях в обнажениях можно наблюдать дуниты в виде маломощных ветвящихся жил в гарцбургитах, иногда срастающихся в небольшие тела. Во всех случаях контакты дунитовых жил субсогласны пироксеновой полосчатости в гарцбургитах. Наиболее насыщена дунитами южная часть дунит-гарцбургитового комплекса. Здесь выделяются несколько обогащенных дунитами полос, в которых присутствуют тела бедновкрапленных руд с мелкозернистой структурой и полосчатой текстурой.

В дунит-гарцбургитовой части с высокими значениями дунитовой составляющей выделяются различные типы разрезов:

Для правосаксейского разреза характерно большое количество клинопироксенитовых жил мощностью от 0.01 до 0.3 м, секущих под острым углом жилы хромитового оруденения. Этот тип встречен только в правосаксейской рудной зоне [1].

Шатранский тип не содержит пироксенитов, характерен для большинства месторождений и рудопроявлений, например, Шатран, Левый Саксей, Ключевское и др.

К востоку от дунит-гарцбургитового комплекса на дневную поверхность выходит гарцбургитовый комплекс с редкими дунитовыми телами (дунитовая составляющая <10 %). В масштабе всего массива данный комплекс доминирует.

Переход от ультрабазитового к габбровому комплексу постепенный: с востока на запад увеличивается количество и мощность клинопироксенитовых жил (от нескольких см до 0.3 м). На западе происходит усложнение системы жил от однонаправленной (аз. пр. 300–320º) до ортогональной (аз. пр. 300–320º и 200–210º).

В дунитах появляются маломощные клинопироксенитовые жилы, образующие сеть, постепенно сгущающуюся к западу, которые затем переходят в “стратифицированный” разрез, в нижней части которого залегают порфировидные светло-зелёные клинопироксениты. Далее следует чередование средне-мелкозернистых верлитов, рудных пироксенитов, серпентинитов. В верхней части этой “толщи” в трех точках обнаружены маломощные скопления железистых хромитов. Они образуют инъекционные тела и полосы в пироксенитах и верлитах: проявления Западно-Саксейское, Западно-Ключевское и “Логиновское” [2]. Далее следует переход через горнблендиты либо серпентинит-родингитовую (метасоматическую) переходную зону к полосчатому мелкозернистому меланогаббро. В отдельных разрезах удалось установить падение полосчатости на восток под гипербазиты (угол падения 70–80º). Далее в разрезе располагается мелко-среднезернистое габбро, иногда с редкой сульфидной вкрапленностью, затем следуют массивные габбро-диабазы. Завершается разрез крупнозернистыми габбро (до диоритов) с дайками базальтоидов.

Ключевское рудопроявление бедновкрапленных хромитов находится в западной части ультрабазитового комплекса вблизи границы с габброидами. Рудопроявление разведано с поверхности горными выработками по сети 100×50 м, вблизи рудных зон – через 25–12 м, пробурены 12 скважин. Хромитовое оруденение приурочено к дунитам и представлено большим числом пластообразных и линзовидных тел с простиранием 310–330º и крутым, до вертикального, падением, иногда изменяющимся в пределах одного тела с северо-восточного на юго-западное. Выделяются три наиболее крупных рудных зоны – западная, центральная и восточная.

Западная зона располагается в хризотиловых серпентинитах, мощность оруденения достигает 12–15 м. По простиранию она прослежена на 320–350 м. Руды бедные, содержание в отдельных пробах 7.6 % Cr₂O₃.

Восточная зона по мощности и протяженности сопоставима с западной. Она прослежена до глубины 210 м. При этом мощность на глубине сохраняется. Оруденение представлено струйками, прожилками и цепочками, круто падающими на северо-восток или юго-запад. Содержание Cr₂O₃ варьирует, достигая в некоторых случаях 6.03 %. Мощность участков с содержанием более 5 % не превышает 1.5 м.

Мощность центральной зоны составляет 15–20 м, по простиранию она прослежена на 1700 м. На севере зона срезана интрузией габбро, южное ее продолжение уходит под аллювиальные отложения ручья Чёрный Ключ. К этой зоне приурочено пластообразное рудное тело мощностью 3–12.5 м. Прослежено оно по простиранию на 1125–1175 м, по падению подсечено скважинами на глубине 103 м. Прогнозные ресурсы составляют 2700 тыс. т при содержании Cr₂O₃ 5.65–6.84 % [4ф].

Месторождение Шатран располагается южнее Ключевского рудопроявления. Оно изучено горными выработками с поверхности и буровыми скважинами на глубину. Все тела приурочены к юго-восточной части Шатранской хромитоносной зоны. Рудовмещающими породами являются дуниты, распространенные на большей части площади месторождения, дунит-гарцбургиты развиты только в восточной части месторождения.

Рудные тела представлены жилами, линзами и пластообразными телами. Мощность сильно варьирует, достигая в отдельных случаях 60 м. По протяженности рудные тела приблизительно одинаковы и составляют 650 м. Рудоносная зона интенсивно разбита тектоническими нарушениями. В ходе маршрутной съемки выяснено, что Шатранская зона минерализации прослеживается на северо-запад
на 900 м. Мощность зоны, в среднем, составляет 10 м. Прогнозные ресурсы вкрапленных хромитов на Шатранском месторождение составляют более 10 млн. тонн.

Таким образом, описанное хромитовое оруденение представлено бедновкрапленными хромитами (6.76–9.33 %) со значительными запасами руд. Эти объекты аналогичны месторождениям Ревдинско-Первомайской группы редковкрапленных хромитовых руд (Средний Урал), для которых институтом “Уралмеханобр” разработана технология обогащения, позволяющая получать хромитовый концентрат с содержанием Cr₂O₃50–58 % при извлекаемости около 70 %. После обогащения в хвостах содержится 2.35 % Cr₂O₃. Хвосты могут быть использованы в качестве огнеупоров и сырья для химической промышленности.

Литература

Сначёв В. И., Савельев Д. Е., Рыкус М. В. Петрогеохимические особенности пород и руд массивов Крака. Уфа, 2001. 213 с.

Фондовая

Клочихин А. В., Радченко В. В., Буряченко А. В. Геологическое строение северной части Зилаирского мегасинклинория и сопредельной территории. Уфа: БТГФ, 1969.
Сначев В. И., Ковалев С. Г., Савельев Д. Е. Хромитоносность массивов Крака. БТГФ, Уфа. 2000.
Тиховидов С. Ф. Промышленный и сокращенный предварительный геологический отчёт начальника I Хромитовой ГРП Башгеолтреста о геолого-разведочных работах в Кагинском, Башартском и Хамитовском районах республики за 1931 г. Уфа: БТГФ, 1937.
Фарафонтьев П. Г. Окончательный отчет о результатах работ Белорецко-Бурзянской хромитовой партии за 1935-36 гг. Уфа: БТГФ, 1937.
Шумихин Е. А., Радченко В. В., Фаткуллин Н. А. Отчет о результатах поисково-оценочных работ на известных проявлениях вкрапленных хромитовых руд по объекту “Участок Средний Крака”. Уфа: БТГФ, 1979.

239

olya — Sun, 09 Aug 2020 13:44:25 +0000

Н. Н. Бабичева

Оренбургский филиал Пермского Горного Института

Сравнительная характеристика марганцевых проявлений

кремнисто-карбонатной формации Восточного Оренбуржья

(научный руководитель П. В. Панкратьев)

Проведен сравнительный анализ типичного представителя месторождений кремнисто-карбонатной марганценосной формации – Аккермановского и сходных с ним проявлений Восточного Оренбуржья (Новоорской и Куруильской площадей).

Аккермановское месторождение является одним из перспективных марганценосных объектов в Оренбургской области. Оно приурочено к терригенно-карбонатным отложениям нижнего карбона Тубино-Гайской структурно-формационной зоны (СФЗ), залегающим на вулканогенно-осадочной толще улутаусской свиты D₂, и принадлежит к марганценосной провинции, относящейся к мелководным кремнистым химическим осадкам турне-визе [2].

Продуктивным горизонтом на Аккермановском месторождении являются глинисто-карбонатно-кремнистые породы белоглинской свиты (С₁v_2-3), представленные переслаивающимися известково-кремнистыми, спонголитовыми, опоковидными породами, известняками, окремнелыми известняками, заключающими кремнисто-пиролюзитовые, пиролюзитовые, кремнисто-псиломелановые, тодорокитовые, гетит-пиролюзитовые и псиломелан-пиролюзитовые руды. Содержание MnO, в среднем по месторождению, составляет 14 %. Руды представлены двумя типами: оксидными и карбонатными. Мощность пачки кремнистых оксидных руд, в среднем, 4.0 м, карбонатных пород – 27 м. Оксидные руды кремнисто-пиролюзитового и псиломелан-пиролюзитового состава, по Черкасову и др. [1995], образовались вследствие окисления в зоне гипергенеза марганценосных кремнисто-карбонатных первично-осадочных руд.

На месторождении широко развита кора выветривания, мощностью 10–40 м. Наибольшая ее мощность (до 140–170 м) наблюдается в участках проявления марганцовистых кремнисто-карбонатных пород и первичных руд. Именно в этих образованиях залегают богатые окисленные марганцевые руды [3].

Новоорская марганценосная площадь расположена на восточном склоне Южного Урала в приграничной зоне Центрально-Магнитогорской и Ащебутакской СФЗ.

Все рудопроявления здесь находятся в центральной и северной частях площади. Они группируются параллельно контакту средне-верхневизейских и визейско-серпуховских отложений, сложенных известняками, кремнистыми и кремнисто-глинистыми сланцами с линзами известняков, алевролитами и песчаниками. В северной части площади марганцевое оруденение приурочено к терригенно-кремнистым породам, представленным аргиллитами, известняками и песчаниками кизильской свиты (C₁v₂-s), перекрытыми кремнистыми (опоковидными) породами (“Река Соленая”, Бишкудук, Степное, Каменный Лог). А в центральной части марганцевое оруденение находится в обломках и конкрециях бурого железняка в элювиально-делювиальных высыпках пород кизильской свиты C₁ks (Кураилинское I, Кураилинское II, “Бухарсай”, Будамшинское, Джананка). Более высокие концентрации марганца сосредоточены в кремнистых породах (до 38.87 %), тогда как в элювиально-делювиальных высыпках пород кизильской свиты C₁ks содержание марганца значительно ниже (2.99 %) [1].

Геологическая обстановка участков с марганцевым оруденением и условия взаимоотношений рудных тел с вмещающими породами дают основание считать, что на этих проявлениях первоначально незначительные концентрации марганца синдиагенетического происхождения преобразовались в оксидные руды в результате инфильтрационных процессов (по Чадову, 1954).

Куруильская марганценосная площадь находится в восточной краевой части Западно-Уральской зоны складчатости – Курагано-Сакмарской СФЗ и, прослеживаясь в меридиональном направлении, ограничивается на севере границей Оренбургской области с Башкортостаном, а на юге – несколько севернее долины р. Урал.

Все известные пункты минерализации сосредоточены в северной части площади (Зиянчуринско-Чеботаревская группа) и отнесены к псиломелан-гидрогетитовому типу марганцевых проявлений. Они связаны с терригенно-карбонатными породами турне-визейского яруса С₁t₂-v₁, представленными кремнистыми сланцами, известняками, известковистыми алевролитами и песчаниками, мергелями, кремнями и кремнистыми яшмовидными породами с преобладанием известняков.

Марганцевое оруденение приурочено к углеродисто-глинистым сланцам, перекрытым кремнисто-карбонатными породами того же возраста, к окремненным (опоковидным) известнякам, залегающим среди вулканогенных пород нижнего карбона, представленных андезитовыми порфиритами, диабазами, ортофирами и различными пирокластами.

На площади выделяются три разновидности марганцевых руд: 1) коренные пластовые бедные марганцево-железо-карбонатные руды; 2) конкреционные руды в аргиллитах; 3) сажистые рыхлые руды в делювиальных отложениях. Небольшие пласты образуют только руды первого типа, а руды второго и третьего типов встречаются спорадически в виде гнезд.

По химическому составу руды относятся к бедным марганцево-железным и кремнисто-карбонатным со средним содержанием марганца 5.0–5.7 %.

Я. Я. Вецлер и А. Н. Тяжева считают происхождение марганцево-железистых руд первично-осадочным. Основанием для этого послужило преобладающее пластовое залегание руд, резкая ограниченность их от вмещающих пород и присутствие мелких марганцевых оолитов в рудах. Вместе с тем, наличие кремнистых образований, а также вулканогенных пород в стратиграфическом разрезе карбоновых отложений может быть признаком отдаленной связи с вулканизмом.

В отличие от Аккермановского месторождения, кремнистые породы здесь проявлены в значительно меньшем объеме, хотя их присутствие позволяет отнести проявления бассейна, расположенного западнее Восточно-Уральского поднятия, к кремнисто-карбонатной марганценосной формации. Учитывая сравнительно слабую изученность проявлений марганца Куруильской и Новоорской площадей, при определенном сходстве рудовмещающих пород с Аккермановским месторождением, можно полагать, что имеются реальные предпосылки для выявления промышленного марганцевого оруденения.

Литература

Бабичева Н. Н. О марганценосности Новоорской площади // Региональная научно-практическая конференция молодых ученых и специалистов. Сборник материалов. Часть 2. Оренбург, 2003.
Бетехтин А. Г. Промышленные марганцевые руды СССР, 1946.
Контарь Е. С., Савельева К. П. и др. Марганцевые месторождения Урала. Екатеринбург, 1999. 120 с.