Геологическое строение, минералого-геохимические особенности и условия образования Талганского колчеданного месторождения, Южный Урал

Амплиева, Елена Евгеньевна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Геологическое строение, минералого-геохимические особенности и условия образования Талганского колчеданного месторождения, Южный Урал
ВАК РФ 25.00.11, Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения

Автореферат диссертации по теме "Геологическое строение, минералого-геохимические особенности и условия образования Талганского колчеданного месторождения, Южный Урал"

в Российскую Государственную библиотеку

На правах рукописи

АМПЛИЕВА Елена Евгеньевна

UU3460422

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ, МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ И УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ТАЛГАНСКОГО КОЛЧЕДАННОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ, ЮЖНЫЙ УРАЛ

Специальность: 25.00.11 - геология, поиски и разведка твёрдых полезных ископаемых, минерагения

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание учёной степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва-2008

003460422

Работа выполнена в лаборатории минералогии Института геологии рудных месторождений, минералогии, петрографии и геохимии Российской Академии Наук (ИГЕМ РАН) и на кафедре геологии и геохимии полезных ископаемых геологического факультета Московского государственного университета имени

М.В. Ломоносова

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук

академик Бортников Николай Стефанович

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Ручкин Георгий Владимирович

кандидат геолого-минералогических наук Добровольская Майя Григорьевна

Ведущая организация: Институт геологии Уфимского научного

центра РАН, г. Уфа

Защита состоится «5» декабря 2008 г. в 17 час. в ауд. 415 на заседании диссертационного совета Д 501.001.62 Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова по адресу: 119991, Москва, ГСП-1, Ленинские горы, МГУ, Геологический факультет.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Геологического факультета Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова (главное здание, 6 этаж).

Автореферат разослан «30» октября 2008 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета Д 501.001.62 доктор геолого-минералогических наук

Н.Г. Зиновьева

Актуальность. Колчеданные месторождения для Южного Урала составляют основу меднорудной промышленности региона, а также являются источником попутных золота и серебра. Детальное изучение колчеданных объектов имеет большое значение для понимания условий образования и локализации этих месторождений. Модели формирования колчеданных месторождений базируются на концепции субмаринного гидротермально-осадочного рудообразования. Предполагается, что рудные залежи формируются в результате деятельности конвективной гидротермальной системы. Главный компонент системы - морская вода, которая в процессе движения нагревается, взаимодействует с вмещающими вулканическими породами и превращается в горячий раствор, обогащенный металлами, который поступает в толщу холодной морской воды, происходит смешение, падение температуры и отложение колчеданных руд на поверхности морского дна (Бородаевская и др., 1979; Смирнов, 1982; Старостин, Игнатов, 1997; Франклин и др., 1984; Solomon, Walshe, 1979; Ohmoto, Skinner, 1983; Lydon, 1988; Large, 1992). Подобные модели основывались на изучении древних колчеданных месторождений и современных «черных курильщиков». Однако, осаждение сульфидов из гидротермальных растворов, поступающих непосредственно в толщу морской воды, не приводит к образованию крупных рудных залежей. Установлено, что 99% металлов, транспортируемых рудообразующим флюидом, рассеивается в толще воды (Roña, 1984). Исследование строения современных и древних колчеданных залежей выдвинуло на первый план предположение, что накопление сульфидов происходило за счет осаждения как на поверхности морского дна, так и ниже него. Это предположение повлекло за собой гипотезу формирования крупных залежей под экранирующей поверхностью, препятствующей рассеиванию металлов. В 60-70 гг. XX века модель образования колчеданных залежей в результате комбинирования гидротермально-осадочных процессов на поверхности морского дна и гидротермально-метасоматических ниже него, под экранирующей поверхностью, предлагалась для месторождений Рудного Алтая (Вулканогенные..., 1978; Покровская и др., 1982; Старостин, 1979, 1984, 1988; Старостин и др., 1979; Чепрасов и др., 1972) и месторождений Куроко - Учинотаи и Ханаока (Аракелянц и др., 1973). В настоящее время существует несколько описаний крупных месторождений в современных и древних вулканических толщах, сформировавшихся под экраном малопроницаемых пород (Goodfellow, Franklin, 1993; Gamberi et al., 1999; Galley et al., 1993; Gibson, Kerr, 1993; Doyle, Huston, 1999; Hannington et al., 1999; Allen, 2001), разрабатывается подобная модель для колчеданных залежей Иберийского пиритового пояса (Barriga, Fyre, 1988; Barriga, Kerrich, 1994).

Дискуссионной остается проблема источника воды и металлов в гидротермальном флюиде. При исследовании изотопного состава серы сульфидов колчеданных руд, как правило, изучался только пирит. Флюидные включения в минералах пород и колчеданных руд исследовались довольно редко.

содержания Au и Ag определяются при разведке и отработке месторождений, то ЭПГ и их содержания в рудах практически не изучаются.

Таким образом, в условиях формирования, минералогии и геохимии колчеданных руд остаются спорные вопросы, разрешение которых иногда становится возможным при изучении нового объекта с привлечением комплекса современных методов исследования минерального вещества.

В качестве основного объекта исследований было выбрано слабометаморфизованное Талганское колчеданное месторождение, добыча руды на котором началась в 2005г.

Надо учесть, что месторождение изучалось в 1971-1979гг. в процессе разведочных работ и с тех пор детального изучения руд не проводилось. Отдельные аспекты (литология, минералогия железисто-кремнистых пород, флюидные включения в минералах околорудных пород) исследовались Н.Р. Аюповой (2005), B.C. Карпухиной и Э.Н. Барановым (1995) и В.В. Масленниковым (1999).

Цель и задачи исследования. Основная цель исследований следующая -построение генетической модели формирования Талганского месторождения. Решались следующие задачи: 1) изучение морфологии рудных тел и их структурных особенностей с учетом данных подземных горных выработок; 2) изучение последовательности минералообразования, взаимоотношений минеральных агрегатов, текстур и структур руд; 3) характеристика особенностей химического состава минералов и его изменений в пространстве и времени с особым вниманием к минералам переменного состава; 4) определение параметров рудообразующего раствора; 5) выяснение источника гидротермального флюида и механизма отложения руд.

Научная новизна. Впервые в подземных горных выработках месторождения проведены работы по уточнению морфологии рудных тел, их детальное минералогическое картирование и опробование. Изучен минеральный состав руд и текстурно-структурные особенности. Впервые минералы пород и руд были исследованы с привлечением не использовавшихся ранее методов: рентгеноспектральный микроанализ, нейтронно-активационный анализ, масс-спектрометрический анализ стабильных изотопов, сканирующий электронный микроскоп, атомно-адсорбционный химический анализ, рентгенофазовый анализ, химико-аналитические методы определения ЭПГ, термобарогеохимия. Изучались материалы собственных сборов. В результате изучен состав сульфидных минералов, карбонатов, соединений благородных металлов, выявлена последовательность выделения минералов. Установлен изотопный состав минералов. Выявлены возможные источники компонентов и механизмы их отложения. Выполнены термобарогеохимические исследования и получены новые данные по температурам гомогенизации флюидных включений для ранее не изученной в этом отношении восточной части месторождения. На основании этих исследований предложена генетическая модель образования месторождения.

Защищаемые положения.

1. Колчеданные залежи Талганского месторождения образовались в

вулканогенной толще кислого состава контрастной базальт-риолитовой карамалыташской свиты в условиях вторичного тыловодужного спрединга. Месторождение приурочено к девонской палеовулканической впадине и контролируется системой сопряженных крутопадающих тектонических нарушений субмеридионального простирания. Центральная часть этой системы совпадает с зоной максимальных палеотемператур (250-375°С), воронкообразным метасоматическим ореолом и является флюидоподводящим каналом.

2. На основании изучения минерального состава, текстурно-структурных

особенностей руд установлены признаки гидротермально-осадочного и гидротермально-метасоматического процессов. Не установлено значительных перерывов в минералообразовании, а также существенных метаморфических преобразований. Процесс рудоотложения был относительно коротким, гидротермальная система прекратила свое существование прежде, чем произошло формирование залежи с классической зональностью, характерной для колчеданных месторождений.

3. Установлен типоморфизм минералов: эмульсиевидные включения

халькопирита в сфалерите I, наиболее вероятным способом возникновения которых является замещение сфалерита медьсодержащими растворами, путем диффузии, проникающими по зонам роста; крайне низкие содержания Ре и Сс1 в сфалерите I и II; четкое разделение по железистости на три группы всех исследованных теннантитов Талганского месторождения; присутствие серебра во всех пробах блеклой руды. Характерной особенностью руд месторождения по сравнению с другими месторождениями Верхнеуральского района является повышенная роль сфалерита, блеклой руды, галенита и присутствие выделений самородного золота в ассоциациях со всеми рудообразующими минералами.

4. Установлены признаки подповерхностного формирования залежи: горизонт

экранирующих пород, фрагменты вмещающих пород внутри рудных тел, ореол метасоматически-измененных пород вокруг залежи и гидротермальные изменения в перекрывающих горизонтах, отсутствие заметной доли изотопно-тяжелой серы из морской воды в изотопном составе серы сульфидов из пород и руд, значительные отклонения 5180 карбонатов перекрывающей известняковой толщи от изотопного состава кислорода морских карбонатов и облегчение изотопного состава кислорода карбонатов в направлении от кровли к подошве надрудных известняков. Сера, углерод и кислород главным образом поступали в рудообразующую систему из магматического источника. Отложение колчеданных руд Талганского месторождения протекало при температурах 375-1 Ю°С.

Практическая значимость работы. По сравнению с соседними рудными объектами Верхнеуральского района Талганское месторождение более обогащено рядом полезных элементов-примесей, включая золото (2-3 г/т) и серебро (100-150 г/т); данные, полученные в результате детального изучения руд и сульфидных минералов с помощью новейших методов, позволят приблизиться к решению проблемы форм нахождения этих элементов и могут быть использованы для разработки схем извлечения благородных металлов из руд. Предложенная в работе генетическая модель образования месторождения может быть использована для решения фундаментальной задачи выяснения условий формирования колчеданных месторождений, а также может быть использована при прогнозно-оценочных работах, проводимых на подобных месторождениях.

Исходные материалы и личный вклад автора. В основу диссертации положены материалы, полученные автором в результате полевых работ на Талганском колчеданном месторождении в полевые сезоны 1999-2004; 20062007гг. в составе отряда ИГЕМ РАН под руководством д.г.-м.н. И.В. Викентьева. Автором были сформулированы задачи, собран и обработан фактический и аналитический материал. Проведено детальное картирование подземных горных выработок, описание керна буровых скважин, проведен отбор образцов вмещающих пород и руд. Были проделаны картировочные работы на участке Узельгинского рудного поля, собран фаунистический материал для уточнения возраста пород, слагающих надрудную толщу. Проведено описание прозрачных и полированных шлифов под микроскопом с фиксированием соотношений минеральных агрегатов, различные аналитические исследования пород, руд и минералов.

Исследования с помощью рентгеноспектрального микроанализа были сделаны в лаборатории анализа рудного вещества ИГЕМ РАН, аналитик - Г.Н. Муравицкая, с помощью сканирующего электронного микроскопа (СЭМ) «JSM -5610LV» и «JSM-5300» в лаборатории кристаллохимии минералов ИГЕМ РАН, аналитик - A.B. Мохов. Содержание ЭПГ в рудах определялось в лаборатории геохимии ИГЕМ РАН, аналитик - И.Н. Никитина. Флюидные включения были исследованы B.C. Карпухиной в ГЕОХИ РАН. Исследование изотопного состава проводились в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН, аналитик - Л.П. Носик. Состав карбонатов изучен методом атомно-адсорбционного химического анализа в лаборатории анализа рудного вещества ИГЕМ РАН, аналитики - С.И. Вронская, Л.Ф. Карташова, Г.Е. Каленчук, а также методом рентгенофазового анализа в СПбГУ, аналитик - А.И. Брусницын. Содержания микропримесей в сульфидах и колчеданных рудах определялись методом нейтронно-активационного анализа в лаборатории радиогеологии и радиогеоэкологии ИГЕМ РАН, аналитик - А.Л. Керзин.

переработки руд и техногенного сырья" (Екатеринбург. 2003г.), на международном симпозиуме «Минералогические музеи» (Санкт-Петербург, 2005г.), на IV Уральском металлогеническом совещании «Рудные месторождения: вопросы происхождения и эволюции» (Миасс, 2005г.), на научной конференции с участием иностранных ученых "Актуальные проблемы рудообразования и металлогении" (Новосибирск, 2006г.), на X, XII, XIII, XIV международных научных студенческих школах «Металлогения древних и современных океанов» (Миасс, 2004, 2006, 2007, 2008гг.). По теме диссертации опубликовано 16 работ.

Автор награжден дипломом и премией фонда им. академика В.И. Смирнова, дипломами участника конференций «Металлогения древних и современных океанов».

Структура н объем диссертации. Диссертация состоит из введения, 5 глав, заключения, списка литературы, включающего 140 наименований, содержит 130 страниц, 21 рисунок, 5 таблиц.

Во введении обоснована актуальность исследований, определяется цель, задачи и методы исследований, практическая значимость работы, а также сформулированы защищаемые положения. В первой главе приводится геологическое строение района, геолого-структурные особенности месторождения и описание морфологии рудных тел. Во второй главе приводится описание минерального состава руд, химического состава отдельных минералов и типов руд. В третьей главе описываются текстурно-структурные особенности руд. В четвертой главе изложены результаты изучения флюидных включений и соотношений стабильных изотопов (S, О, С). В пятой главе описана предложенная генетическая модель образования месторождения. В заключении подведены итоги и сделаны обобщения на основе полученных данных.

Благодарности

Автор выражает искреннюю и глубокую признательность научному руководителю - академику Н.С. Бортникову за руководство и всестороннюю помощь, оказанную на всем протяжении написания работы. Автор благодарен И.В. Викентьеву за помощь и критические замечания. Особая благодарность Е.Ю. Аникиной за ценные советы и консультации. Автор благодарит сотрудников ИГЕМ РАН Т.Л. Евстигнееву, Г.Н. Гамянина, О.О. Ставрову, Н.В. Раздолину и других коллег за помощь в исследованиях, замечания и поддержку. Автор благодарен В.И. Старостину и коллективу кафедры геологии и геохимии полезных ископаемых МГУ за многолетнюю помощь и ценные рекомендации. Автор признателен A.B. Мохову, Г.Н. Муравицкой, И.Н. Никитиной, B.C. Карпухиной, А.Л. Керзину, Л.П. Носику, А.И. Брусницыну, С.И. Вронской, Л.Ф. Карташовой, Г.Е. Каленчук за проведение аналитических исследований. Автор благодарит геологов Поляковской ГРП, Узельгинского и Учалинского рудников за помощь при проведении полевых работ и предоставление фондовых материалов. Аналитические исследования и полевые работы были выполнены при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проекты 01-05-64510-а, 04-05-65040-а, 07-05-00808-а).

Геологическое строение

Талганское колчеданное месторождение, открытое в 1971 г. Ю.С. Емельяновым, Г.В. Петровым и В.М. Седовым, располагается в Верхнеуральском

районе Челябинской области, на южной окраине пос. Межозерный. Месторождение залегает в Узельгинской вулкано-тектонической депрессии в северной части Магнитогорской мегазоны, сформировавшейся в конце силура — начале девона в результате закрытия Уральского палеоокеана. Отражением субдукции стало развитие островных дуг: в силуре - Тагильской дуги, а в раннем девоне (в эмском веке) - энсиматической Ирендыкской дуги. В среднем девоне в тылу Ирендыкской дуги раскрывается морской бассейн (зона вторичного тыловодужного спрединга), в котором формируется рудовмещающая контрастная карамалыташская свита, образующая гряду из вулканических построек. В ее осевой части выявлены базальтовые поднятия, склоновые части которых осложнены вулкано-тектоническими депрессиями, сложенными серией куполов кислых вулканитов и лав, в которых и локализованы колчеданные руды (Бородаевская, 1977, 1985, Иванов и др., 1985, 1986, 2000; Пучков и др., 1999, 2001; Серавкин и др., 1999; Шарфман, 1989; Система геологических..., 1992; Язева, Бочкарев, 1999; Кривцов и др., 2002 , Зайков и др., 1994, 1999, 2002 и др.).

По данным Петрова Г.В., Чесноковой E.H. и др. (1973) рудное поле сложено породами среднего и верхнего девона. Среднедевонские отложения представлены базальт-риодацитовой карамалыташской свитой (D2ef-gVi) и базальт-андезит-дацитовой и вулканогенно-осадочной улутауской свитой (D2gv2); верхнедевонские отложения - вулканогенно-осадочной колтубанской свитой (D3fr). В строении месторождения участвуют три литологические толщи (снизу вверх): подрудная - базальтовая, рудовмещающая - риолит-дацитовая, надрудная - осадочная (рис. 1).

Подрудная толща состоит из миндалекаменных гематитизированных, эпидотизированных базальтов и андезито-базальтов с тонкой неравномерной пиритовой вкрапленностью.

Рудовмещающая толща сложена породами кислого состава: крупно- и базокварцевыми риолитами, крупнокварцевыми дацитами и андезито-дацитами, а также туфами, вулканомиктовыми конгломератами и песчаниками. Породы подвергнуты интенсивным гидротермальным изменениям: серицитизации, хлоритизации окварцеванию, со стороны лежачего бока вулканиты превращены в серицит-хлоритовые и хлорит-серицит-кварцевые метасоматиты. Вулканиты содержат вкрапленность пирита, халькопирита, сфалерита и галенита. Степень замещения этих пород сульфидами возрастает по мере приближения к рудным телам — от тонкой неравномерной пиритовой вкрапленности до полного замещения их массивными колчеданными рудами. В висячем боку залежи в вулканических породах также установлены метасоматические изменения и сульфидная минерализация, но в меньшей степени, чем в лежачем боку. В толще кислого состава выделяются два ритма, каждый из которых начинается кислыми эффузивами и заканчивается вулканокластическими породами (Медноколчеданные..., 1988; Викентьев, 2004). Нижний ритм в основании представлен лавами базокварцевых риодацитов. Вверх по разрезу они сменяются лавами крупнокварцевых дацито-риолитов, выше - горизонтом вулканогенно-осадочных пород (Медноколчеданные..., 1988). Верхний ритм слагают крупно- и мелкокварцевые эффузивы и вулканокластические породы. В основании ритма залегают крупнокварцевые андезито-дациты, дациты. Выше по разрезу они

сменяются обломочными туфами, вулканическими брекчиями, к которым приурочен горизонт гематит-кремнистых пород ярко-красной окраски (джаспериты). Мощность горизонта джасперитов от десятков сантиметров до 1015 м. Гематит-кремнистые породы содержат наложенную сульфидную вкрапленность. Завершается разрез мелкокварцевыми дацито-риолитами, тонкообломочными туфами, вулканомиктовыми конгломератами и песчаниками. Рудные тела месторождения приурочены к вулканокластическим породам,

Рис. 1. Геологическая карта и геологические разрезы Талганского месторождения (по данным Ю.С. Емельянова с изменениями), на врезке - географическое положение месторождения.

1-3 - карамалыташская свита (02е1^У1): 1 - риолиты, 2 - андезито-дациты, 3 - дациты; 4-7 - улутауская свита (02§у2): 4 - дациты, 5 - известняки, 6 - известняковые брекчии, 7 - пепловые туфы; 8 - кремнистые сланцы мукасовского горизонта колтубанской свиты (031г); 9 - четвертичные отложения; 10 - силлы диоритового состава; 11 - габбро-диабазы, диабазы: а - субвулканические тела, б - субвертикальные дайки; 12 -тектонические нарушения; 13 - крупные рудные тела (на карте - проекция контуров рудных тел на дневную поверхность); 14 - сульфидная минерализация: а - густая, б -редкая.

Надрудная толща в нижней части представлена мраморизованными, органогенными известняками, известняковыми брекчиями, непосредственно перекрывающими колчеданные руды. Известняки, залегающие в основании толщи, интенсивно гематитизированы и сульфидизированы, содержат кубические кристаллы пирита (до 2-3 мм) тонкие прожилки халькопирита, тонкие прожилки тонкопластинчатого гематита. Завершают разрез конгломераты, песчаники.

Рудная залежь разбита разрывными нарушениями субмеридионального направления и имеет вид «разбитой тарелки» (Медноколчеданные..., 1988). Самое крупное из них - субвертикальное тектоническое нарушение меридионального направления (сбросо-сдвиг).

На месторождении выявлены силлы диоритового состава и субвертикальные дайки диабазов и габбро-дибаов, пересекающие весь стратиграфический разрез месторождения.

Метасоматически-измененные вмещающие породы образуют воронко-подобный ореол, развивающийся вдоль субмеридионального разлома на глубину более 600 м. Ореол имеет асимметричное строение - в восточной части месторождения метасоматиты достигают максимальной мощности. Непосредственно под рудными телами, в межрудных интервалах и в висячем боку, под известняками, располагается пирит-серицит-гематит-кварцевая зона, перемежаясь с породами хлоритовой зоны. Мощность этих зон небольшая - не превышает 3 м (Медноколчеданные..., 1988). В лежачем боку рудных тел, вмещая в себя вышеописанные зоны, располагается серицит-кварцевая зона с вкрапленностью пирита, далее хлорит-серицит-кварцевая и кварц-хлорит-серицитовая зоны с вкрапленностью пирита. Автором отмечено присутствие в составе всех выше описанных зон гематита, концентрация и распределение его неравномерные: встречаются тонкие (1-3 мм) извилистые прожилки, содержащие гематит, местами он входит в состав цемента туфов кислого состава, иногда гематитизированы обломки, а цемент туфов практически не содержит Ре203. На глубоких горизонтах базальты подвержены пропилитизации (Медноколчеданные..., 1988). Эти изменения исчезают на глубине 1000 м, зона пропилитизации подстилается неизмененными базальтами.

Характеристика рудных тел

По данным детальных геологоразведочных работ, проведенных под руководством Емельянова Ю. С., Петрова Г. В., Чесноковой Е. Н. и др. (1979г), на месторождении выявлено 24 рудных тела, не выходящих на дневную поверхность. Самыми крупными рудными телами, в которых сосредоточена основная часть запасов месторождения (84.6 %), являются рудные тела 1 и 2, следующие по запасам тела 3, 4, 5 содержат суммарно 15.4 % запасов. Основные рудные тела представляют собой неправильные линзы с раздувами и пережимами и залегают согласно с вмещающими породами. Рудные тела 6 - 24 - мелкие, правильной линзовидной формы, преимущественно представлены вкрапленными пиритовыми забалансовыми рудами, располагаются вблизи подошвы основных рудных тел, реже — вблизи их кровли или на флангах. Они приурочены к единому горизонту, залегают субгоризонтально. Пространственное расположение рудных линз контролируется субмеридиональной зоной разломов, разделяющей месторождение на две основные части — западную и восточную. Общая протяженность рудной зоны, вытянутой в северо-западном направлении, 1120 м при максимальной ширине до 560 м. Глубина залегания кровли залежи от поверхности колеблется от 100 до 270 м, мощность рудных тел - от 0.9 до 27.8 м.

Установлено, что контакты рудных тел с вмещающими породами со стороны висячего бока - резкие, но неровные. В массивных рудах в кровле рудных тел встречены крупные блоки метасоматически-измененных кислых

вулканитов. Местами резкий контакт с вмещающими породами присущ и лежачему боку рудной залежи, в то же время наблюдается и постепенный переход от сплошных руд во вкрапленные. В рудах наблюдаются признаки локального пострудного динамометаморфизма. На контактах рудных линз (преимущественно в кровле) и вмещающих пород образуются складки волочения. Небольшие блоки колчеданных руд локальными тектоническими нарушениями смещены относительно рудных тел в местах выклинивания на флангах залежей.

Автором обнаружено расщепление («пальцевание») рудных тел вблизи подошвы рудного тела 2. Это явление связывается с последовательным формированием пласто- и линзообразных тел на сближенных уровнях и последующим метасоматическим объединением их в одну залежь (Бородаевская, 1964; Серавкин и др., 1994). Наблюдается пересечение подошвы рудного тела 2 и горизонта гематит-кремнистых пород. На отдельных участках наблюдается агрегат, состоящий из пирит-халькопирит-сфалеритовых массивных мелкозернитых руд и реликтов гематит-кремнистых отложений.

Минеральный состав и типы руд

Основные рудообразующие минералы - пирит, халькопирит, сфалерит и блеклая руда; второстепенные - галенит, борнит, гематит. Нерудные минералы -кварц, серицит, хлориты, барит, карбонаты. Среди карбонатов установлены кальцит, кальцит с примесью Мп (МпО = 1.26-3.7%), доломит и сидерит (Амплиева, 2007).

Пирит — основной рудообразующий минерал медно-колчеданных и медно-цинковых сплошных и серно-колчеданных вкрапленных руд. В сплошных рудах он составляет основную массу, вкрапленные руды в большинстве случаев сложены одним пиритом, только в гнездово-вкрапленных или прожилково-вкрапленных наряду с пиритом в небольших количествах присутствуют другие сульфиды. Его выделения морфологически многообразны: зерна, кристаллы разного размера с четкими гранями, изометричные неправильной формы выделения, колломорфные образования и фрамбоиды. Размер выделений пирита колеблется от 3-4 мкм до 2-3 мм. Выделено три генерации пирита.

Пирит I чаще всего встречается в медноколчеданных и медно-цинковых рудах, реже - в серноколчеданных. Он представлен фрамбоидами, сферолитами концентрически-зонального строения и колломорфными агрегатами. Пирит II наблюдается во всех типах руд и слагает их основную массу; в основном образует тонко- и мелкозернистые агрегаты, среди них отмечаются среднезернистые участки. Преобладает пирит II с размером зерен 5-30 мкм (рис. 2а). Крупные (до 200 мкм) зерна пирита II, сохранившие отдельные грани кристаллов, встречаются редко (рис. 26). Зерна и агрегаты пирита II содержат включения нерудных минералов, трещиноваты, часто крупные кристаллы по периферии раздробленны до мелкозернистого агрегата. Большая часть сульфидов развивается в межзерновом пространстве пирита И, указывая на то, что он более ранний минерал. Пирит III встречается преимущественно в медных и медно-цинковых рудах в виде идиоморфных кристаллов размером от 10 до 40 мкм (рис. 2а). Мелкие кристаллы (5-20 мкм) образуют цепочки, пересекающие сульфидные агрегаты, равномерную сыпь в сплошных рудах, отдельные крупные кристаллы

320 мкм

развиваются в зернах сфалерита и борнита. Эти выделения обладают признаками метакристаллов, указывающими на то, что пирит III отлагался позже.

Методом нейтронно-активационного анализа в пирите II (11 проб) выявлены 2-9.6 г/т Аи и 100-400 г/т Ag. В пирите с максимальными содержаниями благородных металлов обнаружено повышенное содержание Ав -1.2 мас.%. Из других элементов-примесей в пирите обнаружены: БЬ (0.05-0.3 мас.%), Со (0.01-0.03 мас.%), в восьми пробах Ъл (0.7-1.7 мас.%), в единичных анализах Бе, Те, Сс1, но содержания этих элементов не значительные.

Халькопирит - является основным медьсодержащим минералом в рудах. Халькопирит встречается в виде ксеноморфных зерен в срастании с рудообразующими сульфидами, в виде эмульсиевидной вкрапленности в сфалерите, а также образует поздние гнездообразные скопления, реже прожилки в

густо-вкрапленной и массивной сфалерит-халькопирит-пиритовой руде.

Рис. 2. Структуры срастания минералов в рудных телах Талганского месторождения: а-в - отраженный свет; г - СЭМ.

а - крупное ксеноморфное выделение Тен, с включениями Пи II, в Хп I с включениями Пи II и III; б - трещиноватый, раздробленный Пи II сцементирован Хп I; в - зональное распределение включений Хп II в сдвойникованных зернах Сф I, реликтовый Пи II замещенный Хп I (протравлено в парах «царской водки»); г - Аи и Тен в прожилке, секущем агрегат Пи II. Здесь и на рис. 3: Пи - пирит, Хп - халькопирит, Сф - сфалерит, Тен - теннантит, Аи - самородное золото, черное - нерудные минералы.

Халькопирит I встречается со сфалеритом и блеклой рудой в виде ксеноморфнозернистых скоплений, приуроченных к межзерновым пространствам пирита II, и заполняет в нем трещины. Размер выделений раннего халькопирита колеблется от первых микрон до первых сотен микрон. Ранний халькопирит содержит включения реликтовых зерен пирита II, отдельные крупные и мелкие метакристаллы пирита III (рис. 2а). Со сфалеритом халькопирит I образует ксеноморфнозернистые агрегаты, ранний халькопирит местами встречается в

виде ксеноморфных включений в зернах сфалерита. Халькопирит I вместе со сфалеритом, блеклой рудой и/или галенитом образуют минеральную ассоциацию, которая замещает агрегаты пирита II. Эта минеральная ассоциация является следующей по времени отложения после пирита II. Халькопирит II представлен эмульсиевидными включениями в сфалерите. Они разнообразны по формам и типам распределения. Включения округлые, линзовидные, каплевидные. Распределение включений халькопирита чаще всего носит закономерный характер - они образуют полосы параллельные зонам роста сфалерита, подчеркивая внутреннее строение его кристаллов. Зональное распределение включений халькопирита прослеживается и в сдвойникованных зернах сфалерита, причем зоны, насыщенные хапькопиритовыми включениями, пересекают двойники (рис. 2в). В зональных структурах обнаружены самостоятельные, более крупные, выделения халькопирита, образовавшиеся, вероятно, в результате срастания эмульсиевидных включений.

Долгие годы считалось, что эммульсиевидные включения халькопирита в сфалерите образовались при распаде твердого раствора при его охлаждении (Бетехтин и др., 1958; Рамдор, 1962 и др.). Однако заметная смесимость между сфалеритом и халькопиритом выявляется лишь при температурах более 400°С, превышающих температуры гидротермального процесса. Поэтому были предложены иные механизмы образования подобных срастаний (Barton, Bethke, 1987; Bortnikov et al., 1992). H.C. Бортников с соавторами (1992) отмечали, что рассматриваемые структуры могли возникнуть двумя способами: 1) в результате совместной кристаллизации сфалерита и халькопирита, причиной возникновения этих структур могло быть попеременное перенасыщение раствора относительно сфалерита и халькопирита; 2) при замещении сфалерита медьсодержащими растворами, проникающими по зонам роста. Экспериментально показано, что халькопиритовые включения в сфалерите могут образовываться в результате твердофазовой реакции при диффузии (Bente, Doering, 1993).

Халькопирит II также обнаружен и в виде ксеноморфных скоплений, аналогичных халькопириту I, но образовавшихся одновременно с эмульсиевидными включениями. Халькопирит III образует гнездообразные скопления (до 1-1.5 см) и прожилки, по мощности достигающие 4-5 см и встречающиеся в различных типах руд.

Сфалерит является основным цинксодержащим минералом руд. Сфалерит встречается в срастании с рудообразующими сульфидами в виде самостоятельных ксеноморфных зерен и их скоплений, и поздних прожилков.

Сфалерит I наиболее часто ассоциирует с халькопиритом I и II, блеклой рудой и галенитом в виде аллотриоморфнозернистых скоплений, приуроченных к межзерновым пространствам пирита II. Он обнаружен в составе таких полисульфидных образований в виде различных по размерам (10-250 мкм) ксеноморфных зерен и их агрегатов. Характерная особенность сфалерита I -развитие в нем эмульсиевидных включений халькопирита II, размером редко превышающих 1 мкм (рис. 2в).

Рентгеноспектральный микроанализ зерен сфалерита по профилям, проходящим через «чистые» и «зараженные» халькопиритом участки сфалерита I, а также в зернах без эмульсиевидных включений халькопирита показал, что

содержания в нем Бе 0.04—2.1 мас.% (90 % всех анализов находится в интервале до 1 мас.%). Содержания меди и кадмия незначительные: до 1 мас.% и 0.5 мас.% соответственно. Примеси Мп и 1п не обнаружены. Состав сфалерита I зонального строения незначительно изменяется: содержание железа в зонах без включений (0.13-0.67 мас.%) и в зонах, насыщенных включениями халькопирита (0.14-1.74 мас.%). Сфалерит II из поздних прожилков и гнездообразных скоплений также содержит мало Ре (0.16-0.57 мас.%). Таким образом, содержание Ре в сфалерите I с эмульсиевидными включениями халькопирита низкое (0.04-1.74 мас.%), не установлено признаков переотложения гпБ (в отдельных зернах выявлено колломорфное строение центральных зон), в рудах месторождения распределение эмульсиевидных включений халькопирита подчинено зонам роста сфалерита I, в сдвойникованных зернах зоны, насыщенные халькопиритовыми включениями, пересекают двойники. Следовательно, наиболее вероятным способом возникновения халькопиритовых включений является замещение сфалерита медьсодержащими растворами, проникающими по зонам роста, путем диффузии. Поскольку не происходило переотложения сфалерита и выноса железа, для образования халькопирита требовался привнос не только Си, но и Ре.

Поздний сфалерит II образует секущие субвертикальные или наклонные прожилки и гнездообразные скопления в медно-цинковой руде. Мощность прожилков колеблется от первых сотен микрон до 1-2 см. Размер скоплений позднего сфалерита достигает 2—5 мм. В позднем сфалерите II не обнаружено эмульсиевидной вкрапленности халькопирита, для него характерно в меньшее количество включений прочих сульфидов.

Блеклая руда относится к основным рудным минералам. Она присутствует постоянно, но среднее содержание блеклой руды в рудных телах 1 и 2 составляет около ~ 1-3%. Выделения блеклой руды ксеноморфны, встречаются тончайшие мономинеральные прожилки, изометричные мелкие или ксеноморфные крупные трещиноватые включения в сульфидах, взаимопрорастания с халькопиритом, сфалеритом и другими минералами, размеры зерен колеблются от 10 до 300 мкм. Чаще всего блеклая руда вместе с халькопиритом I и II, сфалеритом I и галенитом развивается в межзерновых пространствах пирита II, образуя аллотриоморфнозернистые агрегаты. Она обнаружена в виде мелких ксеноморфных зерен. В крупных пиритовых агрегатах блеклая руда с халькопиритом, галенитом и в редких случаях самородным золотом развивается по тончайшим прожилкам (не более 10 мкм) (рис. 2г). Мономинеральные скопления блеклой руды чаще всего заполняют межзерновое пространство в агрегатах более раннего пирита. Иногда блеклая руда развивается по отдельным зонам роста в реликтовых кристаллах пирита II. В свою очередь крупные выделения блеклой руды содержат включения пирита II (20-60 мкм), часто выделения блеклой руды пересекаются цепочками метакристаллов позднего пирита. Наиболее крупные мономинеральные включения блеклой руды, вытянутые, округлые, с заливами и пережимами, с более тонкими ответвлениями, достигают 100-400 мкм. Большинство из них трещиноваты, содержат мелкие включения нерудных минералов, халькопирита, галенита и зерна пирита II (рис. 2а).

Рентгеноспектральный микроанализ зерен блеклой руды показал, что мышьяк существенно преобладает над сурьмой в этом минерале. В теннантите (при пересчете анализов на 29 атомов в формуле) содержание Си изменяется от 8.8 до 10.7; двухвалентных металлов - от 1.8 до 2.0; Аб - от 2.3 до 3.8; 5Ь - от 0.3 до 1.9; Б — от 12.2 до 13.7 атомов в формуле. Исследование блеклых руд на СЭМ «18М - 5610ЬУ» показало, что отдельные зерна блеклых руд гомогенны по составу. Изменения содержаний Аб наблюдаются от зерна к зерну. Обнаружено лишь одно зерно блеклой руды с высоким содержанием 8Ь - от 14 до 20 мас.%. Тетраэдрит содержит больше Ац (от 1.5 до 1.7 мас.%), чем теннантит. В нем присутствует В1 (от 2.2 до 2.5 мас.%). Ag установлено во всех пробах, но содержания его незначительные (от 0.1 до 1.2 мас.%). Соотношение Ие и Ъл в составе блеклой руды Талганского месторождения широко варьирует. Содержание Ъх\ колеблется от 0.3 до 8.7 мас.%. Концентрация Ре меняется от 0.6 до 7.7 мас.%. Несмотря на столь значительные вариации содержаний 2п и Бе, по данным СЭМ, содержания и распределение Ъ\ и Ре неизменны по площади одного зерна. По железистости (/" = Ре/(Ре+7п)) блеклые руды месторождения делятся на три группы: 1-я группа -/= 0.1-0.3; 2-я группа - 0.4-0.5; 3-я группа -

0.9-1. Зерна, принадлежащие к разным группам, не образуют срастаний. Элементы-примеси - В1 и Те - в мышьяковистых блеклых рудах Талганского месторождения не обнаружены.

Галенит встречается повсеместно, но в небольших количествах. Повышенные содержания его характерны для вкрапленных руд рудного тела 2. Он обнаружен в виде ксеноморфных зерен, редких гнездообразных скоплений и тончайших прожилков в пирите. Ксеноморфные зерна галенита находятся среди мелкозернистых скоплений сульфидов, приуроченных к межзерновым пространствам пирита II. Галенит с ранним халькопиритом замещают и корродируют пирит II, выполняют тонкие извилистые трещины в агрегатах этого минерала. Со сфалеритом и борнитом галенит образует тонкие взаимные срастания или агрегаты ксеноморфных зерен. В массивных сфалерит-халькопирит-пиритовых рудах обнаружены скопления галенита (2-3 мм), содержащие в виде включений ксеноморфные зерна халькопирита I и сфалерита I. В виде небольших (до 30 мкм) ксеноморфных включений галенит встречается в зернах сфалерита, блеклой руды, реже - борнита. Структурные соотношения галенита с халькопиритом, сфалеритом и блеклой рудой свидетельствуют о том, что отложение галенита началось позднее, но без временного перерыва в рудообразовании.

Борнит в рудах месторождения имеет незначительное развитие. Борнит-содержащие руды в ходе детальной разведки были обнаружены только на северовосточных флангах рудных тел 1 и 2, автором такие руды отмечены еще и на южном фланге рудного тела 1. Встречается .борнит в ассоциации с ранним халькопиритом, галенитом, сфалеритом I и пиритом I и II. Борнит приурочен к межзерновым промежуткам в пирите II, в виде ксеноморфных выделений цементирует пирит, образует узкие каймы по зонам роста колломорфного пирита

1. В борните встречаются волнисто-изогнутые «пламеневидные» включения халькопирита. Галенит и борнит образуют взаимные ветвистые прорастания.

Исследование борнита на СЭМ «15М-5300» не выявило какой-либо неоднородности или зональности в составе отдельных зерен борнита. Обнаружены две разновидности борнита, различающиеся по соотношению Си и Ре, а также по соотношению суммы катионов и Б. Борнит-1 характеризуется значительным дефицитом Си и избытком Ре, по сравнению с теоретической стехиометрической формулой (Си5Ре84), иногда содержит примесь Ag. Формулы, рассчитанные для борнита-2, близки к стехиометрическим. Все полученные данные попадают в область состава борнита по литературным данным (Воган, Крейг, 1981; Геохимия..., 1982). Борнит-1 — развивается по зонам роста в агрегатах колломорфного пирита I; борнит-2 - образует срастания со сфалеритом I, блеклой рудой, галенитом, которые развиваются в межзерновых пространствах пирита II.

Самородное золото встречается редко, размеры его зерен - от 5 до 25 мкм, обнаружено одно крупное выделение до 100 мкм. Микрообособления самородного золота обнаружены в халькопирит-блеклорудных иногда с галенитом прожилках в агрегатах пирита II в сфалерит-халькопирит-пиритовой руде, в халькопиритовых агрегатах в густовкрапленных существенно пиритовых рудах, в сфалерите I в массивной халькопирит-пирит-сфалеритовой руде и в мелкозернистом агрегате пирита II в серно-колчеданной руде (рис. 2г). Большинство обнаруженных золотин приурочено к включениям нерудных минералов.

Изучение с помощью СЭМ шести зерен показало, что содержание Аи колеблется от 61.3 до 99.1 мас.%, содержание А§ - от 17.6 до 29.1 мас.%. Пробность самородного золота месторождения (680-800) соответствует значениям, характерным для слабо преобразованных колчеданных залежей Урала (Викентьев, 2004).

Карбонаты - главные нерудные минералы. Они постоянно встречаются в рудах, вмещающих метасоматитах и слабоизмененных породах кислой толщи, в поздних прожилках внутри даек основного состава. Они слагают прожилки, гнезда, миндалины. Встречены прозрачные кристаллы кальцита длиной 4—5 мм. В сплошных рудах часто встречается тонкое срастание карбонатов и сульфидов.

Диагностика карбонатов проведена методом атомно-адсорбционного химического анализа и рентгенофазового анализа, изучено 46 мономинеральных фракций различных по окраске, морфологическим признакам. В результате выявлены кальцит (СаС03), кальцит с примесью Мп (1.3-3.7%), доломит (СаМ£(С03)2) и сидерит (РеСОз). Кальцит и его разновидность с примесью Мп кристаллизовались на протяжении формирования рудной залежи. Кальцит входит в состав полисульфидных минеральных ассоциаций, обнаружен в барит-пиритовых, кварц-пиритовых прожилках в подрудной толще, образует мономинеральные или вместе с флюоритом прожилки в диабазовом силле и диоритовой дайке. Кальцит слагает карбонатную толщу, перекрывающая рудную залежь. Доломит и сидерит менее распространены и встречаются только в восточной части месторождения.

Как для сплошных, так и для вкрапленных руд выделяются (по убыванию): существенно пиритовые (серные) руды, халькопирит-сфалерит-пиритовые (медно-цинковые) руды, халькопирит-пиритовые (медные) руды. В отдельный

тип выделены сфалерит-пиритовые или существенно сфалеритовые (цинковые) руды. Существенно пиритовые руды слагают практически все мелкие рудные линзы (6-24), а также встречаются на разных уровнях в самых крупных рудных телах (1-5). Халькопирит-сфалерит-пиритовые массивные руды слагают самое крупное рудное тело 1, центральные части рудных тел 2 и 3, встречены в рудных линзах 4 и 5. Халькопирит-пиритовые руды обнаружены в кровле и подошве рудного тела 1, на флангах рудного тела 2, а также в рудных телах 4 и 5. Сфалерит-пиритовые руды выявлены на южном фланге рудного тела 1. Содержания полезных компонентов в целом для всей залежи следующие: Си - от 0.02 до 18.2%, гп - от 0.02 до 31.3%, Б - 35 до 49%, Аи - от 0.1 до 14.3 г/т, Ag - от 0.2 до 568.7 г/т.

В серии проб руд с содержанием Аи более 4 г/т и А§ более 50 г/т (по данным нейтронно-активационного анализа) химико-аналитическими методами определены: Рс1 (30-60 мг/т), ЯН (2-5 мг/т), содержания Р1 и 1г ниже порога чувствительности анализа, т.е. < 1 мг/т. Установлено, что одновременно с повышением содержания Аи в руде повышается содержание Рс1. Богатые цинковые руды более обогащены ЯИ, а для существенно медных руд характерны повешенные содержания Рс1. В целом подобные содержания ЭПГ характерны для колчеданных месторождений Южного Урала (Викентьев, 2004).

Текстуры и структуры руд

Текстуры руд. Среди текстур руд на месторождении преобладают вкрапленная, прожилково-вкрапленная, гнездово-вкрапленная, полосчатая, колломорфная и массивная.

Вкрапленная текстура характеризуется рассеянной вкрапленностью сульфидов и их агрегатов в хлорит-серицит-кварцевых и кварц-хлорит-серицитовых метасоматитах, гематитизированных, метасоматически-измененных риолитах, риодацитах и дацитах. Вкрапленные руды преобладают, их доля составляет более 50%. Они сложены в основном пиритом и реже - блеклой рудой, сфалеритом, халькопиритом (рис. За, б). Прожилково-вкрапленная текстура обусловлена сочетанием рассеянной вкрапленности мелких (не более 0.5 мм) зерен пирита и прожилками более крупных (до 5 мм) кристаллов в метасоматически-измененных породах кислого состава. Гнездово-вкрапленная текстура проявлена благодаря скоплениям или гнездам сульфидов среди нерудных минералов или редкой пиритовой вкрапленности. Характерны гнездово-вкрапленные руды, в которых редкие сульфидные скопления образованы ксеноморфными выделениями сфалерита, халькопирита и пирита, встречаются гнездово-вкрапленные руды, в которых гнезда представлены пиритом II и блеклой рудой. Полосчатая текстура представлена чередованием тонких полос от густо- до рассеянно-вкрапленного пирита, параллельных друг другу, но отличающихся размерами и формой зерен пирита. Руды с полосчатой текстурой обнаружены на южном фланге рудного тела!. Наиболее тонкие полосы не достигают по мощности 1 мм, максимальная мощность - около 5 мм. Полосы постепенно переходят друг в друга. Они сложены глобулярным пиритом с переменным от слоя к слою количеством кристаллически-зернистого пирита. Колломорфная текстура внешне проявлена нечетко, в рудах сохранились лишь небольшие фрагменты концентрически-зональных образований. Реликты ее

наблюдаются во всех типах руд. Мономинеральные агрегаты пирита II в серноколчеданных рудах, концентрически-зональное строение которых особенно четко проявлено после травления, обладают этой текстурой. Зоны расположены относительно друг друга практически параллельно, отличаются формой выделения пирита: чередуются зоны мелкозернистого и шестоватого пирита. Колломорфная текстура наблюдается в медноколчеданных и медно-цинковых рудах, но обнаружены лишь небольшие участки с реликтовым кружевным рисунком. В сплошных рудах концентрически-зональное строение колломорфного пирита подчеркивается развитием халькопирита и блеклой руды, в редких случаях борнита по зонам (фиг. Зв). Размер колломорфных образований колеблется от десятков микрон до 1-2 мм. В рудах с массивной текстурой среди тонко-, мелкозернистых агрегатов пирита равномерно распределены халькопирит, сфалерит, блеклая руда, галенит, реже - борнит (фиг. Зг). Полисульфидный состав массивных руд отличает Талганское месторождение от колчеданных месторождений Южного Урала, для которых характерны в основном пиритовые или пирротиновые сплошные руды с массивной текстурой (Пшеничный, 1984).

Рис. 3. Различные типы текстур руд Талганского месторождения, а-г - полированные шлифы: а, б - микрофрагменты вкрапленной текстуры: а - агрегаты и отдельные зерна Пи II в метасоматически-измененной кислой породе, б - реликтовые кристаллы Пи II в метасоматически-измененных риодацитах; в - микрофрагмент колломорфной текстуры, агрегат колломорфного, концентрически-зонального Пи I с теннантитом по зонам роста; д - микрофрагмент массивной текстуры, гипидиоморфнозернистая сфалерит-халькопирит-пиритовая руда.

В сплошных рудах и в зоне подрудной сульфидной минерализации встречаются разные по составу и морфологии поздние рудные жилы и прожилки. Их мощность колеблется от 3-5 мм до 3-4 см. В сплошных рудах такие прожилки более тонкие, чем во вкрапленных рудах, и представлены в основном сфалеритом. Во вкрапленных рудах и в зоне подрудной минерализации рудные жилы могут

достигать максимальной мощности (первые сантиметры), сложены сфалеритом, сфалеритом и халькопиритом или только халькопиритом, причем самые мощные халькопиритовые жилы. Большинство поздних прожилков - субвертикальные.

Установлены катакластическая и обломочная текстуры (Медноколчеданные, 1988; Пшеничный, 1984). Руды с катакластической текстурой развиты преимущественно в рудном теле 3 и северной части рудного тела 1, они приурочены к зоне меридионального разлома. Возникли такие текстуры в результате динамометаморфизма. В рудах с обломочной текстурой сами обломки представлены вмещающими метасоматически-измененными породами, редкими обломками руды, цемент по составу аналогичен обломкам пород, но интенсивнее сульфидизирован.

Структуры руд. Среди структур на месторождении развиты: тонко- и мелкозернистая, неравномернозернистая, аллотриоморфнозернистая,

гипидиоморфонозернистая структуры, характерные для главных рудных сульфидов - пирита, халькопирита, сфалерита. Нередко наблюдаются: микросферолитовая, представленная фрамбоидальным пиритом, концентрически-зональная - концентрически-зональные образования пирита с халькопиритом и нерудными минералами по зонам, порфирокластическая, катакластическая, преимущественно представленная крупными раздробленными зернами пирита, сцементированными халькопиритом.

Флюидные включения

Для определения температур минералообразования были исследованы флюидные включения в сингенетичном кварце, барите и карбонате массивных колчеданных руд месторождения, а также в кварце вкрапленников кислых вулканитов. Отобранный для исследований сингенетичный кварц образует небольшие (до 2-3 мм) гнездообразные скопления, входит в состав карбонат-кварц-сульфидных прожилков в пиритовых, халькопирит-пиритовых и сфалерит-халькопирит-пиритовых рудах. Включения в минералах руд, как правило, относятся к первичным, размеры < 10 мкм, редко до 25-50 мкм. По составу включения двухфазовые, газово-жидкие (Карпухина, Баранов, 1995). Флюидные включения оказались очень мелкими и редкими, поэтому были выполнены только измерения температур гомогенизации (Ггом).

Температуры гомогенизации изменяются от 110 до 375°С. Полученные величины Тгом согласуются со значениями, оцененными для месторождений типа «Куроко» (Р^иЛа-АгпоШ, ОЬпиЛо, 1983) и современных сульфидных построек, которые могли образовываться и при более высоких температурах (Бортников и др., 2004). Распределение значений Тгом ФВ в минералах носит закономерный характер: выделяется узкая крутопадающая зона высоких Тгом (>300°С) и фланговые зоны низких Тгом (<200°С) (рис. 4).

В восточной части месторождения, где наиболее отчетливо проявлено метасоматическое изменение пород, установлены максимальные Тго„ (370-375°С). Такие же Тгом ФВ измерены в минералах из зоны тектонического нарушения. Это позволяет считать, что оно служило каналом, вдоль которого поступали высокотемпературные флюиды.

Стабильные изотопы

Исследованы соотношения стабильных изотопов (О, С, Б) карбонатов и сульфидов вмещающих пород и руд месторождения. Анализ проводился по стандартным методикам. Результаты отнесены к следующим стандартам: 8МО\\^ - для кислорода, РБВ - для углерода и СБТ - для серы.

Изотопный состав серы сульфидов. Соотношение изотопов серы сульфидов из вмещающих пород следующее: величины 534Б пирита —1.0... +3.4%о; халькопирита -0.1...+3.6%о; сфалерита +1.3...+4%о; галенита +3.3%о; барита +12.7%о. Из массивных и вкрапленных руд рудных тел 1 и 2 проанализированы монофракции пирита, халькопирита и сфалерита. Изотопный состав серы варьирует в следующих пределах: от -2.4 до +3.2%о - для пирита; от -1.2 до +2.8%о — для халькопирита; от -3.5 до +3.0%о - для сфалерита. Значения 5348 для различных сульфидов изменяются в достаточно узких пределах. Большая часть всех величин (около 70%) попадает в интервал от 0 до +3%о.

Рис. 4. Схема палеотемпературной зональности в поперечном разрезе через Талганское месторождение (Амплиева и др., 2008).

1 - вулканогенно-осадочная кремнистая толща (мукасовский горизонт D3fr); 2 -известняковая толща (D2gv2); 3 - рудовмещающая вулканогенная кислая толща (D2ef-gvi); 4 - колчеданные руды; 5 - гематит-кремнистый горизонт; 6 - изолинии палеотемператур; 7 - места отбора образцов.

В сульфидах из большинства древних и современных колчеданных месторождений величины изотопных соотношений варьируют в более широких пределах, чем для Талганского месторождения. Различия в изотопном составе серы в различных сульфидах проявлены очень слабо. Сера в сфалерите по изотопному составу практически идентична сере в сульфидах Си и Fe. Следовательно, при отложении сосуществующих сфалерита, пирита и халькопирита изотопное равновесие не достигалось. Это может указывать на быстрое протекание процесса рудоотложения (Бортников, Викентьев, 2005).

Поскольку значения 634S сероводорода минералобразующего флюида при температуре выше 150°С эквивалентны значениям 534S серы сосуществующих с ним сульфидов (Ohmoto, 1986), можно оценить 634S сероводорода равным 0 ± 3%о. Это значение соответствует величинам, считающимся типичными для магматической серы (534S = 0 ± 2%о) (Ohmoto, Rye, 1979).

Изотопный состав углерода карбонатов. Кальцит из вмещающих метасоматически-измененных риолитов, дацитов, риолит-дацитов имеет значения

- 5|3С = -18.1...+3.6%о; кальцит с примесью Мп-513С =-15.6...+3.6%о; доломит -5|3С = -14.2...-12.7%о. Значения 513С карбонатов надрудных известняков: кальцит

- б13С = -15.7...+5.9%0; кальцит с примесью Мп - 513С = -12.3%о. Величины 513С кальцита и кальцита с примесью Мп из массивных и вкрапленных руд сульфидных тел 1 и 2 изменяются соответственно от -14.1 до -0.5%о и от —1.9 до +3.6%о.

Таким образом, значения 513С карбонатов, различных по составу, отобранных из вмещающих пород и руд, мало отличаются, практически все они попадают в интервал от -16%о до + 4%о. Большая часть анализов 513С находится в интервале от -10 до —7%о. Вариации изотопного состава углерода известняков Талганского месторождения более существенны, чем в кальците соседнего Узельгинского месторождения (513С 0...+1%о).

Оценка величин &3Ссо2 в минералообразующем флюиде. Углерод может присутствовать в гидротермальных растворах в различных формах, но в основном в виде С02 и СН4. Карбонаты относятся к числу главных среди нерудных минералов. Вероятнее всего при формировании Талганского месторождения в составе гидротермального флюида преобладали окисленные ионы и молекулы углерода. При расчете величин 513Ссог во флюиде использовались уравнения различных исследователей (Bottinga, 1968; Ohmoto, Rye, 1979; Sheppard, Schwarcz, 1970). Изотопный состав углерода минерапообразующего флюида в интервале температур 270-375°С колебался от -9.7 до -5.6%о.

К основным источникам углерода гидротермальных систем относятся: 1) морские известняки со средним значением 513С примерно 0%о; 2) глубинный углерод, средний изотопный состав которого по данным анализа карбонатитов около -7%о; 3) восстановленный или органический углерод осадочных пород со средним значением 8|3С обычно менее -15%о (Рай, Омото, 1977). Для большинства океанических гидротермальных систем величины 513С изменяются от -4 до -7%о и интерпретируются, как «мантийный след» (deRonde 1995; Von Dam, 1990). Анализ полученных данных по изотопному составу углерода в карбонатах и С02 во флюиде позволяет сделать вывод о глубинном источнике углерода в гидротермальной системе, сформировавшей колчеданную залежь Талганского месторождения.

Изотопный состав кислорода карбонатов. Величины 5180 карбонатов из вмещающих метасоматически-измененных риолитов, дацитов, риодацитов следующие: кальцит от +13.7 до +27.8%о; кальцит с примесью Мп от +13.9 до +24.6%о; доломит от +18.6 до +23.3%о. Изотопный состав кислорода кальцита и кальцита с примесью Мп из массивных и вкрапленных руд рудных тел 1 и 2 изменяется соответственно от +14.6 до +22.9%о и от +18.3 до +20.7%о. Величины

5|80 для карбонатов из толщи надрудных известняков изменяются от +16.2%о до +24.3%о для кальцита и составляет +23.6%о для кальцита с примесью Мп.

Установлено облегчение изотопного состава кислорода от +24.26%о в кровле до +20.42%о в подошве надрудной толщи известняков. Начало накопления известняков, перекрывающих палеогидротермальное поле, отвечало повышенному привносу изотопно-легкого кислорода. Изотопный состав кислорода кальцита известняков Талганского месторождения оказался более легким, чем в кальците известняков той же надрудной толщи (D2gV2) соседнего Узельгинского месторождения (+26.0...+28.3%о). Изотопный состав углерода и кислорода карбонатов этой толщи существенно отличается от значений 513С морских известняков (рис. 5). Тенденция облегчения изотопного состава кислорода от кровли к подошве надрудных известняков подтверждается и на Александринском и Узельгинском месторождениях (Викентьев, 2004).

5"0,%о

Кислород в кислых породах Кислород в базальтах (МОКВ)

Высокотемпературный углерод в стекле базальтов МСЖВ _I

—I-й"С,%о

Углерод, содержащийся

I | в морской воде _|_

-10 о

Рис. 5. Диаграмма соотношения изотопных составов кислорода и углерода в карбонатах Талганского месторождения.

1 - карбонаты из руд; 2 - карбонаты из рудовмещающих пород, 3 - карбонаты из надрудных известняков. Поля основных изотопных резервуаров по (Богданов и др., 2002; КегпсЬ, 1990).

Изотопный состав кислорода в кварце. Кварц из вкрапленников кислых вулканических пород имеет значения 5180 +6.2...+7.5%о, которые соответствуют таковым магмы, промежуточной между кислыми и основными породами (Тейлор, 1977), и островодужных вулканитов (Фор, 1989). Величина 5180 халцедоновидного кварца из разнообломочной существенно известняковой брекчии (+18.6%о) отражает смешение кислорода кислых вулканитов (8lsO от +7 до +13%о), подстилающих известняки, и осадочных карбонатов (S180>+20%о (Покровский, 2000)), в нашем случае - очевидно гидротермально-осадочных (5180 от +14.6 до +22.9%о). Кислород кварца из кварцевого прожилка в дайке (б|80 = +11.4%о) отвечает изотопному составу кислорода, среднему для риолитов (Тейлор, 1977). Несмотря на признаки изотопного обмена между гидротермальными образованиями и вмещающими породами, изотопное равновесие между ними не достигалось, так как кислород кварца должен был бы быть существенно тяжелее кислорода кальцита (Фор, 1989).

Условия образования месторождения

Вышеизложенные результаты исследований, а также анализ литературных данных показывают, что Талганское месторождение обладает как сходными, так и отличительными чертами по сравнению с другими колчеданными месторождениями.

На Тапганском месторождении нами установлены признаки подповерхностного (Doyle, Allen, 2003) формирования залежи: горизонт экранирующих пород, фрагменты вмещающих пород внутри рудных тел (в кровле), ореол метасоматически-измененных пород вокруг залежи и гидротермальные изменения в перекрывающих горизонтах. Роль экрана на некоторых участках месторождения мог выполнять субгоризонтальный карбонатный пласт или риолиты, обнаруженные в кровле рудного тела вдоль контакта известняков и сульфидных руд. Надрудные известняки служили самым протяженным по площади и мощности барьером для горячих металлоносных флюидов. Увеличение мощности залежи происходило за счет гидротермально-метасоматического замещения вмещающих кислых пород сульфидами со стороны лежачего бока. А также при высоком давлении рудообразующего флюида происходил подъем перекрывающих пород, и рост колчеданной залежи продолжался вверх и в сторону флангов с захватом рудной массой фрагментов вышележащих пород (Старостин, 1984, 1988; Старостин и др, 1979; Barriga, Fyre, 1988). Устанавливаются также и воронкоподобный ореол метасоматически-измененных пород, уходящий на глубину более 600м вдоль тектонического нарушения, и гидротермальные изменения в перекрывающих породах: сульфидная вкрапленность в надрудных риолитах, сульфидные прожилки и неравномерная гематитизация в известняках (аналогичная гематитизации подрудных метасоматитов).

Различные процессы рудоотложения, протекающие на ряде колчеданных месторождений и приводящие к формированию залежей с классической зональностью, на Талганском месторождении представлены не в полном объеме, т. е. гидротермальная система прекратила свое существование прежде, чем сформировались зональные рудные тела. Подобное раннее затухание рудообразущей системы предложено и для месторождений типа Куроко (EIdridge

е/ я/., 1983). Пиритовые, халькопирит-пиритовые и сфалерит-халькопирит-пиритовые руды встречаются как в подошве, так и в кровле рудных тел, серные вкрапленные руды обнаружены ближе к верхнему контакту рудного тела 1, а массивные полисульфидные руды обнаружены в подошве рудного тела 2.

Различные механизмы рудоотложения нашли свое отражение в текстурно-структурных особенностях минеральных агрегатов сульфидных руд месторождения. Установлено, что процесс колчеданного рудообразования был достаточно сложным, в рудах месторождения выявлены признаки как гидротермально-осадочных, так и гидротермально-метасоматических процессов. При изучении текстурно-структурных особенностей сульфидных руд месторождения не установлено крупных перерывов в минералообразовании, а также существенных метаморфических преобразований.

Отложение колчеданных руд началось с поступления гидротермального флюида, содержащего Ре и в очень небольших количествах 7м, о чем свидетельствуют редкие колломорфные выделения сфалерита. Произошло формирование существенно пиритовых руд с вкрапленной, прожилково-вкрапленной, гнездововкрапленной и колломорфной текстурами как на поверхности морского дна, так и в толще пород, насыщенных морской водой, смешение с которой горячего гидротермального флюида и приводило к осаждению сульфидов (Бортников, Лисицын, 1995; Е1ск^е е/ а/., 1983). На флангах рудных тел формируются полосчатые пиритовые руды. В кровле залежи происходит образование гематит-кремнистого горизонта. Формирование подобных горизонтов может происходить как на самых ранних этапах формирования залежи, так и в процессе затухания рудообразующей системы при температурах <200°С (ОЬтоЦ) et а1., 1983). Далее ранние пиритовые руды были захоронены глинисто-кремнистыми осадками. Продолжение магматической активности выразилось во внедрении в слаболитифицированную толщу маломощных субвулканических тел риолитов.

Затем в рудообразующую систему стали поступать растворы, которые сформировали основную часть колчеданной залежи, сложенную сфалерит-халькопирит-пиритовыми с блеклыми рудами и галенитом массивными тонкозернистыми рудами уже исключительно под экранирующей поверхностью. Эти растворы лишь частично заместили пиритовые руды. Это подтверждается сохранностью колломорфных пиритовых образований среди массивных тонкозернистых полиметаллических руд. Также произошла частичная перекристаллизация колломорфного пирита I с повышенным содержанием Ав и Аи, образование кристаллически-зернистого пирита II с меньшим содержанием Аб, и высвобождение самородного золота. После отложения основной массы руд поступление гидротермальных растворов продолжалось, но из них отлагался только халькопирит III и сфалерит II. Об этом свидетельствуют поздние преимущественно халькопиритовые и сфалерит-халькопиритовые прожилки в подошве и центральных частях рудных тел.

Исследование флюидных включений в минералах показало, что температура рудообразующих растворов изменялась от 110 до 375°С. На Талганском месторождении, как и на других месторождениях Узельгинского рудного поля, устанавливается латеральная палеотемпературная зональность:

узкая крутопадающая зона высоких Тгом (>300°С) и фланговые зоны низких Тго„ (<200°С). Зона наиболее высоких Тгом пространственно совпадает с воронкообразным ореолом метасоматически-измененных пород. Максимальные Тгом (370-375°С), установленные в зоне субвертикального тектонического нарушения, позволяют считать его флюидоподводящим каналом. В зонах залежи, где минералы отлагались в высокотемпературных условиях, выявлены максимальные мощности рудных тел и повышенные концентрации меди, цинка, золота, серебра.

Отложение сульфидных минералов на колчеданных месторождениях Верхнеуральского рудного района, по (Карпухина, Баранов, 1995), происходило из слабокислых хлоридных растворов, концентрация солей - 0.8-11.2 мас.%-экв. NaCI. Высокая соленость гидротермальных растворов может свидетельствовать в пользу участия в рудообразующем процессе магматического флюида.

О значительной роли магматического флюида можно сказать и на основании изучения стабильных изотопов серы, кислорода и углерода в минералах пород и руд. Для Талганского месторождения характерен узкий (нехарактерный для большинства колчеданных месторождений) интервал колебаний отношений изотопов серы от 0 до +3%о. Добавление нескольких процентов морской воды к высокотемпературному минералообразующему флюиду сдвигает величину 534S№S в нем на 2-3%о (Shanks, Seyfried, 1987). При величинах S34S сульфидов около 6,5%о доля морского сульфата в растворе примерно равна концентрации сероводорода, при более низких значениях сероводород будет главным источником серы (Злотник-Хоткевич, 1986). Соотношение серы в сульфидах изученного месторождения практически соответствует магматической сере и не содержит заметной доли сульфатной серы. Таким образом, вероятнее всего сера поступала из магматического очага. Это также свидетельствует о том, что морская вода не вовлекалась в рудообразующую систему и образование рудных тел происходило под поверхностью морского дна.

Некоторый эндогенный гидротермальный вклад предполагается и при образовании карбонатной толщи, перекрывающей рудоносный комплекс Талганского месторождения. Это подтверждается тенденцией облегчения изотопного состава кислорода карбонатов (по сравнению с морскими карбонатами) к основанию известняковой пачки: от 5180 = +24.3%о в кровле до 5lsO = +20.4%о в подошве надрудной толщи известняков. Начало накопления известняков, перекрывающих палеогидротермальное поле, отвечало повышенному привносу изотопно-легкого кислорода.

Таким образом, отложение основной массы полисульфидных руд Талганского колчеданного месторождения происходило под поверхностью дна палеоокеана. Функционирование рудообразующей системы было недолговечным - не произошло формирование зональных рудных тел. Главенствующая роль в минералообразовании принадлежала магматическому флюиду.

Опубликованные работы. 1. Вшентьев И.В., Амплиева Е.Е., Русинов B.JI. Особенности строения и метаморфизма нижних частей разреза Уральской сверхглубокой скважины. // Вестник МГУ. Сер.4. Геология. 2001. №3. С. 21-26.

2. Викентьев И.В., Амплиева Е.Е., Юдовская М.А., Мохов A.B., Керзин А.Л., Цепин А. И. Золото и серебро в колчеданных рудах и продуктах их переработки, Учалино-Александринская зона Урала. // Труды междунар. научно-технической конф. «Научные основы и практика разведки и переработки руд и техногенного сырья с извлечением благородных металлов». Екатеринбург. 2002. С. 68-70.

3. Амплиева Е.Е., Карпухина B.C., Чугаев A.B., Носик JI.fi., Авилович Ю. А., Викентьев И.В. Условия формирования Узельгинского месторождения. // Мат. Всероссийской науч. конф. «Геология, геохимия, геофизика на рубеже XX и XXI веков». Москва. ООО «Связь-Принт». 2002. Т. 2. С. 211-213.

4. Викентьев И.В., Юдовская М.А., Молошаг В.П., Амплиева Е.Е., Мохов A.B., Цепин А.И. Золото в сульфидах колчеданных месторождений Урала // Мат. Всероссийской науч. конф. «Геология, геохимия, геофизика на рубеже XX и XXI веков». Москва. ООО «Связь-Принт». 2002. Т. 2. С. 237-238.

5. Викентьев И.В., Юдовская М.А. , Амплиева Е.Е., Молошаг В.П. Формы нахождения и условия концентрирования благородных металлов в колчеданных рудах Урала // Мат. междунар. науч.-техн. конф. "Научные основы и практика разведки и переработки руд и техногенного сырья". Екатеринбург. 2003. С. 24-27.

6. Викентьев И.В., Носик Л.П., Игнатьев A.B., Амплиева Е.Е., Бортников Н.С. Систематика стабильных изотопов в породах и рудах Учалино-Александринской зоны Урала // Геология и перспективы расширения сырьевой базы Башкортостана и сопредельных территорий. Мат. V Республ. Геол. конф. Уфа: ИГ УНЦ РАН, 2003. С.33-35.

7. Амплиева Е. Е. Изотопный состав серы сульфидов Талганского медно-колчеданного месторождения, Южный Урал // X Науч. Студенческая Школа «Металлогения древних и современных океанов - 2004». Миасс. 2004. Т. II. С 96-99.

8. Амплиева Е.Е. Состав блеклых руд Талганского медно-колчеданного месторождения (Юж. Урал) // Минералогические музеи. СПб. 2005. С. 82-84.

9. Викентьев И.В., Карпухина B.C., Носик Л.П., Амплиева Е.Е., Чугаев A.B., Еремин H.H., Римская-Корсакова М.А. Условия образования и источники вещества колчеданных месторождений Южного Урала // Мат. IV Уральского металлоген. совещания. Миасс. 2005. С. 81-83.

10. Амплиева Е.Е., Карпухина B.C., Викентьев И.В. Физико-химические условия формирования Талганского колчеданного месторождения, Южный Урал // Тез. докл. Междунар. совещания, посвященного 100-летию со дня рождения В.А. Кузнецова «Актуальные проблемы рудообразования и металлогении». Новосибирск. Академ, изд-во «ГЕО», 2006. С. 17-18.

11. Амплиева Е.Е. Благородные металлы в колчеданно-полиметаллических рудах Талганского месторождения (Южный Урал) // XII Науч. Студенческая Школа «Металлогения древних и современных океанов - 2006». Миасс. 2006. С. 196— 200.

12. Амплиева Е.Е. Сфалерит Талганского медно-колчеданного месторождения (Южный Урал) // Тез. Третьей Сибирской Междунар. Конф. молодых ученых по наукам о Земле. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 2006. С. 10-11

13. Амплиева Е.Е. Особенности состава карбонатов Талганского колчеданного месторождения (Южный Урал) // XIII Науч. Студенческая Школа

«Металлогения древних и современных океанов - 2007». Миасс, 2007. С. 172— 176.

14. Амплиева Е.Е. Состав борнита Талганского колчеданного месторождения (Юж. Урал) // XIV Науч. Студенческая Школа «Металлогения древних и современных океанов - 2008». Миасс. 2008. С. 188-191.

15. Амплиева Е.Е. Талганское колчеданное месторождение - пример подповерхностного образования руд из магматогенного флюида (Южный Урал, Россия) // Геология рудн. месторождений. 2008. Т. 50. № 5. С. 459-480.

16. Амплиева Е.Е., Викентьев И.В., Карпухина В.С., Бортников Н.С. Роль магматогенного флюида в формировании Талганского медно-цинково-колчеданного месторождения, Ю.Урал // Доклады АН. 2008. Т. 423. №4. С. 525-528.

Подписано в печать 29.10.2008 Формат 60x88 1/16. Объем 1.75 п.л. Тираж 100 экз. Заказ № 774 Отпечатано в ООО «Соцветие красою) 119991 г.Москва, Ленинские горы, д.1 Главное здание МГУ, к. А-102

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Амплиева, Елена Евгеньевна

ВВЕДЕНИЕ.

ГЛАВА 1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА И ХАРАКТЕРИСТИКА РУДНЫХ ТЕЛ.

1.1. Геологические особенности и полезные ископаемые района.

1.2. Геолого-структурные особенности месторождения.

1.3. Характеристика рудных тел.

ГЛАВА 2. МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ И ТИПЫ РУД.

2.1. Типы руд.

2.2. Минеральный состав.

2.2.1. Сульфиды и сульфосоли.

2.2.2. Самородные элементы.

2.2.3. Карбонаты.

ГЛАВА 3. ТЕКСТУРЫ И СТРУКТУРЫ РУД.

3.1. Текстуры руд.

3.2. Структуры руд.

ГЛАВА .4. ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕСТОРОЖДЕНИЯ.

4.1. Флюидные включения.

4.2. Стабильные изотопы.

4.2.1. Изотопный состав серы.

4.2.2. Изотопный состав углерода и кислорода.

4.2.3. Изотопный состав кислорода в кварце.

ГЛАВА 5. ГЕНЕТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Геологическое строение, минералого-геохимические особенности и условия образования Талганского колчеданного месторождения, Южный Урал"

Урал является колыбелью медной промышленности нашей страны. Первые архивные сведения об открытиях медных руд относятся к XVII в. В начале XVIII в. на Урале были выявлены месторождения богатых медных руд преимущественно скарнового типа: Гумешевское, Меднорудянское, Турьинское и др. В 1735 г. здесь работали уже 17 небольших медеплавильных заводов, которые давали несколько тысяч тонн меди в год, благодаря чему Урал занял первое место среди меднорудных районов мира и удерживал его до конца XIX столетия.

Лишь в начале XIX века приступили к добыче колчеданных руд. Одним из первых отрабатывалось Калатинское месторождение на Среднем Урале; в 50-х годах велась добыча серного колчедана на Кушайском месторождении к востоку от г. Кушвы; несколько позднее в Баймакском районе Южного Урала эксплуатировалось Уваряжское месторождение. Однако колчеданные руды в то время использовались преимущественно для производства серной кислоты.

Мощным толчком к широкому использованию медноколчеданных руд явился метод пиритной плавки (1907г.), после этого поиски медноколчеданных руд усилились во многих районах Урала и привели к выявлению новых месторождений. К 1915 г. выплавка меди на Урале достигла 10 тыс. т. в год. Однако в связи с гражданской войной в 1918—1919 гг. многие рудники были затоплены, а заводы остановлены.

После 1917г. медная промышленность на Урале была восстановлена и начались широкие и планомерные поисково-разведочные работы на колчеданные руды. Большой вклад в выявление и изучение медноколчеданных месторождений в 20 и 30-е годы внесли геологи П. И. Егоров, А. В. Ефремов, С. Н. Иванов, Ф. И. Ковалев, В. П. Первов, Д. К. Суслов, геофизики И. К. Овчинников, С. А. Петропавловский, П. Ф. Родионов, Г. П. Саковцев и др.

В 1936 г. на Южном Урале было открыто Блявинское месторождение, залегающее среди нерассланцованных массивных вулканогенных пород. Его изучение и анализ материалов по ранее известным месторождениям Урала и других регионов позволили А. Н. Заварицкому критически пересмотреть свои прежние взгляды и высказать новую гипотезу о генетической связи колчеданных залежей с вулканизмом. Практическое значение этой гипотезы трудно переоценить. Поисковые работы вышли на широкие площади развития среднепалеозойских вулканитов Южного Урала. За короткий срок были выявлены Ново-Сибайское, Учалинское и другие месторождения.

Еще шире поисково-разведочные работы развернулись после Великой Отечественной войны. С 1945 по 1960 г. на Южном Урале были выявлены месторождения: Гайское, Джусинское, Маканское, Александрийское, им. XIX Партсъезда, Озерное; на Среднем Урале — Султановское, Ново-Шайтанское, Ново-Ежовское. Они исследовались многими коллективами: геологическими институтами Уральского и Башкирского филиалов Академий наук СССР, Центральным научно-исследовательским геологоразведочным институтом цветных и благородных металлов (ЦНИГРИ), Московским государственным университетом им. М. В. Ломоносова, Свердловским горным институтом, тематическими партиями Уральского, Башкирского и Оренбургского геологических управлений.

Поисковые работы в 60 и 70-е годы привели к открытию ряда новых колчеданных месторождений и к выявлению новых рудных районов. На Северном Урале выявлен Ивдельский рудный район и открыты месторождения Валенторское, Тарньерское, Шемурское. На Южном Урале в Верхнеуральском районе обнаружены месторождения Молодежное, Узельгинское, Талганское. В Бурибайском рудном районе Башкирии открыты Октябрьское, Юбилейное и Подольское месторождения. В Оренбургской области обнаружены Весеннее, Летнее, Осеннее и Светлинское месторождения.

До начала 90-х гг. на Урале преобладали глубинные поиски колчеданных месторождений, не выходящих на дневную поверхность. В результате были открыты крупные месторождения в Бурибайском (Подольское, Юбилейное), Верхнее-Уральском (Западно-Озерное) и Учалиском (Ново-Учалинское) районах. С 1992г. начался период освоения средних и малых месторождений: Сафьяновского, Александринского, Талганского, Таш-Тау и др.

Наибольший вклад в изучение колчеданных месторождений Урала внесли М. Б. Бородаевская, В. С. Домарев, А. Н. Заварицкий, П. М. Замятин, С. Н. Иванов, М. И. Исмагилов, А. И. Кривцов, В. П. Логинов, В. М. Нечеухин, В. А. Прокин, В. И. Смирнов, П. Ф. Сопко, М. Д. Тесаловский, Т. Н. Шадлун, Г. Ф. Червяковский, Г. Ф.

Яковлев, П. Я. Ярош, Д.С. Штейнберг, В.П. Логинов, Н.К. Курбанов, Н.С. Скрипченко, Е.П. Шадлун, В.В. Зайков и многие другие исследователи.

Крупными организаторами поисково-разведочных работ на колчеданные руды на Урале являются В. И. Белостоцкий, Ю. А. Болотин, В. И. Воробьев, Г. К. Долматов, П. И. Егоров, А. В. Ефремов, К. П. Коршунов, Н. Н. Кусков, П. В. Лазарев, П. Я. Лобанов, Б. Д. Магадеев, М. И. Меркулов, Б. Е. Милецкий, Е. А. Муравьева, В. Я. Новицкий, П. И. Отто, В. П. Первов, Г. В. Петров, С. А. Петропавловский, А. Т. Полуэктов, Б. П. Потапенко, Б. А. Попов, В. М. Попов, А. К. Рогожников, Л. И. Сипливых, В. И

Актуальность. Колчеданные месторождения для Южного Урала составляют основу меднорудной промышленности региона, а также являются источником попутных золота и серебра. Детальное изучение колчеданных объектов имеет большое значение для понимания условий образования и локализации этих месторождений. Модели формирования колчеданных месторождений базируются на концепции субмаринного гидротермально-осадочного рудообразования. Предполагается, что рудные залежи формируются в результате деятельности конвективной гидротермальной системы. Главный компонент системы - морская вода, которая в процессе движения нагревается, взаимодействует с вмещающими вулканическими породами и превращается в горячий раствор, обогащенный металлами, который поступает в толщу холодной морской воды, происходит смешение, падение температуры и отложение колчеданных руд на поверхности морского дна (Бородаевская и др., 1979; Смирнов, 1982; Старостин, Игнатов, 1997; Франклин и др., 1984; Solomon, Walshe, 1979; Ohmoto, Skinner, 1983; Lydon, 1988; Large, 1992). Подобные модели основывались на изучении древних колчеданных месторождений и современных «черных курильщиков». Однако, осаждение сульфидов из гидротермальных растворов, поступающих непосредственно в толщу морской воды, не приводит к образованию крупных рудных залежей. Установлено, что 99% металлов, транспортируемых рудообразующим флюидом, рассеивается в толще воды (Rona, 1984). Исследование строения современных и древних колчеданных залежей выдвинуло на первый план предположение, что накопление сульфидов происходило за счет осаждения как на поверхности морского дна, так и ниже него. Это предположение повлекло за собой гипотезу формирования крупных залежей под экранирующей поверхностью, препятствующей рассеиванию металлов. В 60-70 гг. XX века модель образования колчеданных залежей в результате комбинирования гидротермально-осадочных процессов на поверхности морского дна и гидротермально-метасоматических ниже него, под экранирующей поверхностью, предлагалась для месторождений Рудного Алтая (Вулканогенные., 1978; Покровская и др., 1982; Старостин, 1979, 1984, 1988; Старостин и др., 1979; Чепрасов и др., 1972) и месторождений Куроко - Учинотаи и Ханаока (Аракелянц и др., 1973). В настоящее время существует несколько описаний крупных месторождений в современных и древних вулканических толщах, сформировавшихся под экраном малопроницаемых пород (Goodfellow, Franklin, 1993; Gamberi et al., 1999; Galley et al., 1993; Gibson, Kerr, 1993; Doyle, Huston, 1999; Hannington et al., 1999; Allen, 2001), разрабатывается подобная модель для колчеданных залежей Иберийского пиритового пояса (Barriga, Fyre, 1988; Barriga, Kerrich, 1994).

Также нерешенной остается проблема форм нахождения в рудах золота, серебра и элементов платиновой группы (ЭПГ), что приводит к существенным потерям при обогащении и переработке руд (более 50% Ag и около 70% Au). Если содержания Au и Ag определяются при разведке и отработке месторождений, то ЭПГ и их содержания в рудах практически не изучаются.

Надо учесть, что месторождение изучалось в 1971-1979гг. в процессе разведочных работ и с тех пор детального изучения не проводилось. Исключение -диссертация Н.Р. Аюповой «Апогиалокластитовые железистые и марганцовистые породы Узельгинского колчеданоносного поля (Южный Урал)» и работы B.C. Карпухиной и Э.Н. Баранова и В.В. Масленникова.

Научная новизна. Впервые в подземных горных выработках месторождения проведены работы по уточнению морфологии рудных тел, их детальное минералогическое картирование и опробование. Изучен минеральный состав руд и текстурно-структурные особенности. Впервые минералы пород и руд были исследованы с привлечением не использовавшихся ранее методов: рентгеноспектральный микроанализ, нейтронно-активационный анализ, масс-спектрометрический анализ стабильных изотопов, сканирующий электронный микроскоп, атомно-адсорбционный химический анализ, рентгенофазовый анализ, метод распределительной хроматографии на целлюлозе, термобарогеохимия. Изучались материалы собственных сборов. В результате изучен состав сульфидных минералов, карбонатов, соединений благородных металлов, выявлена последовательность выделения минералов. Установлен изотопный состав минералов. Выявлены возможные источники компонентов и механизмы их отложения. Выполнены термобарогеохимические исследования и получены новые данные по температурам гомогенизации флюидных включений для ранее не изученной в этом отношении восточной части месторождения. На основании этих исследований предложена генетическая модель образования месторождения.

Защищаемые положения.

1. Колчеданные залежи Талганского месторождения образовались в вулканогенной толще кислого состава контрастной базальт-риолитовой карамалыташской свиты в условиях вторичного тыловодужного спрединга. Месторождение приурочено к девонской палеовулканической впадине и контролируется системой сопряженных крутопадающих тектонических нарушений субмеридионального простирания. Центральная часть этой системы совпадает с зоной максимальных палеотемператур (250-375°С), воронкообразным метасоматическим ореолом и является флюидоподводящим каналом.

2. На основании изучения минерального состава, текстурно-структурных особенностей руд установлены признаки гидротермально-осадочного и гидротермально-метасоматического процессов. Не установлено значительных перерывов в минералообразовании, а также существенных метаморфических преобразований. Процесс рудоотложения был относительно коротким, гидротермальная система прекратила свое существование прежде, чем произошло формирование залежи с классической зональностью, характерной для колчеданных месторождений.

3. Установлен типоморфизм минералов: эмульсиевидные включения халькопирита в сфалерите I, наиболее вероятным способом возникновения которых является замещение сфалерита медьсодержащими растворами, путем диффузии, проникающими по зонам роста; крайне низкие содержания Бе и Сс1 в сфалерите I и II; четкое разделение по железистости на три группы всех исследованных теннантитов Талганского месторождения; присутствие серебра во всех пробах блеклой руды. Характерной особенностью руд месторождения по сравнению с другими месторождениями Верхнеуральского района является повышенная роль сфалерита, блеклой руды, галенита и присутствие выделений самородного золота в ассоциациях со всеми рудообразующими минералами.

4. Установлены признаки подповерхностного формирования залежи: горизонт экранирующих пород, фрагменты вмещающих пород внутри рудных тел, ореол метасоматически-измененных пород вокруг залежи и гидротермальные изменения в перекрывающих горизонтах, отсутствие заметной доли изотопно-тяжелой серы из морской воды в изотопном составе серы сульфидов из пород и руд, значительные отклонения б180 карбонатов перекрывающей известняковой толщи от изотопного состава кислорода морских карбонатов и облегчение изотопного состава кислорода карбонатов в направлении от кровли к подошве надрудных известняков. Сера, углерод и кислород главным образом поступали в рудообразующую систему из магматического источника. Отложение колчеданных руд Талганского месторождения протекало при температурах 375-110°С.

Исходные материалы и личный вклад автора. В основу диссертации положены материалы, полученные автором в результате полевых работ на Талганском колчеданном месторождении в полевые сезоны 1999-2004; 2006-2007гг. в составе отряда ИГЕМ РАН под руководством д.г.-м.н. И.В. Викентьева. Автором были сформулированы задачи, собран и обработан фактический и аналитический материал. Проведено детальное картирование подземных горных выработок, описание керна буровых скважин, проведен отбор образцов вмещающих пород и руд. Были проделаны картировочные работы на участке Узельгинского рудного поля, собран фаунистический материал для уточнения возраста пород, слагающих надрудную толщу. Проведено описание прозрачных и полированных шлифов под микроскопом с фиксированием соотношений минеральных агрегатов, различные аналитические исследования пород, руд и минералов.

Исследования с помощью рентгеноспектрального микроанализа были сделаны в лаборатории анализа рудного вещества ИГЕМ РАН, аналитик - Г.Н. Муравицкая, с помощью сканирующего электронного микроскопа (СЭМ) «JSM - 5610LV» и «JSM-5300» в лаборатории кристаллохимии минералов ИГЕМ РАН, аналитик - A.B. Мохов. Содержание ЭПГ в рудах определялось в лаборатории геохимии ИГЕМ РАН, аналитик - И.Н. Никитина. Флюидные включения были исследованы B.C. Карпухиной в ГЕОХИ РАН. Исследование изотопного состава проводились в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН, аналитик - Л.П. Носик. Состав карбонатов изучен методом атомно-адсорбционного химического анализа в лаборатории анализа рудного вещества ИГЕМ РАН, аналитики - С.И. Вронская, Л.Ф. Карташова, Г.Е. Каленчук, а также методом рентгенофазового анализа в СПбГУ, аналитик - А.И. Брусницын. Содержания микропримесей в сульфидах и колчеданных рудах определялись методом нейтронно-активационного анализа в лаборатории радиогеологии и радиогеоэкологии ИГЕМ РАН, аналитик - А. Л. Керзин.

Апробация работы. Предварительные результаты исследований представлены на конференции РФФИ «Геология, геохимия, геофизика на рубеже XX и XXI веков» (Москва, 2002г.), на международной конференции «Научные основы и практика разведки и переработки руд и техногенного сырья с извлечением благородных металлов» (Екатеринбург, 2002г.), на V Республиканской Геологической конференции в Уфе (2003г.), на международной научно-технической конференции "Научные основы и практика разведки и переработки руд и техногенного сырья" (Екатеринбург. 2003г.), на международном симпозиуме «Минералогические музеи» (Санкт-Петербург, 2005г.), на IV Уральском металлогеническом совещании «Рудные месторождения: вопросы происхождения и эволюции» (Миасс, 2005г.), на научной конференции с участием иностранных ученых "Актуальные проблемы рудообразования и металлогении" (Новосибирск, 2006г.), на X, XII, XIII, XIV международных научных студенческих школах «Металлогения древних и современных океанов» (Миасс, 2004, 2006, 2007, 2008гг.). По теме диссертации опубликовано 16 работ.

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, 5 глав, заключения, списка литературы, включающего 142 наименования, содержит 132 страницы, 21 рисунок, 5 таблиц.

Заключение Диссертация по теме "Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения", Амплиева, Елена Евгеньевна

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Модель формирования Талганского месторождения основывается на следующих критериях: месторождение сформировалось в условиях вторичного тыловодужного спрединга, локализовано в пределах вулкано-тектонической депрессии. Отложение основной массы полисульфидных руд происходило под поверхностью экранирующей поверхностью дна палеоокеана. Функционирование рудообразующей системы было недолговечным - не произошло формирование зональных рудных тел. Главенствующая роль в минералообразовании принадлежит магматическому флюиду.

Образование гидротермального поля, включающего в себя Талганское и соседние месторождения, происходило в течение формирования кислой толщи карамалыташской свиты, которая отлагалась в морском бассейне в тылу Ирендыкской дуги (зона вторичного тыловодужного спрединга) в среднем девоне. В этот период на территории Верхнеуральского рудного района образуется Талганская палеовулканическая гряда, осевая часть которой сложена базальтовыми поднятиями (андезит-базальтовая толща карамалыташской свиты). Склоновые части этих поднятий осложнены вулкано-тектоническими депрессиями, заполненными кислыми вулканитами. Изучаемое месторождение локализовано среди риолит-дацитовой толщи в Узельгинской депрессии.

Накопление основной массы руд происходило под непроницаемой поверхностью, препятствующей рассеиванию большей части рудного вещества в толще морских вод. Роль экрана на некоторых участках месторождения выполняли: субгоризонтальный карбонатный пласт, риолиты и толща надрудных известняков. Увеличение мощности рудных тел происходило за счет роста вверх и в сторону флангов, при котором блоки вышележащих пород захватывались рудной массой. Прирост залежи со стороны лежачего бока осуществлялся и за счет замещения сульфидными минералами вмещающих кислых пород. Рудные тела окружены воронкоподобным ореолом метасоматически-измененных пород, уходящим на глубину более 600м вдоль тектонического нарушения. В висячем боку перекрывающие породы также подвержены гидротермально-метасоматическим изменениям: сульфидная вкрапленность в прослое надрудных риолитов, сульфидизация и неравномерная гематитизация в известняках (аналогичная гематитизации подрудных метасоматитов).

Процесс колчеданного рудообразования на Талганском месторождении был достаточно сложным - в рудах месторождения выявлены признаки как гидротермально-осадочных, так и гидротермально-метасоматических процессов, но не происходило перерывов в минералообразовании, а также существенных метаморфических преобразований.

Отложение колчеданных руд началось с поступления гидротермального флюида, содержащего Fe и в очень небольших количествах Zn. Произошло формирование существенно пиритовых руд с вкрапленной, прожилково-вкрапленной, гнездововкрапленной и колломорфной текстурами как на поверхности морского дна, так и в толще пород, насыщенных морской водой, смешение. На флангах рудных тел формируются полосчатые пиритовые руды. В кровле залежи происходит образование гематит-кремнистого горизонта. Далее ранние пиритовые руды были захоронены глинисто-кремнистыми осадками. Продолжение магматической активности выразилось во внедрении в слаболитифицированную толщу маломощных субвулканических тел риолитов. Затем в рудообразующуюся систему стали поступать растворы, которые сформировали основную часть колчеданной залежи, сложенную сфалерит-халькопирит-пиритовыми с блеклыми рудами и галенитом массивными тонкозернистыми рудами уже исключительно под экранирующей поверхностью. Полного замещения ранних пиритовых руд не произошло, среди массивных полиметаллических руд сохранились колломорфных образования. После отложения основной массы руд поступление гидротермальных растворов продолжалось, но из них отлагался только халькопирит III и сфалерит II, образовавшие поздние халькопиритовые и сфалерит-халькопиритовые прожилки в рудах.

Температура рудообразующих растворов, оцененная при изучении флюидных включений, изменялась от 110 до 375°С. Зона наиболее высоких Тгом пространственно совпадает с воронкообразным ореолом метасоматически-измененных пород. Максимальные Тгом (370-375°С), установленные в зоне субвертикального тектонического нарушения, позволяют считать его флюидоподводящим каналом. В зонах залежи, где минералы отлагались в высокотемпературных условиях, выявлены максимальные мощности рудных тел и повышенные концентрации меди, цинка, золота, серебра. На Талганском месторождении, как и на других месторождениях Узельгинского рудного поля, устанавливается латеральная палоетемпературная зональность: узкая крутопадающая зона высоких Тгом (>300°С) и фланговые зоны низких Тгом (<200°С).

Для Талганского месторождения характерен узкий интервал колебаний отношений изотопов серы от 0 до +3%о (нехарактерный для колчеданных месторождений). Различия в изотопном составе серы в различных сульфидах проявлены очень слабо. При отложении сосуществующих сфалерита, пирита и халькопирита изотопное равновесие не достигалось, это указывает на быстрое протекание процесса рудоотложения (Бортников, Викентьев, 2005). Поскольку значения 534S сероводорода минералобразующего флюида при температуре выше 150°С эквивалентны значениям 534S серы сосуществующих с ним сульфидов (Ohmoto, 1986), то 534S сероводорода молено оценить равным 0 ± 3%о. Это значение соответствует величинам 534S = 0 ± 2%о, считающимся типичными для магматической серы (Ohmoto, Rye, 1979). Морская вода не вовлекалась в рудообразующую систему. Изотопный состав серы подтверждает, что образование рудных тел происходило под поверхностью морского дна, куда доступ морской воды был ограничен.

Изотопных составов О и С карбонатов из руд и вмещающих пород Талганского месторождения значительно отклоняется от поля морских карбонатов, изотопный состав С во флюиде соответствует глубинному источнику углерода. Это также свидетельствует о том, что морская вода была не только не единственным, но и, вполне вероятно, не основным поставщиком воды в гидротермальную систему. Некоторый эндогенный гидротермальный вклад предполагается и при образовании карбонатной толщи, перекрывающей рудоносный комплекс Талганского месторождения, что подтверждается тенденцией облегчения изотопного состава кислорода карбонатов (по сравнению с морскими карбонатами) к основанию

18 18 известняковой пачки: от 5 О = +24.3%о в кровле до 5 О = +20.4%о в подошве надрудной толщи известняков. Начало накопления известняков, перекрывающих палеогидротермальное поле, отвечало повышенному привносу изотопно-легкого кислорода.

Талганское колчеданное месторождение сформировалось в условиях вторичного тыловодужного спрединга, локализовано в пределах вулканотектонической депрессии. Отложение основной массы полисульфидных руд происходило под поверхностью дна палеоокеана. Функционирование рудообразующей системы было недолговечным - не произошло формирование зональных рудных тел. Главенствующая роль в минералообразовании принадлежит магматическому флюиду.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Амплиева, Елена Евгеньевна, Москва

1. Авдонин В.В. Гидротермально-осадочные породы рудоносных вулканогенных комплексов. М.: МГУ, 1994. 184 с.

2. Авдонин В.В., Воинков Д.М., Гриненко Л.Н., Демин Ю.И. Изотопный состав серы сульфидов различных групп месторождений Лениногорского района (Рудный Алтай) // Геология руд. месторождений. 1972. Т. XIV. №3. с. 31^44.

3. Аракелянц М.М., Зотов A.B., Русинов В.Л. Абсолютный возраст околорудных изменений и рудоотложения в колчеданных месторождениях Учинотаи и Ханаока (Япония) // Доклады АН. 1973. Т. 209. № 4. С. 940-943.

4. Аюпова Н.Р. Апогиалокластитовые железистые и марганцовистые породы Узельгинского колчеданоносного поля (Южный Урал) // Автореферат дис. канд. геол.-мин. наук. Екатеринбург. 2003а. 18 с.

5. Аюпова Н.Р. Поведение кальция при формировании умбритов Узельгинского рудного поля (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов-2001. Миасс: Геотур, 2001. С. 129-134.

6. Баранов Э.Н. Эндогенные геохимические ореолы колчеданных месторождений // М.: Наука, 1987. 296 с.

7. Бетехтин А.Г. Классификация текстур и структур руд. // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1937. №1. С. 49-71; №2. С. 235-266.

8. Бетехтин А.Г. Курс минералогии. М.: Гос. изд-во геолог, литературы, 1951. 542 с.

9. Бетехтин А.Г., Генкин А.Д., Филимонова A.A., Шадлун Т.Н. Текстуры и структуры руд. М.: Гос.НТИ, 1958. 435 с.

10. Богданов Ю.А., Бортников Н.С., Лисицын А.П. Закономерности формирования гидротермальных сульфидных залежей в осевых частях рифта Срединно-Атлантического хребта. // Геология руд. месторождений. 1997. Т. 39. № 5. с. 409429.

11. Борисенок В.И., Тихомиров П.Л., Федоров Т.О. Уральская полевая геологическая практика. Методы картирования магматических пород и структурная геология магматических массив. М.: Изд-во Моск. Ун-та. 2000. 70 с.

12. Бородаевская М.Б. Соотношение колчеданного оруденения с магматизмом и некоторые вопросы генезиса колчеданных руд на примере Южного Урала. // Междунар. Геолог. Конгресс. Доклады Советских геологов. Москва. Недра. 1964. С. 183-197.

13. Бородаевская М.Б., Кривцов А.И. Генезис месторождений колчеданного семейства состояние проблемы и пути развития // В кн. Эндогенное рудообразование. Под ред. Кузнецова В.А. М.: Наука, 1985. С. 218-230.

14. Бородаевская М.Б., Кривцов А.И., Ширай Е.П. Основы структурно-формационного анализа колчеданоносных провинций // М.: Недра, 1977. 153 с.

15. Бородаевская М.Б., Кривцов А.И., Яковлев Г.Ф., Скрипченко Н.С. Вопросы генезиса колчеданных месторождений // Колчеданные месторождения мира. М.: Недра, 1979.

16. Бортников Н.С., Лисицын А.П. Условия формирования современных сульфидных построек в зонах спрединга задуговых бассейнов Лау и Манус (Тихий океан) // Геология и минеральные ресурсы Мирового океана. СПб., 1995. С. 158-173.

17. Бортников Н.С., Симонов В.А., Богданов Ю.А. Флюидные включения в минералах из современных сульфидных построек: физико-химические условия минералообразования и эволюция флюида // Геология руд. месторождений. 2004. Т. 46. № 1.С. 74-87.

18. Викентьев И.В. Состав самородного золота в колчеданных рудах Урала // Докл. АН. 2003. Т. 393. № 5. С. 659-663.

19. Викентьев И.В. Условия формирования и метаморфизм колчеданных руд. М.: Научный мир, 2004. 344с.

20. Воган Д., Крейг Дж. Химия сульфидных минералов. М.: Мир, 1981.

21. Вулканогенные колчеданно-полиметаллические месторождения (на примере Рудного Алтая) // М.: Изд-во Моск. Ун-та. 1978. 280 с.

22. Гаврилов В.А., Скуратов В.Н., Исмагилов М.И. Структура и условия локализации Западно-Озерного колчеданного рудопроявления // Докл. АН СССР. 1984. т. 277. № 1. С. 161-164.

23. Гамянин Г.Н. Минералого-генетические аспекты золотого оруденения Верхояно-Колымских мезозоид . М.: ГЕОС, 2001. 222с.

24. Геохимия гидротермальных рудных месторождений. М.: Мир, 1982.

25. Годовиков A.A., Ильяшева H.A. Особенности состава блеклых руд // Изв. АН СССР. Сер. геология. 1972. №5. С. 71-83.

26. Еремин Н.И. Дифференциация вулканогенного сульфидного оруденения. М.: Изд-во МГУ, 1983. 256 с.

27. Зайков В.В. Генетическая разновидность палеозойских кремнистых пород Северных Мугоджар // Докл. АН СССР. Т. 282. № 5. 1985. С. 1206-1209.

28. Зайков В.В., Масленников В.В., Зайкова Е.В., Херрингтон Р. Рудно-формационный и рудно-фациальный анализ колчеданных месторождений Уральского палеоокеана // Миасс: ИМин УрО РАН. 2002. 314 с.

29. Злотник-Хоткевич А.Г. Условия формирования руд колчеданных месторождений в вулканогенных геосинклиналях: Автореф. дис. докт. геол.-минерал. наук. М. ЦНИГРИ. 1986. 47с.

30. Иванов К.С. Геодинамическое развитие Урала с рифея по триас // Металлогения и геодинамика Урала. Тезисы докладов III Всеуральского металлогенического совещания. Екатеринбург. 2000. С. 48-51.

31. Иванов С.Н., Иванов К.С., Пучков В.Н. Формирование структур Южного Урала в палеозое. // Доклады Академии Наук СССР. т. 285. № 1. Москва. Наука. 1985. С. 177-180.

32. Иванов С.Н., Краснобаев A.A., Русин А.И. Проблемы геологии докембрия Урала //Геология и палеонтология Урала. Свердловск. 1986. С. 50-68.

33. Иванов С.Н., Курицина Г.А., Ходалевич H.A. Новые данные о генезисе колчеданных месторождений Урала. // Международный Геологический

34. Конгресс, XXI сессия. Доклады Советских геологов. Москва. Недра. 1960. С. 100-107.

35. Ильясов Г.С., Аржавитин П.В. Петрографические и петрохимические особенности рудовмещающих пород медноколчеданного месторождения им. XIX Партсъезда. // Геол.-мин. особенности меднорудных месторождений Южного Урала. Уфа. 1962. С. 3-23.

36. Исмагилов М.И. Особенности минерального состава, структур и текстур руд колчеданного месторождения им. XIX Партсъезда // Геол.-мин. особенности меднорудных месторождений Южного Урала. Уфа. 1962. С. 23-43.

37. Карпухина B.C., Баранов Э.Н. Физико-химические условия формирования колчеданных месторождений Верхнеуральского рудого района, Южный Урал. // Геохимия. 1995. № 1. С. 48-63.

38. Ковалев K.P., Гаськов И.В., Перцева А.П. Изотопный состав серы колчеданно-полиметаллических руд месторождений азиатской части России. // Геология руд. месторождений. 2000. Т. 42. № 2. с. 83-112.

39. Кривцов А.И., Минина О.В., Волчков А.Г., Абрамова Е.Е., Гричук Д.В., Ельянова Е.А. Месторождения колчеданного семейства // М.: ЦНИГРИ. 2002. 282 с.

40. Масленников В.В. Седиментогенез, гальмиролиз и экология колчеданоносных палеогидротермальных полей (на примере Южного Урала). Миасс: ИМин УрО РАН, 1999. 348 с.

41. Медноколчеданные месторождения Урала: Геологическое строение // Прокин В.А., Серавкин И.Б., Буслаев Ф.П. и др. Свердловск: УрО АН СССР, 1988. 241 с.

42. Медноколчеданные месторождения Урала: Условия формирования // Прокин В.А., Серавкин И.Б., Буслаев Ф.П. и др. Екатеринбург: УрО РАН, 1992. 312 с.

43. Мещанинов Ф.В., Василенко В.Н. Признаки коллоидно-дисперсионного рудо образования на колчеданных месторождениях Урала // Металлогения древних и современных океанов 96. Миасс: ИМин УРО РАН. 1996. С.131-135.

44. Мозгова H.H., Цепин А.И. Блеклые руды. М.: Наука, 1983. 280с.

45. Николаева Л. А. Особенности самородного золота. М.: Труды ЦНИГРИД967.

46. Новгородова М.И., Цепин А.И., Шепелев В.М. Состав самородного золота из медноколчеданных месторождений Южного Урала. // Новое в минералогических исследованиях (Сборник трудов). Москва. 1976. С. 63-65.

47. Новоселов К.А. Коллоидные текстуры руд Александринского месторождения (Южный Урал). // Известия Челябинского науч. центра. Вып.1. 1998. С. 31-35.

48. Новоселов К.А. О находке концентрически-зональных текстур в рудах Александринского месторождения (Южный Урал). // Металлогения древних и современных океанов 98. Миасс: ИМин УРО РАН. 1998. С.82-84.

49. Павлишин В.И., Жабин А.Г., Китаенко А.Э. Типоморфизм и поисково-оценочное значение пирита (пиритометрический метод в минералогии) // Киев. УкрГГРИ. 2004. 160 с.

50. Панов Б.С. О галените и сфалерите в известняках из окрестностей села Раздольного (Каракуба) в Донецком бассейне. // Вопросы минералогии осадочных образований. Кн. 8. ЛГУ им. И. Франко. 1970. С.73-79.

51. Петровская Н. В., Новгородова М.И. Неоднородность самородного золота и вопросы стабильности природных твердых растворов минералов // Неоднородность минералов и рост кристаллов. Материалы XI съезда ММА. Москва. Наука. 1980. С. 77-86.

52. Петровская Н. В., Фасталович А. И. Морфология и структура самородного золота//Материалы по минералогии золота. Москва. 1952.

53. Покровский Б. Г. Коровая контаминация мантийных магм по данным изотопной геохимии. М: Наука, 2000.

54. Покровская И.В., Митряева Н.М., Лухтанова М.Г., Чекалова К.А., Привар Л.Д. Опыт минералогического картирования на месторождениях Рудного Алтая // Известия АН КазССР. Серия геологическая. 1982. № 6. С. 21-30.

55. Пучков В.Н. Важнейшие закономерные и индивидуальные черты геологической эволюции Урала и сопредельных территорий // Литосфера. №1. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН. 2001. С. 15-32.

56. Пшеничный Г.Н. Гипогенный борнит и его минеральные парагенезисы в рудах колчеданных месторождений Южного Урала // Новые и малоизученные минералы и минеральные ассоциации Урала. Свердловск. 1986. С. 125-127.

57. Пшеничный Г.Н. Карбонаты Узельгинского медноколчеданного месторождения, их состав и парагенезисы // Вопросы минералогии и геохимии руд и горных пород Южного Урала. Уфа. 1976. С. 32-39.

58. Пшеничный Г.Н. Текстуры и структуры руд месторождений колчеданной формации южного Урала. М.: Наука, 1984. 208 с.

59. Рай Р. и Омото X. Обзор исследований изотопов серы и углерода применительно к проблеме генезиса руд. // В сборнике статей «Стабильные изотопы и проблемы рудообразования» Москва. Изд-во «Мир». 1977. С. 175-213.

60. Рамдор П. Рудные минералы и их срастания. М.: Изд-во иностранной литературы, 1962. 1132 с.

61. Рёддер Э. Флюидные включения в минералах. М.: Мир, 1987.

62. Сафина Н.П., Аюпова Н.Р. Золото в сульфидных рудах Талганского медно-цинково-колчеданного месторождения (Южный Урал) // Минералогия Урала. Том 2. Миасс: ИМин УрО РАН, 2003. С. 7-10.

63. Семенов И.В. Палеоокеанический спрединговый вулканизм Урала и реконструкция параметров Уральского палеозойского океана. Екатеринбург: УрО РАН, 2000. 362 с.

64. Серавкин И.Б., Знаменский С.Е., Косарев A.M., Рыкус М.В., Салихов Д.Н., Сначев В.И., Мосейчук В.М. Вулканогенная металлогения Южного Урала. М.: Наука. 1994. 160 с.

65. Серавкин И.Б., Пирожок П.И., Скуратов В.Н. Минеральные ресурсы Учалинского горно-обогатительного комбината. Уфа: Башк. кн. Изд, 1994. 328 с.

66. Система геологических наблюдений при прогнозе и поисках месторождений колчеданных руд // Под ред. Бородаевской М.Б., Горжевского Д.И., Ручкина Г.В. М.: ЦНИГРИ. 1992. 225 с.

67. Скрипченко Н.С. Гидротермально-осадочные сульфидные руды базальтоидных формаций. М.: Наука, 1972. 217 с.

68. Смирнов В.И. Геология полезных ископаемых. М.: Недра, 1982.

69. Смирнов В.И. Соотношение эндогенного и экзогенного рудообразования в субмаринных и вулканогенных геосинклинальных комплексах // В кн. «Проблемы генезиса руд». Москва. Недра. 1964.

70. Старостин В.И. Геодинамика и петрофизика рудных полей // М.: Недра. 1984. 205с.

71. Старостин В.И. Палеотектонические режимы и механизмы формирования рудных месторождений // М.: Недра. 1988. 256 с.

72. Старостин В.И. Структурно-петрофизический анализ эндогенных рудных полей //М.: Недра. 1979.240 с.

73. Старостин В.И., Дороговин Б.А., Лычаков В.А. Роль сульфидных расплавов в формировании колчеданно-полиметаллических месторождений Рудного Алтая // Доклады АН. 1979. Т. 245. № 4. С. 933-937.

74. Старостин В.И., Иванчук П.П., Сандомирский С.А. Роль гидравлической тектоники в формировании рудоносных купольных структур // Доклады АН. 1979. Т. 244. № 3. С. 695-698.

75. Старостин В.И., Игнатов П.А. Геология полезных ископаемых. М.: Изд-во МГУ, 1997.

76. Талдыкин С.И., Гончарик Н.Ф., Еникеева, Розина Б.Б. Атлас структур и текстур руд. М.: Госгеолтехиздат, 1954. 267 с.

77. Тейлор Х.П. Применение изотопии кислорода и водорода к проблемам гидротермального изменения вмещающих пород и рудообразования. // В сборнике статей «Стабильные изотопы и проблемы рудообразования». М.: Изд-во «Мир». 1977. С. 213-298.

78. Теленков О.С., Масленников В.В. Автоматизированная экспертная система типизации кремнисто-железистых отложений палеогидротермальных полей Южного Урала. Миасс: Изд-во ИМин УрО РАН, 1995. 199с.

79. Требухин B.C., Ширай Е.П. Реконструкция палеовулканических структур Учалинского и Верхнеуральского рудных районов // Руды и металлы. 1994. № 315. С. 81-88.

80. Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир, 1989.

81. Франклин Дж.М., Лайдон Дж.У., Сангстер Д.Ф. Колчеданные месторождения вулканической ассоциации // Генезис руд. месторождений. М.: Мир, 1984. С. 39252.

82. Чепрасов Б.Л., Покровская И.В., Ковриго O.A. О полигенном характере оруденения Риддер-Сокольного месторождения // Геология рудн. месторождений. 1972. Т. XIV. № 6. С. 30-58.

83. Шадлун Т.Н., Добровольская М.Г. Тесктуры и структуры руд как показатели процессов рудообразования // Записки Всесоюзного минералогического общества, ч. CXVI. Вып. 2. 1987. С. 151-162.

84. Шарфман B.C. Палеовулканические реконструкции. М.: Недра, 1989. 215 с.

85. Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Геология и геодинамика Южного Урала (опыт геодинамического картирования). Екатеринбург: УрО РАН, 1998. 204 с.

86. Ярош П.Я. Первичные формы выделения пирита в стратифицированных сульфидных месторождениях Озерном (Бурятия) и Жайрем (Центральный Казахстан) // Ежегодник-72. Ин-т. Геологии и геихимии УНЦ РАН СССР. Свердловск. 1973. С. 176-180.

87. Ярош П.Я., Буслаев Ф.П. Структуры руд и история формирования рудных агрегатов Узельгинского месторождения. Свердловск: УНЦ РАН СССР, 1985. 100 с.

88. Ashley P.M. Geochemistry and mineralogy of tephroite-bearing rocks from the Hoskins manganese mine, New South Wales, Australia // Neues Jahrbuch Miner. Abb. 1989. V. 161. P. 85-111.

89. Barriga F.J.A.S. and Fyfe W.S. Giant pyretic base-metal deposit: the example of Feitais (Aljustrel, Portugal) // Chemical Geology. 1988. V. 69. № 3/4. P. 331-343.

90. Barton P.B.Jr., Bethke P.M. Chalcopyrite disease in sphalerite: Pathology and epidemiology. //Am. Mineralogist. 1987. V. 172. P. 451^167.

91. Bortnikov N.S., Genkin A.D., Dobrovol'skaya M.G. Muravitskaya G.N., Filimonova A.A. The nature of chalcopyrite inclusions in sphalerite: Exsolution, coprecipitation, or "disease"? // A repley Econ. Geol. 1992. V. 87. № 4. P. 1192-1193.

92. Bortnikov N.S., Genkin A.D., Dobrovol'skaya M.G. Muravitskaya G.N., Filimonova A.A. The nature of chalcopyrite inclusions in sphalerite: Exsolution, coprecipitation, or disease?//Econ. Geol. 1991. V. 86. №> 5.

93. Bottinga, Y. Calculation of fractionation factors for carbon and oxygen isotopic exchange in the system calcite-carbon dioxide-water // J. Phys. Chem. 72. 1968. p. 800-808.

94. Doyle M.G., Allen R. L. Subsea-floor replacement in volcanic-hosted massive sulfide deposits // Ore Geol. Reviews. 2003. V. 23. P. 183-222.

95. Doyle M.G., Huston D.L. The subsea-floor replacement origin of the Ordovician Highway-Reward VMS deposit, Mount Windsor Subprovince, northern Queensland // Econ. Geol. 1999. V. 94. P. 825-844.

96. Doyle Mark G., Allen Rodney L. Subsea-floor replacement in volcanic-hosted massive sulfide deposits // Ore Geology Reviews. 2003. V. 23. P. 183-222.

97. Eldridge C.S., Barton Jr.P.B., Ohmoto H. Mineral textures and their bearing on formation of the Kuroko orebodies // Econ. Geol. Monog. 1983. V. 5. P. 241-281.

98. Franklin J.M., Gibson H.L., Jonasson I.R., Gallry A.G. Volcanogenic massive sulfide deposits // Econ. Geol. 100th anniversary volume. Colorado: Society of Econ. Geol. 2005. P. 523-560.

99. Galley A.G., Bailes A.H.,Xitzler G. Geological setting and hydrothermal evolution of the Chisel Lake and North Chisel Zn-Pb-Cu-Ag-Au massive sulfide deposits, Snow Lake, Manitoba // Exploration and Mining Geology. 1993. V. 2. P. 271-295.

100. Gamberi F., Marani M.P., Parr J.M., Binns R.A. Subseafloor mineralisation at the Panarea shallow-water platform, Aeolian volcanic arc, Italy // Mineral Deposits: processes to processing. Balkema: Brookfield. 1999. P. 499-502.

101. Gibson H.L., Kerr D.J. Giant volcanic-associated massive sulfide deposits with emphasis on Archaean deposits // Giant ore deposits. Society of Econ. Geol. Special Publ. 1993. V. 2. P. 319-348.

102. Goodfellow W.D., Franklin J.M. Geology, mineralogy, and chemistry of sedimenthosted clastic massive sulfides in shallow cores, Middle Valley, Northern Juan de Fuca Ridge // Econ. Geol. 1993. V. 88. P. 2037-2068.

103. Hannington M.D., Bleeker W., Kjarsgaard I. Sulfide mineralogy, geochemistry and ore genesis of the Kidd Creek deposit: Part I. North, Central, and South orebodies // Econ. Geol. Monog. 1999. V. 10. P. 163-224.

104. Hannington M.D., deRonde Cornel E.J., Petersen S. Sea-floor tectonics and submarine hydrothermal systems // Econ. Geol. 100th anniversary volume. Colorado: Society of Econ. Geol. 2005. P. 111-141.

105. Haymon R. M., Kastner M. Hot spring deposits on the East Pacific Rise at 21° N: Preliminary description of mineralogy and genesis // Earth and Planet. Sci. Lett. 1981. V. 53. №3. P. 363-381.

106. Large R.R. Australian volcanic-hosted massive sulfide deposits: features, styles, and genetic models //Econ. Geol. 1992. V. 87. P. 471-510.

107. Large R.R. Chemical evolution and zonation of massive sulfide deposits in volcanic terrains //Econ. Geol. 1977. V. 72. P. 549-572.

108. Li YB, Liu JM Calculation of sulfur isotope fractionation in sulfides. // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2006. V. 70. P. 1789-1795.

109. Love L.G. Biogenetic primary of the Permian Kupfershifer and Marl Slate // Econ. Geol. 1962. V. 57. P. 350-366.

110. Lydon J.W. Volcanogenic massive sulphide deposits: Part 2. Genetic models // Geoscience Canada. 1988. V. 15. P. 43-65.

111. Mann S. Spark N.H.C. et al. Biomineralization of fettimagnetic grigite (Fe3S4) and iron pyrite (FeS2) in magnetotactic bacterium // Nature. 1990. V. 343. P. 258-26.

112. Miller J.W., Craig J.R. Tetrahedrite-tennantite series compositional variations in the Cofer Deposit, Minral District, Virginia // American Mineralogist. 1983. V. 68. P. 227-234.

113. Ohmoto H., Skinner B.J. The Kuroko and related volcanichosted massive sulfide deposits: introduction and summary of new findings // Econ. Geol. Monog. 1983. V. 5. P. 1-8.

114. Ohmoto, H. & Rye, R. O. Isotope of sulfur and carbon, in Barnes, H. L. Ed. // Geochemestry of Hydrothermal deposits, John Wiley & Sons. 1979. P. 509-567.

115. Pisutha-Arnond V., Ohmoto H. Thermal histroy, and chemical and isotopic compositions of the ore-forming fluids responsible for the Kuroko massive sulfide deposits in the Hokuroku district of Japan // Econ. Geol. Monog. 1983. V. 5. P. 523558.

116. Roedder E. The noncollooidal origin of "collform" textures in sphalerite ores // Econ. Geol. V. 63. № 5. 1968. P. 451-471.

117. Rona P.A. Hydrothermal mineralization at seafloor spreading centres // Earth Science Reviews. 1984. V. 20. P. 1-104.

118. Sakai H., Des Marias D.J., Ueda A., Moore J.G. Concentrations and isotope ratios of carbon, nitrogen and sulfur in ocean floor basalts // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1984. V. 48. № 12. 3282-3294.

119. Sakai H., Des Marias D.J., Ueda A., Moore J.G. Concentrations and isotope ratios of carbon, nitrogen and sulfur in ocean floor basalts // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1984. V. 48. № 12. 3282-3294.

120. Shanks W.C.III. Seyfried W.E., Jr. Stable isotope studies of vent fluids and chimney minerals. Southern Juan de Fuca Ridge: Sodium metasomatism and seawater sulfate reduction // Journal of Geophysical Research. 1987. V. 92. № Bll. 11387-11399.

121. Shanks W.C.III. Seyfried W.E., Jr. Stable isotope studies of vent fluids and chimney minerals. Southern Juan de Fuca Ridge: sodium metasomatism and seawater sulfate reduction // J. of Geophysical Research. 1987. V. 92. № B11. P. 11387-11399.

122. Sheppard, S.M.F. and Schwarcz, H.P. Fractionation of carbon and oxygen isotopes and magnesium between coexisting metamorphic calcite and dolomite. // Contrib. Mineral. Petrol. 1970. V. 26. P. 161-198.

123. Solomon M., Walshe J.L. The formation of massive sulfide deposits on the sea-floor // Econ. Geol. 1979. V. 74. P. 797-813.

124. Zheng Y.-F. Oxygen isotope fractionation in carbonate and sulfate minerals. // Geochemical Journal. 1999. V. 33. P. 109-126.

Информация о работе

Амплиева, Елена Евгеньевна
кандидата геолого-минералогических наук
Москва, 2008
ВАК 25.00.11

Диссертация

Геологическое строение, минералого-геохимические особенности и условия образования Талганского колчеданного месторождения, Южный Урал - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы