Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Минералого-геохимические особенности золотого оруденения в доверхнепавловских образованиях Украинских Карпат (Раховское рудное поле)

ВАК РФ 04.00.20, Минералогия, кристаллография

Автореферат диссертации по теме "Минералого-геохимические особенности золотого оруденения в доверхнепавловских образованиях Украинских Карпат (Раховское рудное поле)"

РГ6 од

1

ТЗЕННЬЫ УНШЕРСИТЕТ им..1?АКл,

пз. правах росписи У ¿К 553А1: 55с,4(^77.3")

СТЕПАН СБ З.ШЖФ Ь №05114

МШ5РАЛ0Г0-ГЕ0ЛИМ:Н£СаНЕ ОСОБЕННОСТИ ЗОЛОТОГО 'РУдЕЬЕНИл 3 ДО-сЗЕРХНЕПАЛЕ050 чСЬСИХ МЕТАМОР^ЯЕСКМ ОЕРАэОоАНИг.Х УКРАШСАИХ КАРПАТ ( Раховское рудное поде )

Специальность СЛ.00.20 - минералогия, кристаллография

Автореферат

диссеотации на соискание ученое степени кандидата гэолого-минерадогических наук

ЛЫОо - 1593

Работа выполнена на кафедре минералогии геологического факультета Львовского государственного университета им. И.Франко

Научны* руководитель: доктор геолого-минералогических наук,

про?ессор О.И.Матковскии

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

B.М.,Давыденко (ЖТГИ АН Украины,г.Львов)

кандидат геолого-минералогических наук

C.А.Галий (ИГФМ АН Украины, г.Киев)

Ведущая организация: Производственное геологическое объединение "Запукргеология"

_часов

специализированного совета * Д. 068.26.04 при Львовском государственном университете.

, .-.Ту

Защита состоится "2,' " 1993г. в 1Ь час

на заседании специализированного совета * Д. 068.26.С

Адрес: 250005, г.Львов-5, ул.Грушевского, 4, аудитория 219

С диссертацией можно ознакомиться в научнол библиотеке Львовского государственного университета (г.Львов, ул.,Драгома-нова, 5)

Автореферат разослан " "маМ^лА. 1993т

1

Ученый секретарь специализированного совета, кандидат геолого-минерадогических наук ' Е.М.Сливко

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность темы В последнее десятилетие, благодаря проведению геолого-пошсковых, геологоразведочных и научно-исследовательских работ, в Закарпатье получен большой фактический материал, свидетельствующий о широком развитии коренного золота в древних метаморфических породах северо-западного окончания Мармарошского массива. Вместе с тем, в настоящее время остаются дискуссионными и во многом не решенными вопросы, касающиеся перспективности и генетической природы золотого оруденения. В решении этих спорных вопросов актуальное значение приобретают минералого-геохимические исследования, которые дают как наиболее объективную информацию об условиях формирования золотого оруденения, так и могут быть использованы при прогнозировании, поисках и оценке этого оруденения.

Цель работы - изучение минералого-геохимических особенностей рудоносных метаморфических пород для выяснения условий формирования золотого оруденения.

Задачи исследований; I) Изучение минералого-петрографических, геохимических и термометрических особенностей пород, содержащих и не содержащих золоторудную минерализацию; 2) Установление типо-морфных особенностей основных породообразующих, акцессорных и ру-дообразующих минералов, в том числе минералов-спутников самородного золота; 3) выделение продуктивных рудных минеральных ассоциаций и установление стадийности рудообразования; 4) разработка минералого-геохимических поисковых признаков золотого оруденения

Научная новизна работы: впервые проведено комплексное изучение минералого-петрографических, геохимических, физико-химических особенностей метаморфических пород, содержащих золоторудную минерализацию, выделены наиболее перспективные, дня локализации золотого оруденения породы, определены типоморфные особенности самородного золота и его минералов-спутников, выявлены'продуктивные золоторудные минеральные ассоциации и стадийность рудообразования; впервые установлены три морфологических типа пирита, моноклинная и гексагональная модификации пирротина, а также теллуриды свинца (алтаит) и серебра (гессит), разработаны минералого-геохимические поисковые признаки золотого оруденения.

Практическая ценность работы. Установленные минералого-геохимические признаки могут служить определяющими поисковыми критериями при оценке и прогнозировании золотого ооуленения в метамоо-

фических породах Раховского рудного поля. Соответствующие рекомендации приняты к реализации Закарпатской ГРЭ ПГО "Запукргеология" (акт внедрения ^505 от 27.02.87г.)

Основные защищаемые положения: I) Золоторудная минерализация в доверхнепалеозойских метаморфических образованиях связана с гидротермально измененными породами мусковит (серицит^доломит-кварцевого и серицит-кварцевого состава; 2) Типоморфные свойства породообразующих и рудообразующих минералов,-входящих в состав рудоносных пород, являются важными индикаторами для выделения продуктивных золоторудных минеральных ассоциаций; 3) Золоторудная минерализация имеет метаморфогенно-гидротермальный генезис и сформировалась в результате трехстадийного процесса (зодото-кварцзвого, золото-кварц-сульфидно-теллурвдного, золото-кварц-слюдистого); 4) Прямыми поисковыми признаками золотого оруденения являются:

а) гидротермально измененные породы с характерными для них петро-химической ( 5Ю2- С02-К20), геохимической ( Си тЪп- РБ-Аз-Ид-Аф и золото-кварц-суяьфидно-теллуриднои минеральной ассоциациями,

б) рудоносный кварц, содержащий первично-вторичные газово»жцдкие включения с-СОг, температура гомогенизации которых 270-200°С, де-крвпитации 380-320 и 260-180°С, а в газовой и флюидной составляют щих включений преобладают а также характеризующийся индуцированной термолюминесцвнцией в интервалах температур: 180-140°С, 270-230°С, 340-300°С и дополнительными областями поглощения в диапазоне 2360*2390 см" на ИК-спект.рах,

в) наличие магнеэиально-желеэистых карбонатов анкерит-доломитового состава, мусковита политипа 1М, совместное нахождение трех морфологических разновидностей пирита, моноклинной модификации пирротина, а также алтаита и гессита.

Фактический материал собран автором в течение работы на кафедре минералогии ЛГУ (1974-1978г.г.), в Отраслевой НИЛ вещественного состава рудоносных формаций (1979-1989г.г.) и обучения в аспирантуре (1980-1984г.г.) под руководством доктора геол.-миы. наук, профессора О.И.Матковского. В работе проанализированы материалы геологических исследований, выполненных коллективом Раховской ГРП, Закарпатской ГРЭ, а также отобран и изучен каменный материал по 30 скважинам и 50 горным выработкам, включая два штольневых горизонта. В процессе работы изучено около 1500 шлифов, 1000 анилифов, 500 прозрачных пластинок, проанализировано 500 протолочных проб. Ьыпол-

йены и проинтерпретированы следующие виды анализов горных пород и отдельных минералов: спектральный полуколичественный - 500, полный силикатный химический - более 150, термический - 500, рентгеновски* - около 200, Ш-спектральный - около 100, микрозондовый

- 30, лазерный микроспектральный -50, термолюминесцентный - 70, декрепитационный - около 150, определение температур гомогенизации

- около 2000, определение ТЭД>1500, определение изотопного состава серы и углерода - 50, определение твердости - около 5000, опре-г.. деление отражательной способности - 200, определение состава солянокислых и водных вытяжек - около 50 и др.

. Проведена математическая обработка результатов спектральных полуколичественных и полных силикатных химических анализов горных пород, включая расчет статистических параметров, корреляционный и факторный анализы.

Аналитические работы выполнены в лабораториях ЛГУ, ИГГГИ АН Украины (гЛьвов), ИГ$М АН Украины (г.Киев), Закарпатской ГРЭ (г.Берегово).

Апробация работы. Основные положения диссертации изложены в 20 печатных работах и трех производственных отчетах; отдельные ее разделы и положения докладывались на XI и XIII конгрессах Кар-пато-Банканской геологической ассоциации (г.Киев, 1977г., г.Краков, 1985г.), У1 и УН Всесоюзных совещаниях по термобарогеохи-мии и геохимии рудообразующих флюидов (г.Владивосток, 1978г., г. Дьвов, 1985г.), Конференции молодых ученых ИГй (г.Киев, 1981г.), II и III конференциях молодых ученых и специалистов ИГГГИ АН УССР (г.Львов, 1981г., 1984г.), Научной сессии УМО "Проблемы региональной минералогии" (г.Мукачево, 1982г.), 1У и У Всесоюзных совещаниях по проблеме "Метаморфогенное рудообразование низких фаций метаморфизма складчатых областей фанерозоя" (г.Винница, 1982г., г.Львов, 1986г.), III Всесоюзном минералогическом семинаре (г.Свердловск-Миасс, 1983г.), УН съезде Всесоюзного минералогического общества (г.Ленинград, 1987г.), 1У Всесоюзном совещании "Теория и практика геохимических поисков в современных условиях" (г.Ужгород, 1988г.), Всесоюзном совещании по рентгенографии минеральной сырья (г.Свердловск-Миасс, 1989г.), а.также на ежегодных научных конференциях преподавателей и сотрудников геологического факультета ЛГУ.

Объем работы'. Диссертация состоит из введения, 5 глав и зак-

.лючения, изложенных на страницах машинописного текста и

сопровождается 52 таблицами, 44 рисунками и списком литературы (228 наимзнований), За постоянную поддержку, ценные советы и замечания автор искренне благодарит научного руководителя, профессора О.И.Матковского, а также доцента А.А.псинскую, кандидатов геол.-минер, наук Е.М.Сливко, Э.А.йнчука и Ю.Н.Андреева. Автор весьма признателен кандидатам геол.-минер.наук Ь.И.Смирнову, У.И.Феношиной, Б.С.Мельникову, Н.К.Ширинбекову, научному сотруднику А.Р.Литвиновичу, инженеру А.о.Ломакиной, а также геологам Раховской ГРП и всем сотрудникам кафедры минералогии ЛГ/ за помощь, консультации, содействие при сборе материала, написании- и оформлении работы.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ.

В первой главе диссертации рассматриваются основные черты теологического строения, магматизма и метаморфизма пород фундамента северо-западного окончания Мармарошского массива, о геологическом строении северо-западного окончания Мармарошского массива выделяются две крупные структурные единицы: Ьелопотокская и дело-вецкая, мевду которыми отмечается как стратиграфическое, так и тектоническое несогласие, что обусловлено влиянием закарпатского глубинного разлома, мевду двумя ветвями которого заключен массив. Исходя из сопоставления существующих схем стратиграфического расчленения фундамента украинское части Мармарошского массива, с учетом данных по стратиграфии аналогичных образований на смежной территории Румынии выделенные структурные единицы состоят из разновозрастных комплексов пород: нижнего (белопотокского) и верхнего (деловецкого). о стратифицируемые толщи белопотокского комплекса объединяются породы гнеисово-сланцевои (белопотокскои) и кварцито-гнеисово-сланцевои (бутинскол) свит. Обе свиты достоверно установлены в сезеро-западиэл части Мармарошского массива, гдз они слагают центральные части брахиантиклинальных структур. .

ьелопотокская _свита_ (600-700 м) условно, подразделяется на две поДсвиты. Нижняя сложена крупнозернистыми двуслюдяными и мус-ковитовыми плагиогнеисами, чередующимися со слюдяными сланцами, среди которых встречаются пластообразные тела амфиболитов и про-

слои амфиболовых сланцев. В верхней подсвите преобладают гнейсы с микроклином при подчиненном развитии слюдяных сланцев и амфиболитов.

Бутинская свита (320-340м) сложена слюдяными и кварцитовы-ми сланцами, окварцованными плагиогнейсами. В нижнее части разреза свиты преобладают плагиогнелсы и кварцитовые сланцы, в верхней - мусковитовые сланцы.

Породы верхнего (делрвецкого) комплекса составляют основную часть разреза доверхнепалеозолско« группы в пределах северо-западного окончания Мармароиюкого массива. Стратифицируемые тощи этого комплекса расчленяются на три свиты: сланцево-кварцито-карбс-натную (бредецельская свита, нижнедеиовецкая подсвита, по А.А.Волошину ,1981), порфироидно-сланцевую (среднеделовецкая иверхнеде-, ловецкая подсвиты, по А.А.Волошину,1981) икварцито-сланцевую.

Сланцево-ква£Цито-ка£бонатная свита (65С-ТООО м) сложена слюдисто-хлоритовыми,.слюдистыми, хлорит-кварцевыми, серицит-кварцевымй, слюдисто-карбонатными сланцами. Подчиненное значение имеют сланцы основного состава, мрамора и кварциты. В верхней части свиты прослеживаются линзы (мощность 5-18 м) и горизонты (мощность 60-80 м) карбонатных пород. Основные типы пород-либо чередуются между собой, либо образуют взаимные переходы по простиранию.

Порфироидно-спанцевая свита (350-650 м) отличается непостоянством строения, что выражается в резких изменениях'мощности, качественного состава и количественных соотношений слагающих пород. Ведущая роль в ее составе принадлежит метаэффузивам, причем в низах свиты преобладают порфироиды, а в верхах - туФоиды..

Кварцито2Сланцевая_свита_ (400-650 м) венчает разрез деловец-кого комплекса. Характерной - особенностью свиты является довольно ритмичное переслаивание кварцитов и сланцев с постепенным возрастанием роли кварцитов в верхних частях разреза.

о составе доверхнепалеозойских пород северо-западного окончания Кармарошского массива значительную роль Играют магматические образования. В белопотокском комплексе изверженные породы представлены образованиями основного.(амфиболиты) и кислого (гнел-со-граниты/воркикового типа) состава. Более широко развиты извер-;;е-!ние порода в целовецком комплексе, которые объединяются в четыре груши: 1.:отаюо..,:йованну-з амфиболиты и основные ортосланцы,

2) метаэффузивы кислого состава и связанные с ними интрузивные тела порфироидных гнейсов, 3) гранито-гнейсы нормального состава (типа Рарзу-Черный Див), 4) плагиограниты.

Взгляды на.эзолюцию метаморфических процесЛв, обусловивших возникновение пород Фундамента, противоречивы. Совокупность имеющихся петрологических и геохронологических данных позволяет нам остановиться на одном из вариантов метаморфической истории пород Мармарошского массива, который подразумевает двухкратный метаморфизм суперкрустальных толщ белопотокского и деловецкого комплексов (Матковский, 1975). Первый цикл прогрессивного регионального метаморфизма (525 + 9 млн. лет) был связан с ассинтскои складчатостью и проходил в условиях эпидот-амфиболитовой фации после накопления терригенных пород белопотокского комплекса, второй (300330 млн. лет) - связан с зеленосланцевым метаморфизмом осадочно-вулканогенных пород деловецкого'комплекса. В Формировании мета- • ' морфических- пород каждого цикла выделяется два этапа: становления и преобразования. Этап становления включает в себя две стадии регионального метаморфизма:.прогрессивную, или собственно метаморфическую (в условиях возрастающей температуры) и непосредственно за нел идущую-(в условиях падающёй температуры) регрессивную, или постметаморфическую (метаморфогенно-гидротермальную). К этапу преобразования относятся различные, преимущественно локальные диа* фторические, катакластические и другие изменения, обусловленные более молодыми тектоническими нарушениями и магматической деятельностью.

Во второй главе рассматривается геолого-структурная позиция золотого оруденения. Метаморфические породы, с которыми пространственно связано золотое оруденение, составляют основную часть разреза в Деловецком структурном комплексе и приурочены к различным стратиграфическим подразделениям.

Наиболее древние поводы, содержащие золоторудную минерализацию, установлены на рудопроявлении Сауляк. Рудопроявление приурочено к юго-западному крылу Бредецельской брахиантиклинали. Ведущую роль в его формировании сыграл Закарпатскил глубинный разлом, связанная с ним в герцинское время активизация динамометаморфичес-ких процессов и образование продольных и поперечных тектонических структур, к числу которых относится Саулякская зона рассланцевания в породах бредецельской свиты. В составе свиты, мощность которой

достигает 420 м, преобладают грубослоистые, узловатые кварц-серицит-хлоритовые сланцы, местами биотит-мусковитсодержащие, иногда с гранатом, среди которых встречаются прослои плагиогнеюов, кварцитов, амфиболитов, вещественный состав свиты, ее пространственное положение представляют интерес в связи с тем, что в ней выделяется толща тонкополосчатых пород (мощность 40-60 м, протяженность до 700 м), содержащих прожилково-вкрапленную золото-суяьфид-ную минерализацию (рудоносная толща). Породы толщи имеют тектонические контакты с вмещающими отложениями-, которые трассируются темно-серыми иилон/тами, выполняющими зоны дробления мощностью до 3,4 м. На тектоническом шве залегают прослои углистых сланцев и кварцитов (мощность 1-5 м), выше отмечаются биотитсодержащие сланцы (мощность 10-25 м) с прослоями кварц-мусковит-хлоритовых, серицит-хлоритовых сланцев, которые вверх по разрезу сменяются мелкозернистыми серицитовыми кварцитами и кварцитосланцами. Примерно в центральной части толщи залегают кварц-карбонатные породы (.мощность [0-20 м, протяженность 250-300 м), устойчиво прослеживающиеся среди кварц-слюдистых сланцев в виде субсогласных пластовых залежей и линзовидных тел, которые перекрываются карбонатсодержа--ими сланцами с жилами и линзами рудоносного кварца, золоторудная минерализация отмечается также в кварц-карбонатных породах и кар-бонатсодержащих сланцах. Рудные тела приурочены к ослабленным зонам и полостям приоткрывания, возникшим при складкообразовании на границе кварц-карбонатных пород и кварц-слюдистых сланцев, ¿орма их линелно-вытянутая, залегание пологое. Кварцевожильные тела, где сосредоточена основная золоторудная минерализация, по Форме представляют собой лентовидные или четковидные залежи протяженностью до 40 м и мощностью до 0,5-0,7 м. Контакты жильных тел суосогла-сны с вмещающими породами. Ё местах развития складок они практически всегда повторяют изгибы вмещающих пород. Часто жилы, особенно в замках складок, разбиты системой трещин на отдельные блоки, смещенные относительно друг друга. При общем неравномерном распределении золота внутри кварцевожильных тел отмечается обога-цение золотом приконтактных участков.

Стратиграфически выае выделяется рудопроявление Тукало, приуроченное к породам среднеделовецкои подсвиты. Породы'представлены ^¿леновато-серыми ^варц-хлорит-слюдистыми сланцами, реже отмечаются кзарц-карбонатные, существенно кварцевые породы и метавулканиты

кислого-основного состава. Непосредственно золотоносными являются интенсивно измененные сланцы, превращенные в слюдисто-кварце-вые метасоматиты, типа серицитовых кварцито-сланцев. Морфологически полоса золотоносных сланцев выделяется в виде согласных с вмещающими породами пластообразных залежей протяженностью около 600 м при мощности от 10 до 30 м и пологопадающих (СВ 20-30°) зон северо-западного простирания мощностью 0,5-17м и длиной в несколько десятков метров. Выделенные зоны, как правило, не имеют четких границ, а отсутствие определенных структурных элементов оруденения делает оконтуривание зон как по простиранию, так и по падению весьма спорным. Основная золоторудная минерализация отмечается в кварцевожильных образованиях и в многочисленных послойных линзующихся кварцевых прожилках. Кварцевоясильные тела с видимым золотом простираются на расстояние до десяти метров, имеют непостоянную мощность с раздувами до 15-20см и пережимами до 5-бсм. Верхнее стратиграфическое положение (из рассматриваемых в регионе) занимает рудопроявлениз Ясенив. Рудопроявление приурочено к . крылу антиклинальной структуры, чзм вызвано моноклинальное, запад -северо-западное падение пород, которые представлены светло-зеле-новато-серымн хлорит-слюдистыми сланцами верхнеделовецкой подсви-ты мощностью 150-200м с прослоями н линзами углистых кварцитов и метаэффузнвов средне-основного состава. Золоторудная минерализация приурочена к зонам сопряжения разломов северо-западного и восток-северо-восточного направления и отмечается в нижней толще пород мощностью 65-70м, которые представлены тонкорассланцованны-ми полевошпаг-серицит-кварцевыми, сланцами с прослойками углистого вещества и с обилием послойных прожилков и линз кварца. Основные рудные теяа - согласно залегающие кварцевые жилы, мощность которых составляет 0,2-1,1м, протяженность - до 14'0м.

В третьей гдаве анализируются минералого-петрографические и петро-геохимические особенности пород, содержащих и не содержащих золоторудную минерализацию.

Установлено, что среди кварц-слюдистых сланцев, не содержащих золоторудную минерализацию, на рудопроявлении Сауляк наиболее распространены серицит-хлоркт-биотит-мусковит-кварцевые разноввд-ности сложенные в основном ($) кварцем (40-50), мусковитом (до 25), биотитом-.(до 15), при подчиненном количестве хлорита (до 10), серицита (до 5), плагиоклаза (1-5). Акцессорные минералы представяе-

ни отдельными зернами, кристаллами и обломками кристаллов циркона, граната, турмалина, апатита, сфена, эпидота. Кварц и слюдистые минералы составляют основную ткань породы и образуют послолно-линзовидные выделения, чередующиеся друг с другом. Кварц представлен неправильно-многоугольными, изометрическими зернами размером 0,1-0,2мм. Мусковит и биотит - удлиненно-волнистыми лейстами размером 0,1-1,5мм, среди которых обычно преобладает мусковит. Хлорит, перицит встречаются локально в виде линзовидно-гнездовидных выдрлений, состоящих из мелких (до 0,02мм) различно ориентированных веретеновидных лейсточек (серицит) и неправильных, амебовидных чешуйчатых агрегатов (хлорит). Плагиоклаз неравномерно распределен в породе, зерна обычно неправильные, частично или полностью замещены серицитом. Акцессорные минералы приурочены к зальбандам слюдистых прослоев, из них наиболее часто встречается гранат, который обычно замещен хлоритом. Среди безрудных сланцев рудопрояв-ленил Тукало и Ясенив преобладают серицит (10уО-мусковит(2С$)-хлорит(30/О-кварцевые(40$) разновидности, в составе которых хлорит и сЬетяые слюды преобладают над кварцем, а биотит встречается в подчиненном количестве. Структура кварц-слюдистых сланцев, не содержащих золоторудную минерализацию, гранолепидобвастовая, текстура-сланцеватая.

Рудоносные_ква£ц-с4юдистые сланцы существенно отличаются от безрудных как по количественному соотношению минералов, так и по структурно-текстурным особенностям. На рудопроявяении Сауляк они представлены карбонатсодержащими разновидностями, среди которых наиболее распространены полевошпат(5$)-мусковит —серицит(Т5^)-кар-бонат(20$)-кварцевые(6С#) сланцы. Кварц здесь явно преобладает над слюдистыми минералами и хлоритом. Представлен он в основном удлиненно-ориентированными зернами размером 0,3-0,5мм при подчиненном развитии мелкозернистого (0,1-0,2мм)-кварца. Карбонат образует полосчатые выделения, чередующиеся с прослойками кварца и слюдистых минералов. Зерна его как ромбовидные, так и неправильные, причем удлинены в одном направлении, размер 0,1-0,4мм. Мусковит и серицит образуют нитевидные и прерывисто-цепочковедные прослойки, мощность которых гораздо меньше кварцевых и карбонатных. Лейсты мусковита удлиненно-волнистые (размером до 1,5мм) и удлиненно-тон-кспластинчатые со строго параллельными границами (размер 0,1-0,4мм) Хлорит представлен как чешуйчатыми агрегатами, так и удлиненно-

ориентированными табличками размером 0,1-0,Змм. Плагиоклаз встречается чаще, народу с серицитизированными зернами отмечаются удли-ненно-короткостолбчатые зерна и зональные кристаллы размером до 1,5мм. Акцессорные минералы представлены цирконом, гранатом, турмалином, апатитом, которые встречаются как в зальбандах слюдистых прослоев, так и непосредственно в кварце.

На рудопроявлении Тукало карбонатсодержащие сланцы имеют подчиненное развитие по сравнению с полезошпат(5$>)-мусковит(15$)-серицит(20#)-кварцезыми(б0$), которые преобладают, а на рудопроявлении я!сенив карбонатсодержащие разновидности практически отсутствуют, широко распространены серицит(30$)-кв*арцевые(70#) сланцы или кварц-серицитоЕые, примерно с одинаковым соотношением минералов. .Структура рудоносных кварц-слюдистых сланцев лепндограноблас-товая, текстура - полосчатая.

Минераяого-пезрографическвй анализ различных сланцев позволяет отметить тенденцию, выражающуюся з. уменьшении содержания деми-ческих минералов (хлорит, биотит) и возрастании содержания кварца, карбоната, серицита в кварц-слюдистых сланцах, содержащих золоторудную минерализацию.

Минералого-петрографические особенности кварц-слюдистых сланцев тесно связаны с их петрогеохимическими особенностями." Установлено, что для безрудных кварц-слюдистых сланцев различных рудопро-явяений устойчиво выделяется А£203-Ре0-Ре203 -МдО-ТьОа-У-^Л-Со петрогеохимическая ассоциация, свидетельствующая о ведущей'роли в составе этих сланцев фемических минералов (хлорит, биотит), для рудоносных кварц-слюдистых, сланцев рудопроявления Сауляк характерна ¿¡О^-СО^-РЬ- Си-йп-Ад-Ли петрогеохимическая ассоциация, отражающая определяющую роль окварцевания и карбонатизации в мобилизация основных рудообразующих элементов, ^ля рудоносных кварц-олюдистых сланцев рудопроявления Тукаяо типоморфны как- в! — СОа , так и 55Ц2_Си~Аэ-Аи петрогеохимические ассоциации, причем более вареное значение им'еет вторая, которая характерна для больиинства пород и подчеркивает определяющую рол^ окварцевания в мобилизации самородного золота. Для этих же сланцев рудопроявления Ясенив тнпоморфна 8Юг-К20-Си-2п-Аэ-Ди петрогеохимическая ассоциация, свидетельствующая о связи золотого оруденения с процессами окварцевания и серицитизации. То, что рудоносные кварц-слюдистые сланцы представлены кварц-карбонатными,, кварцевыми, кзарц-серицито-

выми матасоматитами, подтверждается и количественным соотношением основных породообразующих окислов и рудообразующих элементов, то есть для рудоносных кварц-слюдистых оланцев (по сравнению с безрудными) характерно увеличение средних содержаний, (в 2-ТО раз) как С02, К20, так и Р6 , Си , гп , А§ , Аи, Ав.

Кварц-ка£бонатные породы состоят преимущественно из карбоната (до 70$), встречаются разновидности почти с одинаковым содержанием кварца и карбоната,, реже - с преобладанием кварца (70-80?). Почти всегда в этих породах встречаются отдельные выделения слюдистых минералов (иногда до 10$), плагиоклаза и хлорита. В кварц* карбонатных породах, не содержащих золоторудную минерализацию, кварц и карбонат распределены равномерно и.представлены неправильно-многоугольными зернами размером 0,4-0,6мм. Структура этих пород гранобластовая, текстура - массивная. В кварц-карбонатных по-, родах, содержащих золоторудную минерализацию, карбонат представ- , лен как неправильными, удлиненными ь одном направлении зернами размером 0,1-0,4мм, так и округлоизометрическими зернами размером О,02-0,04мм, а также ромбовидными кристаллами размером 0,1-0,Змм, которые встречаются совместно и имеют коррозионные взаимоотношения. Кварц обособляется в виде линзочек и гнезд. Линзочки сложены зернами кварца различного размера (0,1-0,2 и 0Д-0,бмм), причем более мелкие зерна имеют изометрическую форму, более крупные -неправильную и удлинены в одном направлении. Структура этих пород гетеробластовая, текстурам- полосчатая, массивно-гнездовидная. В химическом отношении кварц-карбонатные породы характеризуются значительными колебаниями в содержании &Ог, "ПО*, А£203, РеО, МдО, МпО, СаО, Л/агО, Ка0, С02 , причем в безрудкых

породах из карбонатных составляющих отмечаются только СаО и С02, в рудоносных - Со 0, МдО, РеО, С02 . По петрохимическим характеристикам М, А , К (Предовския, 1980) кварц-карбонатные породы, не содержащие золоторудной минерализации, близки к известнякам, эти же породы, содержащие золоторудную минерализацию, представлены доломитами и известковистыми доломитами.

Кварцевожильные породы состоят из кварца (90-100$), а также содержат незначительные (менее 5%) примеси слюд, карбонатов, плагиоклаза, хлорита, которые отмечаются исключительно в интерстици-ях зерен кварца. Кварцево жильные породы, не содержащие золоторудную минерализацию, однороднозернистне и состоят из зерен кварца,

имевших в разрезе шестиугольную, прямоугольную, треугольную, многоугольную Форму, размер зерен 0,4*0,8мм. Структура этих пород кристаллическизернистая, текстура - массивная. Кварцевожильные юроды, содержащие золоторудную минерализацию, - неоднородные и характеризуются сочетанием различных морфологических разновидностей кварца. Это, с одной стороны, неправильные, удлиненно-ориентированные зерна размером 0,14),Змм с неровными зубчатыми границами, с другой - мелкие (до 0.07мм) округло-изометрические зерна с неотчетливыми границами, а также хорошо индивидуализированные кристаллы размером до I мм. Отмеченные разновидности образуют пятнистые, полосчатые,шлировые, гнездовидные обособления с четко видными коррозионными взаимоотношениями.. Структура пород - гетеро-бластовая, текстура - полосчато-пятнистая, брекчиевидная.

В четвертой главе анализируются типоморфные особенности основных породообразующих, акцессорных и рудообразующих минералов.

Кварц является наиболее распространенным породообразующим минералом и отчетливо отличается в рудоносных и безрудных породах как размерами и морфологией зерен, так и другими типоморфными свойствами. В частности, изучение индуцированной термолюминесценции (ИТ1) показало, что для безрудного кварца характерен однопи-ковый спектр ИТЛ с максимальной интенсивностью термовысвечивания в интервале 340-300°С. для рудоносного кварца типоморфным является трехпиковый спектр ИТЛ с максимальной интенсивностью термовысвечивания в интервалах температур 180-140°С и 270-230°С. В инфракрасной области спектра для безрудного кварца характерны области поглощения в диапазоне длин волн 2100-2300 см", 2800-3050 см", 32003700 см", связанные как с собственными колебаниями решетки кварца, т£К и с наличием органического вещества и различных форм воды в структуре минерала, в рудоносном кварце, кроме того, отмечается область поглощения в диапазоне 2360-2390 см", обусловленная присутствием молекул Св структуре этого кварца. Отчетливо проявляются и термометрические особенности кварца. Проведенными декрепи-тационннми исследованиями установлено четыре интервала повышенного газовыделения, связанных с декрешпацией включения в кварце: 1МН60°С, 260-180°С, 380-320°С, 460-400°С. Кварц из пород, не содержащих золоторудную минерализацию, имеет повышенную интенсивность газовыделения при 460-400°С, практически отсутствует газовыделение в интервале температур 260-160°С и 380-320°С при вариации

значений при 140-60°С. Рудоносный кварц характеризуется повышенной интенсивностью газовыделения в диапазонах температур 260-180°С, 380-320°С при максимальном значении в температурном интервале 260-180°С, с вариациями значений при 140-60°С и 460-400°С. Дифференциация отмечается и в температурах гомогенизации включений в кварце. Выявлены три генетических ;гипа газово-жедких включений (они встречаются преимущественно в кварце-из кварцевожиль-ных пород): первичные, первично-вторичные, вторичные. Наиболее распространены вторичные газово-жидкие включения, встречающиеся во всех разновидностях кварца и гомогенизирующиеся при 160-Г20°С. В безрудном кварце чаще всего встречаются первичные газово-жидкие включения, приуроченные к зонам роста минерала и гомогенизирующиеся при 380-290°С, в рудоносном - первично-вторичные, приуроченные к выклинивающимся трещинкам и гомогенизирующиеся пш 270-200°С. Обычно вдоль этих трещинок в кварце встречается и самородное золото. В этом же кварце также отмечаются трехфазовые газово-жидкие включения с СО^. Они гомогенизируются в жидкую фазу при 15,5-18,2°С, полная гомогенизация включений происходит при 260-240°С. Повышенное содержание СОг. отмечается и в газовой составляющей включений рудоносного кварца .(до 80$), тогда как в безрудном -преобладает метан (8&-95$). В солевом составе минераяообразующих растворов из включении безрудного кварца в катионной части содержание -А/а+ явно преобладает над содержанием К+, Мд!^; в анионное обычно доминирует В рудоносном кварке содержание *А/а+ в катионно»» части значительно уменьшается, но отчетливо увеличивается содержание Мд и , а в анионнол части - НСС£ .

Среди ка£бонатов установлены: кальцит, доломит,'анкерит, магнезит. Кальцит фиксируется термическим анализом по характерному эндотермическому эффекту в диапазоне температур 820-1СХЮ°С. Правомерность выделения кальцита подтверждается рентгеновским анализом по характерному рефлексу на дифрактограммах с • е^/п 3,01-3,03 А и химическим анализом солянокислых вытяжек,.в составе которых отмечаются только

СаО и С0г . Доломит устанавливается по эндотермическим эффектам на термограммах в диапазонах темпера-? тур 720-870°С и 870-1000°С, а анкерит - по появлению эндотермичес-» кого эффекта в диапазоне температур 830-770°С, разделяющего-два доломитовых эндопика. Рефлексы доломита-анкерита с сЦ/п .2,88-

А отчетливо проявлены на дифрактограммах, а эквивалентное

соотношение БаО, МцО, реО, С02, входящих в состав солянокас-яых вытяжек из карбонатсодержащих пород также подтвервдает ири-сутствие этих минералов. Магнезит встречается реже, устанавливается как по эндотермическому эффекту на термограммах в диапазоне 580-6В00С, "так и по характерному рефлексу с ск/п 2 ,74-2,77 А на дифрактограммах пород. Характерно, что в породах, не содержащих золоторудную минерализацию, преобладает кальцит, в рудоносных, карбонатные минералы обычно встречаются совместно, причем преобладают карбонаты -доломит-анкеритового состава при подчиненном развитии кальцита и магнезита.

Плагиоклаз из различных пород представлен высокоупорядочен-ной разновидностью, на что указывает величина индекса структурной упорядоченности (90-98$) и высокая концентрация в положении 1,0 (0,88-0,93). По химическому составу (содержанию Ап ) плагиоклазы из безрудных пород соответствуют альбит-олигоклазу (АпП~Г7£), из рудоносных - альбиту (Ап8~11>0. Более основной состав плагиоклаза из пород, не содержащих золоторудную минерализацию, подчеркивается и его большей серицитизацией по сравнению с плагиоклазом из рудоносных пород.

Мусковит в различных породах представлен в основном политипом 2Мр что фиксируется на дифрактограммах мономинеральных фракций по характерным базальным отражениям с ск/п 4,47А, 3,86А, 3,73А} 3.48А, 2.98А, 2,78?. Кроме этой разновидности в рудоносных породах отмечается также модификация 1М по появлению на дифрактограм* мах базальных отражений с ¿л/п 3,б6А, 3,07А, 2,69А. То, что в рудоносных породах присутствуют по крайней мере две разновидности минерала, отражается и на параметрах элем|нтарной ячейки. Если о для мусковита из безрудных пород О =5,206А, 6=9,030А, С=15,916А

]Ь =99°48 , то в рудоносных породах, кроме этого, отмечается также мусковит с С1 =5,218А, 6=8,9941, С =10,253Я, ^=101*09'. Бол:лйя неоднородность мусковита из рудоносных пород фиксируется и по более широкому колебанию значений показателей преломления (Пт= Пц 579-1,597), по сравнению с мусковитом из безрудных пород (Пт=Пд«- 1,588-1,595).

Хлорит представлен магнезвально-железистой разновидностью, что хорошо видно по дифрактограмме минерала, то есть по повышенной интенсивности базальных отражений 002 и 004, по сравнению с интенсивностью базальных отражений 001, 003, 0С5. Более детальный

анализ, с использованием установленных зависимостей изменения содержания A£|V от изменения значения параметра с минерала и изменения содержания Fe+2 от изменения значений параметров и Ь (Бриндли, 1965, Михеев, 1953), показывает, что содержание Fe+2 в хлоритах из безрудных пород изменяется в пределах 1,031,40 формульных единиц (ф.е.), а содержание AE'V - в пределах -1,10-1,40 Ф.е., то есть они относятся по составу к группе прохло-рита-репидолита. В рудоносных породах, кроме хлоритов группы про-хлорита-репидолита, отмечаются также хлориты, близкие по составу к хлоритам группы пенина-кяинохлора, с содержанием Fe+2 и А1Ы колеблющихся в пределах, соответственно: 0,27-0,35 ф.е. и 0,880,95 ф.е.

Ци£кон - один из наиболее распространенных акцессорных минералов и представлен в различной степени окатанными зернами неправильной формы, реже удлиненно-призматическими кристаллами с преобладающим развитием граней основной призмы {iio} и бипирамиды {ill} или прнзматически-бипнрамидальными кристаллами с более-менее равномерным развитием граней призматического и бипирамидаль-ного поясов. Окраска цирконов бледно-розовая до бесцветной, поверхность окатанных зерен шероховатая-до гладкой, блестящей. У обломочных зерен она неровная, часто с раковистым изломом. Отдельные зерна циркона трещиноваты, содержат различные включения и просвечивают только отдельными участками. Погасание их агрегационное, подобное тонкодисперсным минералам. Размеры зерен колеблются по длинной оси от 0,02 до 0,65мм, при ширине от 0,01 до 0,41 мм, а' коэффициент удлинения их изменяется в пределах 0,15-4,20. Характерно, что в различных породах более 70$ циркона имеет коэффициент удлинения менее 2 и характеризуется высоким коэффициентом окатан-ности (85-100$), что может свидетельствовать о преобладании цирко-' на осадочного происхождения.

Гранаты представлены изометрически-многоугольными, эяипсо-видными зернами, реже хорошо индивидуализированными кристаллами с преимущественным развитием ромбододекаэдрических гране*. Поверхность зерен обычно рочная, иногда ступенчатая из-за развития трещинок и смещения по ним отдельных частей зерен относительно друг друга. Размер - от 0,3 до I мм, реже - больше. Цвет минерала красновато-розовый, причем в безрудных породах он однородный, а в рудоносных встречаются гранаты, где окраска меняется в пределах од-

ного зерна от бледно- до насыщенно-розовой. По химическому составу ( Sí02г- 39,80-36,08$, Л^О* í- 19,63-22,3% M^O;-G.74-2,94$, feO t-30,93-37,20$, Fé2Osí- 0,01-1,31$, CQO t- 0,48-5,96$,

MnOf ü,2X3,72$, Tt02 !- 0,02-0,162, Gra05 i- 0,01-0,12® гранаты из различных пород близки к альмандину и характеризуется высокой железистостыэ (92-98$), а по компонентному составу (пироп h 3-11%, альмандин ^ 7¿-86%, гроссуляр ? 0,5-17%, спессартин * 0,5-8/6, андрадит f 0,5-5$) относятся как к альмандиновьгм малокальциевым гранатам, так и к альмандиновым разновидностям с. существенным содержанием кальциевого компонента, причем последние встречаются исключительно в рудоносных породах. Химический состав гранатов хорошо согласуется с их физическими параметрами ( Оа г-11,528 - II,577А^ п *1,795-1,бТО; уд. вес 3,95-4,15 г/см3>, которые близки к параметрам альмандиновых гранатов, что подтвержу дается и значениями максимумов поглощения в Ж-области спектра (450-455 си", 475-479 см"", 564-574 см", 633-638 см", 875-884 см", 896-508 си", 964-970 см"), типичных для этих гранатов (Валуева, 1971). Характерно, что по химическому составу и Физическим параметрам изученные гранаты близки к гранатам из мусковит-серицито-вых сланцев (Соболев, 1964) и к гранатам из пород зеленосланцевой фации летаморризма деловецкого комплекса (Матковскил, Í975).

Рудообразувцие минералы встречаются в незначительных количествах, составляя 2-4$ минеральной массы пород, и представлены в основном сульфидами (пирит, арсенопирит, сфалерит, пирротин, халькопирит, галенит), в тесной ассоциации с которыми отмечены редкие выделения самородного золота и минералов теллура (алтаит, гессит).

Само£одное_золото является главным рудообразумцим минералом, встречается в виде неправильных выделение и кристаллов. Среди золотил неправильной формы преобладают трещинные и интерстициальные выделения. Jto угловатые, близкие к изометрическим, уплощенные, вытянутые, амебовидные, тонкопластинчатые, каплевидные золотины с неровными ограничениями, контролируемые очертаниями интерстицил и микропустот. Кристаллы золота представлены мне^гогранниками параллелепипеда льнои Формы и столбчатыми выделениями с развитыми кубическими гранями, вершины и ребра которых обычно сглажены или притуплены тлохо различимыми вицинальныки гранями. Структура отдельных золотин монозернистая, однородная, субструктура - листовато-черепитчатая. Редко отмечаются простые дворники золота, где двои- "

никовая плоскость делит зерно примерно на две равные части. Поверхность зояотин рельефная, ямчатая, скульптуры роста и растворения не наблюдаются. Преобладающий размер - 0,004-0,1мм, реже -О,1-0,Змм. Микротвердость минерала 38-69 кг/мм . Самородное золото имеет довольно выдержанный состав и характеризуется сравнительно небольшим содержанием серебра (5,4-15,6$.) и незначительными (меньше 1$) примесями железа, свинца, меди. Следует отметить, что содержание серебра в золоте ассоциирующем с сульфидами, обычно больше, чем в золоте, ассоциирующем с мусковитом и карбонатом, что отражается на твердости минерала, которая увеличивается с увеличением содержания серебра. Установлены следующие ассоциации золота: золото-кварцевая, золото-пирит-арсенопиритовая, золото-сфалеритовая, золото-пирротиновая, -золото-халькопиритовая, золото -галенит-аргентит-аятаит-гесситовая, золото-кварц- слюдистая, золото-кварц-карбонатная. ларактерно, что золото в различных типах минеральных ассоциаций является наиболее поздним минералом. .

Пи£ит встречается как в виде отдельных- зерен и кристаллов, так и образует рассеянную вкрапленность, послойные и секущие .фо^ жилковые выделения, а также агрегатные (линзовидно-гнездовидные) скопления. Установлено три морфологических разновидности пирита. Пирит-1 отмечается в виде единичных реликтовых зерен округло-изо-метрическоа формы"размером 0,1-0,Змм, имеет зонально-почковидное строение и характеризуется .следующими типоморфными свойствами: микротвердость »• 570-842 кг/мм^, ТЭдС »•+(297-Э71)мкв/град., отражательная способность г- 42-46$, элементы-примеси "(максимальное содержание) : .М1-0,087$, Со - 0,121$, "П. - 0,631$, Си- 0,209$, РЬ -0,1*8$,- Ад - 0,210$, параметр ребра элементарной ячейки *• 5.4166А, ББ3*1 9,1-12,6$о, температура образования (по данным ТЗДЗ) 200-220°С. В пирите-1 отмечаются мельчавшие пойкидитовид-ные выделения сфалерита, халькопирита, золота, причем эти минералы являются более поздними по отношению к нему. Пирит-П представлен идиоморфкыми метакристаллами прямоугольной, трапециевидной, треугольной (в разрезе) формы размером 0,1-0,5 мм и послойно-лин» зовидными выделениями, состоящими из плотно соприкасающихся неправильных зерен, 'микротвердость его 1386-1658 кг/мм^, 'ТЭдС I- -(75-Т49) мкв/град., отражательная способность ь 50-54$, из элементов-примесел отмечаются Со + до 0,031$, Т1 до 0,065^, Си ^ до 0,013$, параметр ребра элементарной ячейки 1*5,4163-5,4155 А,

5 5311 «• 5,6-7,1?о, температура образования (по данным декрепита-ции включений в пирите) »- 240-320°С. Пирит-Н довольно часто отмечается в срастании с другими сульфидами и сингенетичен с арсе-нопиритом, пирротином, сфалеритом, халькопиритом, явно корродируется галенитом. Пирит-Ш - наиболее поздний из выделенных морфологических разновидностей и имеет четкие коррозионные взаимоотношения с ранее выделившимся пиритом. Он образует в основном секущие, ветвистые прогалки мощностью (в пределах аншяифов) 0,1 -0,3мм при длине до нескольких сантиметров. Микрогвердость его 842-1114 кг/мм2, ТЭДЗ «• +(1А9-223)мкв/град., из элементов-примесей иногда отмечается "П. - до 0,008$, параметр ребра элементарной ячейки *> 5,4153-5,4151А, ¡¡ГЭ3* «• 3,5-9,4?о, температура образования (по данный декрепитации включений в пирите) * Т80-240°С.

Пк£ротин характерный минерал кварц-слюдистых сланцев и кварцевожияьных . пород рудопроявления Сауляк. В кварц-слюдистых сланцах пирротин встречается в виде неравномерно распределенных зерен прямоугольной, шестиугольной (в разрезе) Формы размером О,1-0,Зим. В кварцевожияьных породах обычно образует прожилковые (послойные и секущие) выделения и агрегатные скопления, состоящие из аллотриоморфных, полигональных зерен размером 0,1-0,6«. Установлено две модификации пирротина: моноклинная и- гексагональная. 3 кварц-слюдистых сланцах содержание гексагональной модификации составляет до" 60?, моноклинной - до 40?, а в кварцевожияьных породах присутствует только моноклинный пирротин. Это различие отражается и на микротвердости минерала: отмечается ее увеличение для пирротина из кварц-слюдистых сланцев (316-334 кг/мм2), по сравнению с пирротином из кварцевожияьных пород (278-297 кг/мм^), а также на химическом составе минерала, который в кварц-слюдистых сланцах характеризуется меньшим содержанием железа (Рё =58,31?). и большим содержанием серы ( 5 =41,23?) по сравнению с пирротином из кварцевожияьных пород (Ре =55,80?, 5 =39,49?), причем в моноклинном пирротине кроме основных копмонентов отмечаются также примеси хД/1 (до 0,15?) и Со (до. 0,06?). Характерно, что гексагональный пирротин ассоциирует только с моноклинным-и явно корродируется им. Моноклинный - ассоциирует со сфалеритом, халькопиритом, пиритом-Н и сингенетичен с ними, а также отмечается в срастании с галенитом и самородным золотом, являясь более ранним по отношению к ним.

Ар£енопи£ит встречается на рудопроявлениях Тукало", Осенив и

практически не отмечается на рудопроявлении Сауляк. Минерал в основном образует неравномерно распределенную вкрапленность и-представлен ромбовидными кристаллами, имеющими в разрезе удлиненно-призматическую Форму, размер от 0,04 до 0,8мм. Арсенопирит характеризуется исключительно отрицательными значениями ТЗДС, которые варьируют в диапазоне 131-206 мкв/град., микротвердость его 847-1122 кг/мм^, причем такие вариации значений микротвердости обусловлены трещиноватостью и не связаны с химическим составом минерала который близок к теоретическому. Из элементов примесей отмечаются: Со (до 0,065$), >М(до 0,049$).' "П (до 0,170$), Рё (до 0,031$), Си (до 0,043%), Дд (до 0,005$), причем три последних элемента отмечаются в арсенопирите, ассоциирующем с халькопиритом, галенитом, самородным золотом, являясь механическими примесями.

Сфалерит_ встречается в виде отдельных зерен, иногда тонких прожилков, а также образует линзовидно-гнездовидные обособления размером до 1,5 мм, характеризующиеся аллотриоморфнозернистоя структурой. Зерна сфалерита изометрически-полигональные, неправильно-многоугольные, размер 0,1-0,2 мм. Отдельные зерна имеют полисинтетически-двойниковое строение; двойниковые пластинки ровные недеформироваиные - двойники роста. Микротвердость сфалерита изменяется в пределах 184-254 кг/мм*", а ее вариации обусловлены в. большей степени неравномерностью распределения микровключений пирротина, образующих эмульсионную вкрапленность, и не связаны с химическим составом минерала, который, судя по колебаниям значений железистостн сфалерита (4-5$) из различных минеральных ассоциаций, сравнительно однородный. Сфалерит, кроме пирротина, ассоциирует с пиритом-II, арсенопиритом, халькопиритом и сингенетнчен с ними, а также отмечается в срастании с галенитом и самородным золотом, являясь более ранним образованием.

Халькопирит встречается в виде отдельных зерен, прожнлковых и агрегатных выделений размером от 0,06 до I мм. Форма зерен неправильная, удлиненно-многоугольная, изометрическая. Агрегатные выделения халькопирита имеют поликристаллическое строение с зубчатыми, взаимопроникающими границами-отдельных зерен. Микротвердость минерала изменяется в пределах 178-214 кг/мм^, химический состав близок к теоретическому ( Си-34,60$, Ре-%,30$, $35,40$).

Галенит встречается в виде отдельных зерен, прерывистых ие~ почковидных выделений н нитевидных прожилков. Форма зерен алло-триоморфная, полигональная, обычно подчиняется контурам выполняемых пустот, размер - 0,02-1 мм. Михротзердость галенита - 8596 кг/мм^, хотя нередко отмечается галенит с микротвердостыз 63-74 кг/мм^, что характерно для минерала, ассоциирующего с золотом, и связано с микровкяючениями аятаита и гессита. В химическом составе галенита, кроме основных компонентов ( Р& !• 85,2085,70$; & I- 12,90-13,90$), выявлены примеси серебра (0,09-0,24$) и селена (0,29-0,39$), причем последний содерзится только в галените с включениями алтаита. По взаимоотнояенкям с другими сульфидными минералами галенит является более поздним образованием и сингенегя» чен с алтаитом и гесситои.

Адтаит образует хсеноиорфные выделения в прикснтахтовых участках между кварцем, золотом и галенитом, выполняет интерсти-ции в золоте я галените, локализируется на границе золота с галенитом. Обычны также пойкияитозадиые включения в галените, приуроченные к периферийным частям зерен и к михротрецкнам. Форма выделений алтаита неправильная, тонкопзастинчатая, точечная, кяюшко-видная; размер 0,004-0,008, реже О,01-0,04мм. На фоне галенита отянчиется более высоким отражением (Я =63$), белым цветом с едва уловимым зеяеноватык оттенком, более низкой (по относительному рельефу) твердостью. Содержание основных компонентов ( Р6 61,0-61,70$, Те ► 38,80-37,79$) близко к теоретическому. Отмечены также незначительные (иеньие 0,1$) количества пркмееед Си, А^,

Ре для алтаита в галените, контактирующего о пирротином и халькопиритом. Аятаит в гаяените, вне связи с двумя последними минералами, содержит тожько примеси серебра, которое, вероятно, изоморфно замещает свинец. Остальные элементы ( Си , Ре )' скорее всего являются механическими примесями за счет сульфидов.

Гессит встречается совместно с алтаитом р виде единичных кеяких (0,004-С,008мм) пойкияитовых включение в галените, а также на контакте зерен золота н-галенита, образуя более крупные выделения (0,0с&-с,04мм). ёорма выделений в галените полигональная, трапециевидная; границы зерен.нечеткие, цвет гессита серовато-белый с легким коричневатым оттенком, отражение ( К = 40-42$) немного ниже, чем у галенита, твердость (по относительному рельефу) также ниже. Химический состав гессита ( Ад -62$, Те-36,90$) соответству-

ет теоретическому.

В пятой главе рассмотрены вопросы касакдаеся генезиса золотого оруденения, в частности: исходный (донет&морфический) состав пород, фациальные услоьия метаморфизма, зволюцкя к стадийность рудообразования, а также анализируются критерии, способствующие образовании золотого оруденения

Походным состав пород - вукканогенно-осадочный, что устанавливается по присутствию хорошо окатанных зерен'и идиоморфных кристаллов циркона, типоиорфных для вуяканогенно-осадочных пород Де-ловецсого комплексе; (Матковский, 1975), и подтвеждается реконструкцией состава пород,, где по петрохкмпчееккм коэффициентам Р , /., К СПргдовсшг4., 1970) выделяется ка- осадочные разновидности (кетапеинты мгтапсакмиты), характеризующиеся положительными значеивямк параметров Р , А к К, так ¡: вулканогенно-осадочний, характеризующиеся положительными значениями параметров Р, А к отрицательшми - К, причем вулканогенный материал представлен дифференцкатакк как кислого, так к основного состава.

5ициал^нке^"сл£вга_мета1!орФ113_ма. Установлено, что в породах различных рудопр олений наибольшим распространением пользуются следующие минеральное ассоциации: кварц-хлорит-бистит-мусксзитс-вая, кварц-оеркцкг-«усковит-хлор5товг(я, кварц-серицит-мусковит-альбитовая, кварц-хлорит-альбит-серкцитовая, что позволяет отнести анализируемые породы к порода« кварц-альбит-эпидот-бкотитозо.-: и кьарц-альбит-иусковкт-хйорятово-! субфациям зеленослакцевол фации (Тернер, &ерхуген, 1961). Это подтверждается и исследованиями структурной упорядоченности и химического состава плагиоклазов, которые характеризуются низкой основностью (содержанке Ап не более 17$) и высокой структурной упорядоченностью (90-98$), что характерно для плагиоклазов из пород зеленосланцевои Фации, обраэо-вавиихся при относительно низкой (не более 400^0) температуре (Ревердатто, 19©). То же характерно и для гранатов, которые по компонентному составу относятся к гранатам из пород зел«носланце-вои фации метаморфизма и характеризуются высокой железистостыо (до 98$) типичной для гранатов из пород этой фации, а по соотношению Ре+г и они образовались при температуре не более 550°С (Белевцев, 1980). Температуры гомогенизации первичных газо-во-жкдких включений в кварце (39СМ90°С) также неплохо укладываются б температурную скалу зеленосланцевой фации, что согласуется с

верхнй температурной схадой, установзеннол по декрепитации включений (400-460°С), подтверждающей правомерность отнесения анализируемых пород к породам зеленссланцевои фации метаморфизма.

¿вол юц кя _и_стаднйнос ть_р£д ао бр аз о в ан та Проследить эволюцию руд'ообразования довольно трудно из-за иирокого развития метаморфических и постиетаморфических процессов преобразования пород и пространственного совмещения различных минеральных ассоциация. Тем не менее рудная минерализация связана с первично вулханогенно -осадочными образованиям«, что подтверждается :сак реконструкциея первичного состава пород, так и изотопно-геохимическими исследованиями, где отмечается, что первичное накопление рудогенных элементов связано с привносом в бассейн осадконакопдения минерализованных растворов, обусловленных дометаморричесхой вулканической деятельность» (духов, 1578). То, что золото присутствовало з этих породах, подтверждается наличием реликтового пирита (пирит-1), з котором встречается самородное золото и который, по своим Физико-химическим параметрам близок пириту вулканогеино-осадочного генезиса (Еремин, 1583). Более'отчетливо прослеживается эволюция рудной минерализации в связи с развитием метаморфических и постмета-иорфических процессов преобразования пород. С прогрессивной стадией зрленосланцевого метаморфизма мы связываем преобразование пирита-1, что фиксируется как в замещении его гексагональной модификацией пирротина (рудопроявление Саузях), так и з перекристаллизации, с образованием зональных кристаллов (пирит 1+П), присутствие которых позволяет отметить, что температура перекристаллизации была не высе 400°С (Прохоров, 1370). Последующий мгтанорфоген-но-гндротермальныи процесс сопровождался перераспределением самородного золота и других рудоебразугщнх минералов. Прежде всего отмечается увеличение размеров частиц самородного золота, которое локализуется непосредственно в кварце (без вцдимоА связи с другими минералами ), по сравнению с золотом, ассоциирующим с пиритом-1, причем, судя по декрепитационным особенностям.этого кварца, температура выделения золото—кварцевой ассоциация вероятнее всего соответствует интервалу 380-320°С. Также изменяется морфология пирита, то есть появляется не зональный, обычно кристаллографически хорошо индивидуализированный пират (пярит-Н), который по . своим физико-химическим свойствам близок к пириту гидротермального генезиса. Именно с пиритом этол морфологической разновидности

на рудопроявлении Сауляк тесно ассоциируют сульфвды и самородное; золото, образуя золото-пирит-П-пирротин-сфалерит-галенитовые рудные ассоциации, причем в ассоциации с золотом отмечается моно-* клинный пирротин, характерный для гидротермальных золоторудных-месторождений (Годовиков, 1975). Гидротермальный характер рудооб-разования подчеркивается и температурами гомогенизации первично-вторичных включений в кварце (270-200^0), которые приурочены к выклинивающимся трещинкам, вдоль которых обычно концентрируется зо лото-су льфвдная минерализация. Близкие значения температур получены по декрепитационным исследованиям пирита-П (¿60-320°С), по содержанию в сфалерите (20Э-280°С), а тахлз по содержа-

нию Со в пирите-П и пирротине (225-310°С), Б этом же кварце наблюдается ассоциация самородного золота с алтаитом и гесситом. Учитывая особенности взаимоотнопенил теллуридов с сульфидами и то, что они образуются позднее сернистых соединений, можно принять 200°С за верхние предел образования золото-алтаит-гесситовоЯ руднол ассоциации.

для рудопроявлении Тукало и Ясенив близкоодновременной к зо-лото-пирит-11-пирротин-с5?акерит-халькопирит-галенитовой рудной ассоциации является золото-пирит-П—арсеиопиритовая ассоциация, иногда с галенитом и халькопиритом, что подтверждается как приуроченностью этих минералов к выкликивающимся трещинкам в кварце, температура гомогенизации включений которого колеблется в интервале 200-240°С, так и температурами декрепитации пирита-11 (240-300°С). Более поздней является руднал минерализация, приуроченная к разноориенткрованным трещинкам в кварце, где золото встречается в ассоциации со слюдистыми минералами (мусковит, серицит) и,, иногда, с пиритом-Н'Г. О том, что выделение этой рудной ассоциации проходило при более низкол температуре, свидетельствуют температуры гомогенизации вторичных включение в кварце (120-160°С) и данные, получеаные по декрепитации включении в пирите-111 (160-240°С).

Установленные взаимоотношения породообразующих и рудообразу-ющих минералов, их типомор^ные особенности, отражающие термодинамические и Физ

ико-химичгсхие условия минералообразования, позволяют выделить следующие рудные стадии: золото-кварцевую, золото-кварц-су льфидно-теллуридкую, золото-кварц-слюдистую, .причем, учитывая количественное распределение золота, можно констатировать,

что наиболее продуктивное является золото-кварц-сулвдилно-теллу-ридная стадия.

1 Основные критерии золотоносности. Приуроченность золоторудной минерализации к породам зеяеносланцево»1 фации метаморфизма является одним из важных критериев в концентрации рудного вещества, так как эта закономерность четко выражена в крупных золоторудных ралонах и рекомендуется для использования в практике поисково-оценочных работ как на рудное, так и на россыпное золото (Моисеенко, 1965). Немаловажное значение в образовании рудных тел играют ст£укт£рно-геологические_ критерии. Установлена закономерная связь (в пределах Раховского рудного поля) рудопроявлений и участков минерализации вокруг узлов пересечения или сопряжения металлогенических подзон с зонами "сквозных" поперечных дислокации (Волошин, 1981), что отмечается и при проведении вулкано-тектонических реконструкций пород (^едорин.1981) и подтверждается исследованиями геологов Закарпатской ГРл, которыз отмечают, что рудные тела размещаются в ослабленных зонах и полостях при-открывания, возникших при изгибах слоев (Андреев, [979). Также установлено, что образование структур послойного срыва послужило основой для формирования зон метасоматоза, в которых произошла концентрация рудных элементов, мобилизированных из вмещающих пород (Ду ков, 19 67). Структурный фактор отражается и на морфологии кварцевожильных образовании, где золоторудная минерализация отмечается только в кварцевожильных породах, имеющих брекчиевидно-блоковую текстуру и отсутствует в массивных кварцевожильных породах. Характерно, что кварцевожильные тела, содержащие основную золоторудную минерализацию приурочены к границам прослоев, обладающих различными физико-механическими свойствами, то есть к границам кварц-слюдистых сланцев и кварцитов, кварц-слюдистых сланцевой кварц-карбонатных пород и т.д. Зто и естественно, так как в с^лу гетерогенности состава пород, характеризующихся различной пластичностью прослоев и пропластков, при метаморфизме создаются многообразные складчатые и разрывные стоуктуры, участки повышенно« проницаемости для рудоносных растворов и газов,, которые являются благоприятными рудоподводящими путями или ру;;-:локализирующими структурами (Кулиш,1585).

Петрографические и пет£огеохимические - крите ри.. 'олвляются в последовательном уменьшении роли биотит-хлоритсодер-^ пазно-

видностел и увеличении роли кварц-карбонатсоде'ржащих- или кварц-серицитсодержащих разновидностей от вмещающих к рудоносным породам, что подчеркивается и увеличением среднего содержания (в 1,5-2 раза) Б!0г, С02, , К20 именно в рудоносных породах и Фиксируется в развитии процессов окварцевания, карбонатизации, серицитиза-ции этих пород. То, что с этими процессами связана концентрация самородного золота и сульфидов, подчеркивается прямопропорциональг нол зависимостью, выражающееся в увеличении среднего содержания (в 2-10 раз) Си, 2о , Р&, Аэ, Ад, Аи от увеличения среднего содержания С0г, К^О, а также теснои корреляционной

связью этих компонентов, образующих' продуктивные геохимические ассоциации.

Мине£алогические_к£ите£ии характеризуются минералами-концентраторами оруденения и их типоморфными-особенностями. В частности кварц, содержание золоторудную минерализацию, характеризуется индуцированное термолюминесценцией в интервалах температур 1еО-1ЧО°С, ¿70-230°С, 340-ЗСС°С, а в ИК-области.спектра для него характерны дополнительные полосы поглощения в диапазонах длин волн ¿360-235Ссм~, обусловленные наличием 00% в'Структуре этого ксарца. индикаторную роль играет мусковит 1М, которые Фиксируется только в рудоносных кварц-слюдистых сланцах и обычно входит в состав продуктивных минеральных ассоциации золоторудных месторождение (Павлишин, Т583). Такую же роль играют карбонаты доломит-ан-керитового состава, которые, как известно (Кулиш, 1985) являются как источником, так и концентратором рудных элементов, в том числе и самородного золота. Отмечается значительное увеличение встречаемости золота при совместном присутствии различных морфологических разновидностей пирита (пирит-1+11+Ш), а на рудопроявлении '¿ауплл минералами-индикаторами служат также моноклинная разновидность пирротина и теллуриды свинца (алтаит) и серебра (гессит), которые являются активными осадителями золота (Розе, 1915). Да. и типоморфные свойства золота, его высокая пробность, незначительное число и количество элементов-примесей, невысокая твердость, однО-зернистая структура могут служить критериями для отнесен^ золотого оруденения к' генетическому типу глубинных-среднегяубинных мес-торовденил золото-кварцевой формации (Петровская, 1973).

ТермобарогеохимИческие критерии. Одними из впных критериев в концентрации золотого оруденения являются температурный режим и

Физико-химические условия минералообразования. То, что рудообразо-вание осуществлялось в постметаморфических, метаморфогенно-гидро-термальных условиях, подтверждается декрепитационными исследованиями, где для рудоносных пород наиболее характерны температуры, связанные с декрепитацией включение в интервалах 380-320°С и ¿60-180°С, причем интенсивность газовыделения в этих температурных интервалах в 2-Ц раза больше по сравнению с безрудными породами, что связано с более интенсивным пропариванием рудоносных пород, которое обычно наблюдается вблизи рудных тел и рудоподводящих каналов (Алексеенко, 1978). Также в кварце-, содержащем золоторудную минерализацию, наиболее часто встречаются первично-вторичные газо-во-гидкие включения, гомогенизирующиеся в температурном интервале 200-270°С, что подтверждается и изотопным составом углерода карбонатов, непосредственно ассоциирующих с сульфидами и самородным золотом -1,1 I- -4,1%о), который близок к изотопному составу углерода гидротермальных карбонатов, образовавшихся при температуре не менее 150°С (Галимоэ, 1968). В химическом составе минерало-образующих растворов'(из включении в кварце) рудоносных пород преобладают 'НСО3, . Са+г, Мд+? а в газовой составляющей - С0г , что фиксируется и присутствием именно в рудоносном кварце газово-жид-ких включений с1 С02 , а также чисто углекислотных включе'нил, и --характерно для многих золоторудных месторождении (Ляхов, 1588).

ЗАКЛШЕНИЕ

Основные выводы, вытекающие из результатов проведенных исследований сводятся- к следующему: '

I) Золоторудная минерализация отмечается на различных стратиграфических уровнях в породах бредецепьскои и деловецко« свит и приурочена к тектоническим зонам или к границам пород, обладающих различными физико-механическими свойствами.

- 2) Для кварц-слюдистых сланцев отчетливо прослеживается тенденция, выражающаяся в уменьшении содержания фемических минералов (хлорит, биотит) и возрастании содержания кварца, карбоната и светлых слюд в рудоносных разновидностях по сравнению с безрудными ; что подчеркивается и их петрог'еохимическими особенностями, выражающимися в увеличении как среднего содержания ^¡0г> С0г> Кг0 , Си, Рб , Аэ 2п , Ад, Ац , так и в теснол корреляции этих компонентов именно в рудоносных породах, что свидетельствует об определяющее роли окварцевания, карбонатизации, серицитизации в кон-

центрации основных рудообразущих элементов,

3) Кварц-карбонатные и кварцевожильные породы, не содержащие золоторудной минерализации, характеризуются однороднозернистой, гранобластовой структурой и массивной текстурой. Эти же породы, содержащие золоторудную минерализацию, состоят из нескольких морфологических разновидностей кварца и карбоната, структура их ге-теробластовая, текстура линзовидно-полосчатая. По петрохимическим особенностям кварц-карбонатные породы, не содержащие золоторудной минерализации, близки к известнякам, рудоносные - к доломитам или к известковистым доломитам.

4) Охарактеризованы типоморфные особенности основных породообразующих (кварц, плагиоклаз, карбонат, мусковит^ хлорит) и акцессорных (циркон, гранат) минералов, входящих в состав различных пород. Установлено, что они являются важными индикаторами для определения дометаморфического состава пород (циркон), фациальных условий метаморфизма (гранат, плагиоклаз), условий .породо- и ру-дообразования (кварц, карбонат, мусковит, хлорит).

5) Среди рудообразующих минералов охарактеризованы форма выделений, состав, свойства и взаимоотношения сульфидов (пирит, пирротин, арсенопирит, сфалерит, халькопирит, галенит), теллуридов (алтаит, гессит) и самородного золота, Остановлено, что минералами-индикаторами на золото являются: пирит (совместное нахождение трех морфологических типов), моноклинная модификация пирротина, алтаит и гессит, причем последние два минерала нами впервые диагностированы в метаморфических породах Закарпатья.

6) Реконструкция первичного состава пород и типизация .¿аци-а/;ьных условий метаморфизма позволяют-констатировать, что исходна породы - вулканогенно-осадочные и метаморфизованы в условиях к^арц-альбит-мусковит-хлоритовой и кварц-альбит-эпидот-биотитовой с, б-^ациях зеленосланцевой <±>ации.

7) Золоторудная -минерализация имеет метаморфогенно-гидроте'р-ь'альный генезис и сформировалась в результате трехстацилного процесса (золото-кварцевого, золото-кварц-сульфидно-теллуридного,

зилото-кварц-слюдистого).

8) Учитывая неравномерны/, характер' распределения золота и тот акт, что рудные тела оконтурены только по результатам геохимического опробования, мы считаем, что прямыми поисковыми признаками

лютого оруденения могут служить: а) гидротермально измененные

породи с характерными для них.петрохимической ( Si02- С0г- «¿0 ), геохимической ( Cu-Zn- PJ- As- Ag- Au) и золото-кварц-сульфидно-теллурвдной ."минеральной ассоциациями, б) рудоносный кварц, содержащий первично-вторичные газово-жидкие включения с GO2, температура гомогенизации которых 270-200°С, декрепитации 380-320°С и _2б0»180°С, а в газовой и флюидной составляющих включений преобладают С02, Mg*2, Са+2, HGO^ а также характеризующийся индуцированной термояюминесценцией в интервалах температур: 180-140°С, 270-230°С, 340-300°С и дополнительными областями поглощения в диапазоне 2360-2390см~ на ИК-спектрах, э} наличие магнезиально-железистых карбонатов анкерит-доломитового состава, мусковита политипа IM, совместное нахождение трех морфологических разновидностей пирита, моноклинной модификации пирротина, а также алтаи-та и гессита. .

Список опубликованных работ по теме диссертации:

1. Особенности размещения и генезис золотого оруденения в Марма-рошском массиве советских Карпат //Материалы XI конгресса КБГА,-Киев:. наук .думка, 1977.-С. 109 (соавторы: Матковский О.И. .Гниломе-дов В.Е./ Кардаш В.Г.,Мацькив Б.В.).

2. О температурах образования золоторудных проявлений в метаморфических комплексах Восточных Карпат /Тезисы докл. У1 Всесоюзного совещания по термобарогеохимии,- Владивосток, IS78.-C.2I5-2I6. '

3. Теллуриды'свинца и серебра в Закарпатье //Докл. АН СССР,-1979. - 245, Л2.-С.444-447 (соавторы: Матковскии О.И., Ясинская A.A.).

4. Золото-теллуридно-сульфидная минерализация в древних метаморфических образованиях //Мин.сб.Львов.ун-та.-1979.-^33, вып.2,-С.37-43 (соавторы: Матковскии О.И., Ясинская A.A., Зайцева В.Н., Пукач Б.Д., Скатынскии Ю.П.).

5. Термолюминесценция кварца из рудоносных и безрудных сланцев Ра-ховского района Закарпатья //Актуальные вопросы региональной гео-логяи.-Киев, I98I.-C.8I-83.

6. Особенности термолюминесценции рудного и безрудного жильного кварца //Использование минералогических методов исследования при прогнозе и оценке месторождений полезных ископаемых.- Алма-Ата,

I98I.-C.78.

7. Особенности метаморфогенно-гидротермальнои минерализации в древнейших метаморфических образованиях советских Карпат //Регио-

нальныл метаморфизм и рудообразование: Тез.доклЛУ Межведомственного совещания по проблеме метаморфогенного рудообразования.-Винница ,1982.-С.90-92 (соавторы: Матковский О.И., Андреев Ю.Н.).

8. Использование минералогического состава карбонатов для картирования рудоносных и безрудных толщ одного из рудопроявлений Закарпатья /Тез. докл. III Всесоюзного минералогического семинара. -Свердловск-Миасс, I983.-C.66.

9. Генетическая характеристика кварцевожильных образований одного из рудопроявлений Закарпатья /Тез.докл. УН Всесоюзного совещания "Термобарометрия и геохимия рудообразующих флюидов".-Львов,1985. -4.2.-0.92-94 (сбавторы: Ковалишин З.И., Вешталюк'С.Д.).

10. О кварц-карбонатных образованиях в древних метаморфических породах северо-западного окончания Мармарошского массива //Мин. сб.Львов.ун-та.-1985.-^39, вып.2.-С.59-64 (соавторы: Матковский О.И..Андреев Ю.Н.).

11. Эволюция типоморфных признаков пирита при метаморфизме древних эндогенных образований Украинских Карпат /Тез.докл; У Всесоюзного совещания по проблеме "Метаморфогенное рудообразование низких фаций метаморфизма складчатых областей фанерозоя".-Львов,

1986.-4.I.-C.63 (соавтор Матковский О.И.).

12. Типоморфные особенности пирита из рудоносных, и вмещающих метаморфических пород Украинских Карпат //Минералогия - народному-хозяйству: Тез.докл. УН съезда Всесоюзн.минералог, об-ва.-Ленинград, 1987.-С.58-59 (соавторы: Матковский О.И., дручок Л.П.).

13. Некоторые типоморфные особенности кварца кварцевожильных Образовании из докембрийских пород Закарпатья //Минералогический журнал.-Киев, 1987.-¿5.-С.70-74 (соавторы: Матковский О.И., Костеико А.И., Козуб Ю.Б.). ,

14. Пирротины кварц-слюдистых сланцев и кварцевожильных образований одного из рудопроявлений Закарпатья //Мин.сб. Яьвов.ун-та.-

1987.-.¿41, вып.I.-C.63-65.

15. Геохимические критерии рудоносности метаморфических пород Ра-ховского района Закарпатья //Теория и практика геохимических по-' исков в современных условиях: Тез.докл. 1У Всесоюзного совещания (Ужгород, 10-12 октября 1986).-М.,1988.-С.93 (соавтор Матковский О.И.). '

16. Околорудные метасоматиты Закарпатья.-Киев: наук.^умка, 1988*-20Icj (соавторы: Цербань И.П., Копылова Л.В., Матковский О.И.,Ре-

мешило Б.Г., Шевченко Б.И.)'

17. Минералого-петрохимические особенности рудоносных метаморфических толщ Раховского района Закарпатья //Геология советских Карпат.-Киев, 1989.43.109-118 (соавторы: Матковскии О.И., Смирнов Б.И.).

18. Особенности мусковита из доверхнепалеозоЛских кварц-слюдистых сланцев Раховского рудного поля //Информационные материалы XI Всесоюзного совещания по рентгенографии минерального сырья: Тез. докл.-Свердловск, 1985.-Т.2.-С.56.

19. КрмтеШ' золотоносное^ доверхньопалеозойських метачор*ичних пов1д Рах1вського рудного району Закарпаття // В1сник Льв1в. унту. Сергя геол. Льв1в:Св1т. - 1992.-Вип.II.-С.121-128 /сшвавтотэ Матковський 0.1./

20. Сшвставления золотоноснюс карбонатвм1тауючих пошд Мармарось-кого масиву /Сх1*ш Карпати/ та Центрального Тажжик*стану //Вх сник Льв1в. ун-ту. Сергя геол. - Льв1в: Свгт. - 1992,. -Вип.II.

-С.145-153 / ствавтор Куземко В.М./.