Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Условия образования и источники рудного вещества Au-PGE-REE рудопроявлений Алькесвожской площади (Приполярный Урал)

ВАК РФ 25.00.11, Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Суренков, Сергей Владимирович

ВВЕДЕНИЕ.

Глава. 1 ГЕОЛОГИЧЕСКОЕЕНИЕ АЛЬКЕСВОЖСКОГО РУДНОГО РАЙОНА ПРИПОЛЯРНОГО УРАЛА.

1.1 Геолого-географическое положение района.

1.2 Обзор, анализ и оценка ранее проведенных работ.

1.3 Стратиграфия.

1.4 Магматизм.

1.5 Тектоника.

1.6 Метаморфизм.

Глава. 2 ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ. ОСОБЕННОСТИ РУДОВМЕЩАЮШИХ ПОРОД И МИНЕРАЛОГИЯ.

2.1 Геологическое строение рудопроявлений Чудное и Нестеровское.

2.2 Минералогические особенности Au- Pd-REE проявлений.

2.3 Петрохимические особенности рудовмещающих пород.

2.4 Редкоземельные элементы в породах и рудах рудопроявлений.

2.5 Распределение Y, Zr, Nb, Rb и Sr в породах и рудах.

2.6 Распределение Au-Ag-PGE в рудах и породах.

Глава. 3 ИССЛЕДОВАНИЕ ГАЗОВО-ЖИДКИХ ВКЛЮЧЕНИЙ.

3.1 Термометрические и криометрические исследования жильных минералов рудоносных зон.

3.2 Исследование валового состава газово-жидких включений.

Глава. 4 ИССЛЕДОВАНИЕ СТАБИЛЬНЫХ ИЗОТОПОВ КИСЛОРОДА, ВОДОРОДА, УГЛЕРОДА И СЕРЫ В ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ МИНЕРАЛАХ И ВМЕЩАЮЩИХ ПОРОДАХ.

4.1 Изотопный состав кислорода и водорода.

4.2 Изотопный состав серы.

4.3 Изотопный состав кислорода и углерода карбонатов.

Глава. 5 ИЗОТОПНОЕ ДАТИРОВАНИЕ И ГЕОХИМИЯ РАДИОГЕННЫХ ИЗОТОПОВ.

5.1 Обзор ранее опубликованных работ.

5.2 Обсуждение известных результатов изотопного датирования.

5.3 Результаты К-Ar датирования слюд.

5.4 Результаты Rb-Sr изотопных исследований.

5.5 Результаты Sm-Nd изотопных исследований.

5.6 Геохимия изотопов стронция и неодима.

5.7 Изотопный состав свинца в галенитах: результаты и следствия.

Глава. 6 ГЕНЕТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ЗОЛОТО-ПАЛЛАДИЕВОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИИ.

6.1 Обобщение палеогеографических данных.

6.2 Обзор существующих гипотез образования рудопроявлений Алькесвожской площади.

6.3 Сопоставление с другими месторождениями и проявлениями золото-палладиевой минерализации.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Условия образования и источники рудного вещества Au-PGE-REE рудопроявлений Алькесвожской площади (Приполярный Урал)"

АКТУАЛЬНОСТЬ ТЕМЫ.

Выяснение условий формирования и источников рудного вещества нового типа Аи-Pd-REE рудопроявлений Приполярного Урала имеет важное значение для разработки поисково-оценочных критериев и развития минерально-сырьевой базы, как Уральского региона, так всей страны в целом. Исходя из этого, изучение рудопроявлений Алькесвожской площади представляется крайне актуальным, для выяснения перспективности подобного оруденения и возможности применения полученных данных при поиске аналогичных месторождений.

К наиболее важным особенностям золоторудных проявлений Алькесвожской площади (Чудное, Нестеровское) можно отнести (Тарбаев и др., 1996, Моралев и др., 1998, Озеров 1996):

1) расположение в зоне регионального несогласного контакта палеозойских и докембрийских пород;

2) приуроченность оруденения к зонам тектонических нарушений;

3) сочетание золотой, палладиевой и редкоземельной минерализации;

4) необычность кислых пород как рудовмещающих для элементов группы платины;

5) необычный состав и внутреннее строение самородного золота;

6) доминирование фуксита в качестве главного жильного минерала;

7) присутствие гематита во вмещающих породах и в рудной ассоциации;

8) отсутствие видимой связи с магматической деятельностью в период рудообразования;

9) крайне малое развитие сульфидной, селенидной и теллуридной минерализации.

ЦЕЛИ И ЗАДА ЧИ ИССЛЕДОВАНИЙ.

С целью определения условий формирования и источников рудного вещества Аи-PGE-REE±U рудопроявлений Чудное и Нестеровское (Приполярный Урал) в данной работе поставлены следующие задачи:

1) Уточнение геологического строения и условий локализации оруденения;

2) Оценка физико-химических параметров рудообразования;

3) Выяснение источников рудного вещества и гидротермальных растворов;

4) Уточнение возраста и продолжительности гидротермальных процессов;

5) Разработка генетической модели образования нового типа Au-Pd-REE рудопроявлений Приполярного Урала.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ И ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ.

В основу диссертации легли как полевые наблюдения, так и лабораторные исследования в 1999-2002гг.

Проводилось изучение соотношений минеральных агрегатов, передокументация керна 26 скважин 1650 п. м., выборочная документация канав и обнажений. Проведено изучение более 200 штуфов, 100 прозрачных и 230 полированных шлифов. Выполнено 90 полуколичественных спектральных определения (Корина Е.А., ИГЕМ РАН), 120 рентгенофлюорисцентных анализов вмещающих пород и руд (Марченко Т.М., Якушев

А.И., ИГЕМ РАН), 110 проб проанализировано нейтронно-активационным методом (Керзин А.Л., ИГЕМ РАН), проанализировано 25 образцов на содержание редкоземельных элементов с помощью масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (аналитики Дубинин А.В., Горбачева С.А., ИГЕМ РАН). Использованы данные по распределению платины и палладия по 30 образцам, проанализированные хроматографическим и кинетическим методом (Никольская Н.В., Никитина И.Б. ИГЕМ РАН). На JSEM - 5300 с приставкой Link-ISIS (Мохов А.В., ИГЕМ РАН) и микроанализаторе MS-46 (Лапутина И.П., ИГЕМ РАН) сделано более 700 микрорентгеноспектральных анализов. Проведен рентгеноструктурный анализ 15 породообразующих и рудных минералов (Левицкая Л.А., Марсий И.М., ИГЕМ РАН). Получено 10 ДТА определений свойств пород (Пилоян Г. А., ИГЕМ РАН). Проанализировано методами термо-криометрии 413 газово-жидких включений в жильных минералах (Краснов А.В., Грознова Е.О., Прокофьев В.Ю., ИГЕМ РАН). С помощью комплекса методов из монофракций кварца проанализировано 3 водных вытяжки (Савельева Н.И., Миронова О.Ф., ГЕОХИ РАН) и 5 водных вытяжек (Хитаров Д.Н., Эрлих О.Ф., ВИМС), 6 водных вытяжек проанализировано методом ICP MS (Горбачева С.А., ИГЕМ РАН). Газовая фаза из монофракций кварца определена в 3 пробах (Савельева Н.И., Миронова О.Ф., ГЕОХИ РАН) и 5 пробах (Хитаров Д.Н., Эрлих О.Ф. ВИМС),. Использовано 18 определений изотопного состава Sr и Rb (Шатагин К. Н., ИГЕМ РАН), 4 определения изотопного состава свинца в галенитах (Чугаев А.В., ИГЕМ РАН), 10 определений изотопного состава Sm и Nd в ортитах, ксенотиме и валовых пробах пород (Журавлев Д.З., ИМГРЭ), 35 определений изотопного состава серы сульфидов и пород, 12 определений изотопного состава углерода и кислорода в карбонатах (Носик Л.П., ИГЕМ РАН), 41 изотопного состава кислорода в жильных минералах и 9 определений изотопного состава водорода и кислорода в слюдах (Покровский Б.Г., ГИН РАН).

При подготовке работы использован каменный и аналитический материал Моралева Г.В. и Борисова А.В., (ИГЕМ РАН) и образцы, предоставленные Онищенко С.А., Карчевского А.Ф., Ефановой Л.И. (ОАО «Полярноуралгеология», г. Воркута). В работе так же использовались образцы и аналитические данные Кузнецова С.К.(ИГ КнЦ УрО РАН), Тарбаева М.Б. (МПР Республики КОМИ), Плетнева П. А. (МГУ).

НА УЧНАЯ НОВИЗНА И ПРАКТИЧЕСКОЕ ЗНА ЧЕНИЕ РАБОТЫ.

Установлено, что основными рудоконтролирующими факторами является: (1) разрывные нарушения северо-восточного простирания; (2) зона несогласия терригенных (Ог) и вулканических (R3-V) толщ; (3) древняя кора выветривания; впервые на месторождении, с помощью современных методов, определены физико-химические параметры рудообразующих флюидов; уточнен возраст оруденения; установлены источники некоторых компонентов растворов и рудного вещества.

Полученные данные позволили построить модель образования нового типа Au- Pd-REE рудопроявлений Приполярного Урала, сделать выводы о распространенности оруденения на глубину и дать оценку возможных поисковых признаков для обнаружения рудопроявлений и месторождений подобного типа оруденения.

Впервые получены: комплексные данные по газово-жидким включениям, по изотопному составу Rb и Sr для минералов с низким Rb/Sr отношением и вмещающим основным породам, по изотопному составу Sm и Nd для ксенотима и вмещающим породам. Также впервые получены по изотопному составу серы сульфидов и пород, по изотопному составу кислорода и водорода в жильных минералах.

АПРОБАЦИЯ РАБОТЫ.

Основные положения диссертационной работы представлялись на Всероссийском Геологическом Конгрессе, посвященном 300 - летию геологической службы России (С.Петербург, 2000г.), на международной конференции «Новые идеи в науках о земле» в Московской Государственной Геологоразведочной Академии (Москва, 2001 г.), на УП Научной конференции студенческой школы в Институте Минералогии РАН (Миасс, 2001г.), на XVI симпозиуме по геохимии изотопов им. акад. А.П. Вернадского ГЕОХИ РАН (Москва, 2001 г.), на конференции прикладная минералогия в решении проблем прогнозирования, поисков и оценки месторождений полезных ископаемых ВИМС (Москва, 2001г.), на 10 - й научной конференции «Структура, вещество, история литосферы тимано-североуральского сегмента» Институт геологии Коми НЦ УрО РАН (Сыктывкар, 2002 г.), на VIII чтениях А.Н. Заварицкого «Рифты литосферы» (Екатеринбург, 2002 г.), на Всероссийской научной конференции «Геология, Геохимия, Геофизика на рубеже XX-XXI веков» (Москва, 2002). По теме диссертации опубликовано 12 печатных работ. За время обучения в аспирантуре автор получил: диплом за лучшую работу по актуальным проблемам геологических наук и геологоразведочных работ от Российского геологического общества и Евро-Азиатского геофизического общества, диплом за доклад на 10-й конференции «Структура, вещество, история литосферы тимано-североуральского сегмента».

СТРУКТУРА И ОБЪЕМ РАБОТЫ.

Диссертация состоит из введения, шести глав и заключения. Общий объем работы 174 страницы, 65 фигур, 33 таблицы. Список литературы включает 176 наименований.

Заключение Диссертация по теме "Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения", Суренков, Сергей Владимирович

Выводы.

Литолого-палеогеграфические данные в периоды, отмеченные изотопным датированием, т.е. 400 и 250 млн. лет, подтверждают, что в раннедевонскую эпоху в процессах рудообразования могли участвовать морские воды. А на поздних этапах развития гидротермальной системы в рудообразовании могли участвовать захороненные воды.

6.2 Обзор существующих гипотез образования рудопроявлений Алькесвожской площади.

На данный момент существует несколько гипотез образования рудопроявлений Алькесвожской площади:

I. Начиная с открытия первого золота в фуксите, B.C. Озеров выдвинул россыпную генетическую модель образования рудопроявления Чудное, подразумевающую образование оруденения в палеощетках (в плотиках). Была так же выдвинута теория образования палеодолин. Золотое оруденение в терригенных породах рудопроявления Нестеровское считалось стратиформным и сингенетичным.

II. Гидротермальная модель формирования Au-Pd-REE оруденения была высказана в работе Тарбаева М.Б. с соавторами (1996 г.). Было высказано предположение, в котором процесс образования рудопроявлений подразумевает мобилизацию восходящими гидротермальными растворами Сг, ЭПГ, Аи и Си из гипотетических основных и/или ультраосновных пород скрытых на глубине. Возможными источниками Сг, ЭПГ, Аи и Си являются: (1) базальты саблегорской свиты, подстилающие риолиты; (2) габбро-диабазы из даек манарагского комплекса или комагматичные им основные породы на глубине.

III. Ефанова Л.И. (2001) выделяет стратиформное первичное россыпное золотое оруденение на рудопроявлении Нестеровское. К основным особенностям она относит то, что золото встречается по всему разрезу толщи от единичных знаков до первых г/т, местами образуя рудные слои небольшой протяженности. Во вторых, по мнению автора, имеет место повсеместное заражение Алькесвожской толщи золотом. Ею же отмечено: (1) что повышенная золотоносность отвечает ритмичному горизонту, (2) самородное золото не сопровождается сульфидами, (3) в пластах с повышенным содержанием золота нет признаков наложенных процессов, (4) в базальном горизонте состав золота резко варьирует, что, вероятно, обусловлено его смешением из нескольких источников. Так же в работе рассмотрены элементы литологического контроля позднегерцинского гидротермального оруденения. Сделан вывод о вторичном «бонанцевом» типе золотого оруденения. Все выше сказанные идеи основываются на том, что алькесвожская толща представляет собой аллювиально-пролювиальные континентальные отложения. При этом, в качестве единственного аргумента приводится относительно слабая окатанность обломочного материала толщи.

IV. Юдович Я.Э. и его коллеги из ИГ КНц УрО РАН (2000, 2001) в основном рассматривали редкоземельную минерализацию зоны озерного разлома, и только от части касались собственно проявлений Чудное и Нестеровское. По версии авторов первоначально риолиты подверглись постмагматическим процессам минерализации грейзенового типа. Впоследствии гидротермально переработанные вендские риолиты могли подвергнуться гипергенному изменению в кембрийской коре выветривания, продукты которой питали осадки алькесвожской толщи, при этом происходили мощные процессы аутигенного образования. В дальнейшем редкоземельные фазы претерпели раскристаллизацию и переотложение. В период зеленосланцевого метаморфизма (каледонского), часть редкоземельных минералов разложилась и трансформировалась в силикаты (в ортиты сингенетичные золото-палладиевому оруденению).

V. Галанкина О.Е. (2001) а так же Козлов с соавторами (1999) (СПбГУ) считают рудопроявлеиие Чудное гидротермальным и датируют его рубежом кембрий-силур. Источником вещества являлись ультраосновные породы мантийного происхождения. Предполагается, что это оруденение было частично эродировано в досиллурийский период, и именно эта минерализация была источником россыпного золота в алькесвожской толще. Рудопроявлеиие Нестеровское считается силурийской палеороссыпью, с пластовым характером оруденения с незначительным перераспределением золота. В целом эта модель представляет собой раннюю, примитивную версию модели Е.И. Ефановой (2001). И та и другая разновидности моделей основаны на ряде допущений и неточностей.

Оценивая все выше изложенные гипотезы, следует особо остановиться на практических следствиях. Представления B.C. Озерова (1994) о Чудном как о палеороссыпи (палеощетках) привели его к выводу о быстром выклинивании оруденения с глубиной (до первых метров) и о незначительном потенциале этого объекта. Эта гипотеза была опровергнута в 1997 году, когда на Чудном была пробурена первая скважина N 101, которая вскрыла продолжение рудной зоны на глубину. В целом к этому периоду идея о палеощетках перестала быть актуальной, но дискуссия с новой силой переключилась на генезис рудопроявления Нестеровское. Представление об этом объекте как о русловой палеороссыпи с пластовым характером оруденения, расположенного в захороненных палеодолинах субширотного простирания привело к соответствующему выбору направления работ: бурение профилей вертикальных скважин в западной части Нестеровского, известно как участок Нестеровское плато. В результате этих дорогостоящих работ было обнаружено около семи пересечений длиной до 1 м, рудных зон. С содержанием металла более 1 г/т. Выделить рудоносный пласт достоверно не удалось, так же как и не удалось понять условий контроля золотого оруденения. Единственный положительный итог этих работ состоит в подтверждении несмещенного характера золотой аномалии в почве на участке Нестеровское плато. Так же было выявлен особый характер золотой минерализации (самородное золото-халькозин-теллуриды и селениды висмута и теллуриды золота).

6.3 Сопоставление с другими месторождениями и проявлениями золото-палладиевой минерализации.

Au- PGE-REE минерализация Алькесвожской площади может быть сопоставлена с очень ограниченным числом других известных Au-Pd и Pt-Pd месторождениями, а именно: с Au-Pd-U месторождением Коронейшен Хилл в Северной Австралии, залегающим в риолитах (Mernagh et al., 1994); с Au-Pd минерализацией в железистых кварцитах района Итабира в Бразилии (Olivo et al., 1994; Olivo et al., 1995; Olivo & Gammons, 1996); с Pt-Pd жильным месторождением Ватерберг в Южной Африке, локализованном в кислых вулканитах (McDonald et al., 1995; Дистлер и др., 2000); с Au-Pd рудопроявлениями в карбонатных жилах в графстве Девон, Англия, залегающими в терригенных породах (Leake et al., 1991); с U-V-Au-ЭПГ месторождение Падма в Карелии (Полеховский, Волошин, 1990; Билибина и др., 1991; Савицкий и др., 1994). с Au-Pd месторождением Джакутинга в Гонго Соко в районе Минас-Жейрас Бразилия (A. R. Cabral 2002)

Наиболее важными общими чертами этих объектов является присутствие гематита во вмещающих породах и/или в рудах и приуроченность Au-ЭПГ минерализации к кварц-полевошпатовым породам (кислые вулканиты, железистые кварциты).

Гидрогенная генетическая модель, наиболее полно разработанная на примере месторождения"шУСоп!Ъгтку related" Коронейшен Хилл в Австралии, предполагает выщелачивание золота, ЭПГ и урана из терригенных пород в процессе приповерхностного выветривания с последующим переносом металлов нисходящими флюидами богатыми СаСЬ, с низким рН и очень высокой Ю2 (Mernagh et al, 1994). Отложение самородного золота и платиноидов происходило в тектонических зонах в результате нейтрализации растворов в кварц-полевошпатовых породах, а отложение урана имело место при восстановлении флюидов в породах, богатых органическим веществом. Оценки температуры рудообразующих растворов слишком велики (-160° С) для нисходящих флюидов поверхностного происхождения, поэтому привлекается дополнительный источник восходящих гидротермальных растворов (Mernagh et al., 1994).

Модель образования золото-палладиевых месторождений в Бразилии связано с взаимодействием нисходящих метеорных вод и морских рассолов в зоне развития гематита (soft) при температурах 160С° и концентрации растворов 10-11 вес. % NaCl экв., причем, палладиевая минерализация является завершающей стадией.

Гидрогенная" модель по аналогии с Коронейшен Хилл наталкивается на одно, но серьезное ограничение - если механизм отложения контролировался, прежде всего, нейтрализацией кислотных растворов поверхностного происхождения, которые переносили золото и палладий, то в этом случае они должны были быть нейтрализованы еще в известковых породах Сапединской свиты, которая перекрывала площадь проявлений Приполярного Урала в конце палеозоя.

6.4 Практические рекомендации и следствия.

Приуроченность оруденения к региональному несогласию приводит к предположению о исчезновении Au-Pd-REE±U минерализации выше и ниже регионального несогласия. Из чего следует наличие перспектив для поисков Au-Pd минерализации в зоне контактового и озерного разломов к юго-западу от проявления Нестеровское, где эти нарушения пересекают терригенные, гематитизированные породы нижнего палеозоя. На глубине, под проявлением Нестеровское следует ожидать продолжение минерализации до первых сотен метров. На глубине рудопроявления Чудное, могут быть обнаружены селениды, теллуриды и сульфиды, при постепенном выклинивании Au-Pd минерализации.

Поисковыми критериями подобного оруденения могут являться сочетание крутопадающих разломов и поверхностей несогласий, играющих роль геохимических барьеров.

Поисковыми признакаими подобной минерализации может являться наличие высокохромистых слюд, золото-медных фаз, арсенитов и селенеидов палладия. Так как рудопроявления Чудное и Нестеровское не относятся к россыпеобразующиму типу, то поиски подобных объектов с помощью шлихового опробования представляются неперспективными. Наиболее оптимальным и недорогим методом при разведке подобных объектов, следует признать литохимию с определением содержаний золота и хрома.

Руды проявления Чудное сложены фукситом, кварцем, Mn-алланитом, самородным золотом (в том числе Pd-Hg-Cu содержащими разновидностями), электрумом. В небольших количествах встречаются минералы группы мертиита, атенеит, фазы АизСи, AU3CU2, АигСи, амальгамы Аи и Au+Pd, самородное серебро, атенеит, циркон, монацит, ксенотим, черновит, U- и U-Fe-Ti оксиды, барит, Mn-кальцит, апатит, Nb-содержащий титанит, цинкохромит, альбит, калиевый полевой шпат, кварц, хлорит. Изредка встречается самородный палладий, палладинит. В рудовмещающих риолитах повсеместно присутствует тонкая вкрапленность и прожилки гематита. Вмещающие породы подверглись воздействию предрудной альбитизации и серицитизации.

На проявлении Нестеровское руды сложены фукситом, кварцем, гематитом, лейкоксеном, (Gd-Dy)-KceHOTHMOM и высокопробным медистым золотом (в том числе с Pd до 1.2 %), изредка встречаются атенеит и флоренсит, теллуриды и висмутиды золота и палладия.

В целом рудное поле приурочено к зоне Контактового разлома, что проявляется в интенсивном рассланцевании вмещающих пород. Рудные тела на рудопроявлении Чудное представляют линейные штокверки мощностью до 30 метров, длина которых по простиранию достигает первых 100 метров. Рудные тела имеют северо-восточное простирание и круто падают на северо-запад.

Рудные тела на проявлении Нестеровское имеют более сложное строение и представляют собой вытянутые «трубообразные» тела, локализованные между тектоническими зонами северо-восточного простирания и полого погружающиеся на юго-запад вдоль осей приразломных складок.

Схема последовательности минералообразования на рудопроявлениях Чудное и Нестеровское аналогичны и включают в себя следующие события (:

1) Раннее допалеозойское рассланцевание, во время которого, сформировались мусковитовые тектониты с гидротермальным цирконом.

2) Доордовикское выветривание, во время которого в риолитах сформировались сопряженные полосы гематитизации и раннего осветления (I) (метаморфизованные в последующем продукты выветривания). Положение полос гематитизации и раннего осветления контролируется элементами прототектоники в риолитах и ранним рассланцеванием.

3) Брекчирование риолитов и их последующее гидротермальное осветление (II), и ранее гидротермальное осветление в гравелитах (результат регрессивной стадии девонского метаморфизма).

4) Первая фукситовая стадия - кварцевая стадия (в течение которой образовались низкохромистые фукситовые прожилки и постметаморфические жилы раннего кварца с гематитом. Это событие сопоставляется с регрессивной стадией герцинского метаморфизма на рубеже карбон-пермь.

5) Вторая фукситовая стадия (с Сг-ортитом I).

6) Альбит-кварц+ортитовая стадия, во время которой, в небольшом количестве также отлагались титанит и урансодержащие оксиды. К этой же стадии относятся редкие гнезда горного хрусталя, наложенные на ранние кварцевые жилы.

7) Золото - палладий - редкоземельная стадия, сопровождавшаяся локальным переотложением части фуксита. Кальцитовые прожилки, вложенные в фукситовые агрегаты, условно включены в эту стадию. Для рудопроявления Нестеровское известно наложение золоторудной минерализации по зонам осветления в тесной ассоциации с мусковитовыми тектонитами и более древними кварцевыми прожилками. На участке Нестеровское кар известна наложенная поздняя Au-Te, Bi-Te-Se минерализация, также условно включаемая в эту же стадию.

Сульфиды и сульфаты практически отсутствуют в составе золото-палладиевых руд, за исключением одной находки селенистого халькозина в ассоциации с золотом на участке Людный и нескольких проб с участка Нестеровское плато. Все отмеченные проявления сульфидной минерализации пространственно разобщены с золото-палладиевым оруденением, но очевидно, являются продуктом относительно позднего события, наложенного на ранние кварцевые прожилки. Поэтому, можно допустить то, что сульфидная минерализация является фациальным аналогом золото - палладиевого оруденения.

В результате изучения петрохимического состава пород и руд, получены следующие выводы: главным фактором размещение РЗЭ минерализации Алькесвожской площади является метаморфизованная кора выветривания по докембрийским породам.

Относительно локальное перераспределение легких и тяжелых РЗЭ в породах обусловлено процессами регионального метаморфизма, кембрийского выветривания и метасоматического изменения вмещающих пород. Наличие слабого цериевого минимума (Се/Се*=0,7), отражает процессы кембрийского корообразования.

Обилие и разнообразие редкоземельных минералов обусловлено физико-химическими параметрами растворов, которые эволюционировали при взаимодействии с древней корой выветривания. Распределение редкоземельных элементов на рудопроявлениях имеет схожий характер, что позволяет говорить о единых процессах происходящих в терригенных породах рудопроявления Нестеровское и в вулканических породах проявления Чудное. Спектры распределения редкоземельных элементов нормированные на хондрит аналогичны спектрам распределения в верхней коре.

Распределение Y Zr Nb Sr Rb в вулканических породах согласуется с традиционной интерпретацией саблегорской свиты как продуктов позднерифейского эпиплатформенного рифтогенеза. Различия между дайками диабазов манарагского комплекса и базальтами саблегорской свиты выражено в более высоком содержании Rb в первых. Содержание малоподвижных и редкоземельных элементов в базальтах саблегорской свиты и даек диабазов позволяет предполагать, что они принадлежат к единому комплексу. Присутствие минералов, содержащих элементы редких земель, отражает распределение иттрия и тяжелых лантаноидов в породах. Полученные данные свидетельствуют о том, что эпигенетическое перераспределение Y и Nb в породах имело локальный характер и в целом не влияло на спектры распределения REE.

Средневзвешенные содержания малоподвижных элементов является косвенным свидетельством различной природы локальных эпигенетических изменений, которые не затрагивали основные породы.

Сходное распределение Au-Ag-ЭПГ в минерализованных риолитах, гидротермально-измененных разностях, в слабо измененных риолитах и гравелитах свидетельствует о том, что фоновые концентрации Au-Ag-ЭПГ в рудах представляют собой результат наложенного воздействия рудного гидротермального процесса. Иной характер распределения благородных металлов в основных породах указывает либо на то, что базиты рудный гидротермальный процесс вообще никак не затронул, либо на то, что результат воздействия рудного процесса был иным. Основные породы саблегорской свиты, а также дайки основного состава манарагского комплекса, не могут представлять собой потенциальный источник Au-Ag-ЭПГ, мобилизованных и переотложенных в риолитах, так как спектр Au-Ag-ЭПГ в основных породах не отвечает результат выноса этих элементов, а спектр Au-Ag-ЭПГ в риолитах - результат привноса их из основных пород, то есть нормализованные по хондриту (или по среднему содержанию Au-Ag-ЭПГ спектры основных и кислых пород не комплементарны. Поскольку, очевидно, что распределение Au-Ag-ЭПГ в основных и кислых породах не комплементарно, то гипотезу о возможной роли саблегорских базальтов и даек манарагского комплекса, как источника значительной части благородных металлов, следует отклонить.

В самых поздних генерациях кварца, альбита и кальцита исследованы первичные и вторичные газово-жидкие включения, которые могут отражать условия последующего этапа, т.е. отложения золото-палладиевой минерализации. Установлен интервал температур от 100 до 180°С, при модальных значениях около 140°С. При этом, концентрация растворов сильно варьирует: от 2.5 до 23 вес. % NaCl экв. Температуры эвтектики варьируют в широких пределах от -40 до -15 С. В раннем кварце так же встречены первичные включения с высокими температурами эвтектики от -6 до -4° Q и температурами гомогенизации 335-350 С и концентрацией от 0.8 до 7 вес. % NaCl экв.

В целом интервалы температур гомогенизации и концентрации растворов в первичных и вторичных включениях для рудопроявлений Нестеровское и Чудное совпадают.

Отношение F/C1 для водных вытяжек из кварца рудопроявлений Чудное и Нестеровское сильно варьирует, достигая 1, что превышает аналогичное отношение в морской воде в среднем на 2-4 порядка - (0.24-1.5)х10"4.

В результате изучения водных вытяжек можно выделить образцы с разным составом растворов включений: NaCl состава - для горного хрусталя и для части прожилков раннего кварца рудопроявления Чудное, MgCb-KCl-NaCl для некоторых жильных кварцев ранней ассоциации рудопроявления Нестеровское и Чудное, Са(НСОз)2-М§(НСОз)2-НаНСОз-КНСОз для большинства вторичных включений в позднем жильном кварце рудопроявления Чудное и включений в галечном кварце из гравелитов рудопроявления Нестеровское.

В результате сравнительного анализа данных по криометрии и водным вытяжкам, предполагается, что в гидротермальной системе, при образовании жильного кварца, принимали участие калий, натрий бикарбонатные и кальций-магний хлоридные растворы.

Гидротермальный флюид равновесный со слюдами при температуре 300°С (принято на основании значений температур гомогенизации вероятно первичных включений в

1 Я раннем жильном кварце), имеет изотопный состав 6 О 7-9,5%о, и 6D от -10 до -60 %о, что

18 указывает на участие воды из метаморфического или/и магматического источника.6 О флюида равновесного с ранним кварцем при температуре 300°С, имеет изотопный состав от 7 до 8 %о. Поскольку проявления позднепалеозойского магматизма в пределах региона не известны, остается только один вариант интерпретации, и следует признать, что на регрессивной стадии герцинского метаморфизма в системе доминировали растворы метаморфического происхождения.

В результате проведенных термометрических и изотопных исследований установлена прямая корреляция температуры гомогенизации вторичных включений и значений 6,80 раннего жильного кварца. Это свидетельствует о том, что ранний кварц подвергся частичной перекристаллизации и поэтому его изотопный состав искажен относительно изначальных значений. Переуравновешивание изотопного состава кислорода в результате перекристаллизации означает и изменение изотопного состава растворов воздействовавших на кварц, в частности постепенное облегчение изотопного состава кислорода воды по мере падения температуры. Скорее всего, это отражает возрастание роли изотопно-легких метеорных или морских вод относительно изотопно-тяжелой метаморфогенной воды в гидротермальной системе. Таким образом, факт облегчения изотопного состава кислорода раннего жильного кварца по мере снижения температуры перекристаллизации, означает, что в гидротермальной системе на поздних стадиях процесса принимали участие растворы из двух разных источников (метаморфогенные и метеорные и/или морские воды). □ 18

8 О флюида равновесного с поздним альбитом и поздним кварцем при температуре 120 -140°С имеет изотопный состав от -7 до -2 %о, что так же позволяет говорить о присутствии на заключительных стадиях гидротермального процесса метеорных, морских или захороненных вод.

Исследования изотопного состава серы выполнено для монофракций пирита, галенита, борнита отобранных из сульфидных агрегатов, наложенных на кварцевые и кварц-карбонатные прожилки из саблегорских базальтов и риолитов. Значения 634S пирита варьируют от +1,5 до +9%о, 634S галенита от +2,33 до +3,79%о, борнита +2%о. По парам сосуществующих пирита и галенита была подсчитана температура (X. Омото 1982) изотопного фракционирования, она составляет интервал от 120 до 215 °С, при средних значениях 180°С, что в первом приближении совпадает с температурами гомогенизации вторичных газово-жидких включений в альпийском раннем кварце, на который наложены сульфиды.

Поскольку, сульфиды сосуществуют с гематитом, очевидно, что условия их отложения были относительно окисленными и контролировались тройной точкой пирит -магнетит - гематит, либо равновесием пирит - гематит. При этом сульфатная сера в растворах совершенно преобладает над сероводородом, таким образом, состав общей серы в растворах был значительно тяжелее интервала от +1 до +9%о. Это означает, что на поздних стадиях гидротермального процесса в системе доминировала сера морского происхождения. А поскольку отношение F/CL для рудообразующих флюидов довольно высокое, скорее следует допустить участие «захороненных» вод, связанных с позднепермскими эвапоритами краевых частей Предуральского краевого прогиба.

Кальцит встречается на рудопроявлении Чудное довольно редко и образует линзочки, вложенные внутрь фукситовых или альбит - кварц - ортитовых прожилков. В терригенных породах рудопроявления Нестеровское, кальцит не встречается, но на микроскопическом уровне определены сидерит и бастнезит.

1 о 1 О | о

Значения 5 С и 8 О в кальците колеблются 6 С от -0,95 %о, до -6,88, 8 О от +14,50 до +19,77 %о. б180 воды равновесной с кальцитом при средней температуре 140°С

1 Д составляет от 3,33 до 8,57 %о. 6 С СО2, равновесного с кальцитом при такой же температуре, варьирует от -2.88 до -8.81 %о. Изотопный состав водной СОг отражает

11 изотопный состав общего углерода в системе. Интервал 5 С сог-2.88 до -8.81 %о допускает и участие углерода извлеченного из подстилающих толщ (верхний предел значений), и участие биогенного углерода (нижний предел значений), а так же участие магматического углерода (средние значения). Изотопный состав кислорода, также указывает на одновременное присутствие метаморфогенных флюидов и изотопно-легких поверхностных вод.

Изохронным методом по трем пробам фуксита рудопроявления Чудное и одной пробе мусковита из тектонитов по риолитам, получена Rb-Sr дата 250,7 ± 5,7 млн. лет, Sr/86Sro = 0,7412 ± 0,1996 и СКВО 4,8.

В результате изохронного датирования, следует отметить совпадение К-Ar и Rb-Sr датировок для части слюд проявления Чудное, и таким образом дата около 250 млн. лет представляется отражением реального геологического события. При этом говорить о возрасте образования собственно слюд, нет оснований, так как начальные отношения стронция совпадают с известным интервалом для альбита, минерала явно более позднего, чем датированные слюды. Следовательно, дата около 250 млн. лет отражает время наложенного на ранние слюды гидротермального процесса, который можно сопоставить с формированием постфукситовых кварц-альбит-ортитовых прожилков. Это обстоятельство существенно, так как кварц-альбит-ортитовые прожилки непосредственно предшествовали формированию золото-палладиевой минерализации.

Sm/Nd отношения в риолитах саблегорской свиты достаточно резко отличаются от таковых для базальтов саблегорской свиты и диабазов манарагского комплекса. Фигуративные точки риолитов мало отличаются друг от друга и не образуют линейной зависимости, тоже самое, можно сказать и об основных породах. Поэтому, нет возможности применения изохронного метода для датирования риолитов или же основных пород.

Sm-Nd датировка 371,9 ± 2,5 млн. лет при 143Nd/144Ndo = 0,512074 ± 0,000029 и СКВО 19,18 по зернистым ортитам с проявления Чудное и ксенотиму с проявления

Нестеровское интерпретируется как реальное геологическое событие, ответственное за формирование части ранней, до золотой, редкоземельной минерализации. Хотя в районе известны К-Ar даты перекрывающие этот интервал, следует отметить отсутствие значительных совпадений с большинством и К-Ar, и Rb-Sr датировок. Тем не менее, при столь высоком Sm/Nd отношении в ксенотиме, эта дата мало изменяется в зависимости от принимаемых разумных начальных отношений 143Nd/144Nd<,. Учитывая сохранение зональности в ксенотиме и, следовательно, сохранение первичного изотопного состава при последующих событиях, а также общую инертность лантаноидов, можно с уверенностью говорить, что дата около 370 млн. лет отражает достаточно высокотемпературное, локальное гидротермальное событие, отложившее раннюю порцию редкоземельной минерализации.

Изотопный состав стронция в рудовмещающих риолитах соответствует верхнекоровым значениям. Основные породы имеют наименее радиогенный стронций, который, тем не менее, сдвинут в область верхнекоровых значений. Это обстоятельство, отражает привнос высокорадиогенного стронция в базиты из подстилающих пород или из риолитов саблегорской свиты. Как видно из интервал значений eSr25o в гидротермальных минералах рудопроявления Чудное, частично перекрывает интервал значений для вмещающих риолитов, но в целом располагается между интервалами значений для основных пород (базальтов саблегорской свиты и диабазов манарагского комплекса) и риолитами саблегорской свиты. Это позволяет предполагать гидротермальный привнос низкорадиогенного стронция из основных пород при доминирующей роли рудовмещающих риолитов в качестве источника стронция. Таким образом, допустимо предположение о смешении стронция из двух местных источников. Значения eSr2so для гидротермальных минералов рудопроявления Чудное, совпадают с интервалом eSr25o для рифейских и протерозойских пород, подстилающих Алькесвожскую площадь. Таким образом, так же вполне правомочна гипотеза о доминирующей роли подстилающих пород в качестве источника стронция.

Полученные данные по Nd позволяют с уверенностью говорить о том, что источник Nd в измененных риолитах был верхнекоровый, а в базальтах преобладал Nd из истощенной мантии. Важно подчеркнуть, что в отличие от стронция, обмен неодимом между базальтами и риолитами был ограничен, или отсутствовал полностью. В ортитах проявления Чудное, источник неодима был верхнекоровый и вмещающие риолиты, скорее всего, являлись резервуаром редкоземельных элементов в рудах Чудного.

Изотопный состав свинца в сульфидах несет важную информацию об источниках этого элемента, а, следовательно, и других металлов. Ранее уже говорилось, что сульфиды, в частности, галенит, на рудопроявлениях Алькесвожской площади встречаются крайне редко, а временные соотношения сульфидной и золото-палладиевой минерализации спорны в силу их пространственной разобщенности. Тем не менее, достаточно обосновано можно говорить о позднегерцинском постметаморфическом постскладчатом возрасте и сульфидной, и золото-палладиевой минерализации, при этом предполагается их близодновременное происхождение.

В нашем случае модельный возраст свинца намного моложе возраста всех возможных позднегерцинских гидротермальных процессов. Все это свидетельствует о (1) гетерогенном источнике свинца на хребте Малдынырд, и (2) об аномальной природе рудного свинца, накопление которого происходило в присутствии урана и тория в гидротермальной системе. Это подтверждается и присутствием минералов-носителей урана и тория в рудах на проявлении Чудное и Нестеровское.

Приуроченность оруденения к региональному несогласию приводит к предположению о исчезновении Au-Pd-REE±U минерализации выше и ниже регионального несогласия. Из чего следует наличие перспектив для поисков Au-Pd минерализации в зоне контактового и озерного разломов к юго-западу от проявления Нестеровское, где эти нарушения пересекают терригенные, гематитизированные породы нижнего палеозоя. На глубине, под проявлением Нестеровское следует ожидать продолжение минерализации до первых сотен метров. На глубине рудопроявления Чудное, могут быть обнаружены селениды, теллуриды и сульфиды, при постепенном выклинивании Au-Pd минерализации.

Поисковыми критериями подобного оруденения могут являться сочетание крутопадающих разломов и поверхностей несогласий, играющих роль геохимических барьеров.

Из выше сказанного, можно сделать отончательный вывод о том, что золото-палладиевая минерализация сформировалась в завершающую стадию гидротермального процесса около 250 млн. лет назад и связана с завершающими этапами позднегерцинского метаморфизма. На регрессивной стадии метаморфизма, восходящие метаморфогенные гидротермальные растворы мобилизовывали из подстилающих пород Аи, ЭПГ и другие элементы и переносили их в виде хлоридных комплексов. Эти растворы были восстановленные (поле устойчивости пирита и магнетита), и слабокислыми-близнейтральными (кислотность контролировалась ассоциацией Q-КПШ-калиевая слюда).

Источником рудного вещества могли быть подстилающие орто- и парапороды. В зоне несогласия восходящие восстановленные растворы попадали в область развития гематита во вмещающих породах. В результате окисления растворов и/или их смешения с окисленными высококонцентрированными захороненными водами происходило отложение золота и платиноидов. Гидротермальные растворы на ранних предрудных стадиях процесса имели относительно высокие температуры (>260°С) и концентрации (до 17 % NaCl экв.). Отложение золото - палладиевых руд происходило при низких температурах (110-160 °С) из хлоридных и бикарбонатных растворов, концентрация которых сильно варьировала и достигала высоких значений (до 24 % NaCl экв.). Гидротермальные растворы на ранних стадиях процесса имели метаморфогенное происхождение. На поздних стадиях процесса в период формирования золото-палладиевой минерализации в гидротермальной системе участвовали значительные количества метеорных и захороненных вод. Изотопный состав стронция, неодима и свинца в породах и минералах руд, а также геологические данные свидетельствуют о верхнекоровом происхождении рудного вещества.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Суренков, Сергей Владимирович, Москва

1. Андреичев В.Л., Юдович Я.Э. Изотопный состав стронция в рифейских карбонатах Севера Урала. Литология и геохимия осадочных формаций Северо-Востока Европейской части России. Сыктывкар, 1992 Труды Ин-та ИГ КнЦ РАН. Вып 79. с. 83-87.

2. Андреичев В.Л. Изотопная геохронология доуралид Приполярного Урала. Сыктывкар 1999. Изд-во КнЦ РАН с.48.

3. Андреичев В.Л., Юдович Э.Я. (1999) Рубидий-стронциевый возраст гранитов Народнинского массива (Приполярный Урал). В кн.: Геология европейского Севера России. Сб. 3. Труды Ин-та геол. Коми науч. Центра УрО РАН, вып. 100, Сыктывкар. С. 51-56.

4. Бахтина А.П. Сазонов В.Н. Результаты исследования состава светлых слюд из метасоматитов березит листвинитовой формации Урала Ежегодник 1979 Ин-т геологии и геохимии. Свердловск УрО РАН ,1980. с. 100-102.

5. Билибина Т.В., Мельников Е.К., Савицкий А.В. (1991) О новом типе месторождений комплексных руд в Южной Карелии. Геология рудных месторождений, т. 33. No 6. С. 3-13.

6. Бойчевский Г. И. Типоморфные особенности шлихового золота на Приполярном Урале // Разведка и охрана недр. 1988. No 4. С.8-12

7. Борисенко А. С. Изучение солевого состава газово-жидких включений в минералах методом криометрии // Геология и геофизика. 1977. №8. С. 16-27. Борисенко Е.Н., Борисенко Л.Ф., Мурашкин Г.А. Геохимия хрома в ультрабазитах Урала и продуктах их выветривания.

8. Боровинских А.П., Аминов Л.З., Богацкий В.И. и др. Результаты, состояние и перспективы геологических исследований и поисково-оценочных работ в Республике

9. Коми. Доклад на XII Геологической Конференции Республики Коми "Геология и минерально-сырьевые ресурсы Европейского Северо-Востока России". Сыктывкар: КНЦ УрО РАН и Госкомгео Республики Коми, 1994,43 С.

10. Ботова М.М., Степанов В.А, Ланцев И.П., Денисова Л.К. О находке палладистого золота и палладоарсенита на северо-остоке ссср ДАН 1988т303 №5 с.1202-1205. Варгафтик Н.Б. Справочник по теплофизическим свойствам газов и жидкостей. М., Наука, 1972, 720 с.

11. Водолазская В.П., Берлянд Н.Г., Котов КН., Шергина Ю.П., Мареичев A.M., Акимов Л. В. Кожимская область тектоно-магматической активизации и ее золотоносность. Руды и металлы N 4.1996. с-16-27.

12. Вологдин А.Г. К открытию остатков протерозойских водорослей на Дальном Востоке и на Урале. ДАН СССР. 1967, т. 175, N4. с. 926-928.

13. Вулкалович М.П. Алтунин В.В. Теплофизические свойства двуокиси углерода. М., Атомиздат, 1965. 455 с.

14. Галимов Э.М. (1981) Природа биологического фракционирования изотопов. М., Наука с.247.

15. Ермолаев Н.П., Созинов Н.А., Чиненое В.А., Горячкин Н.И, Никифоров А.В. (1995) Формы нахождения платиновых металлов в рудах золота из черных сланцев. Геохимия, N4. С. 524-532.

16. Зартман P. Pb, Sr и Nd изотоные характеристики рудных месторождений в зависимости о их геологического положения. . В кн. Металлогения и рудные месторождения. Наука 1984., Т. 12.,с. 44-56.

17. Иенсен М.Л. Изотопы серы и парагенезис минералов В кн. Проблемы эндогенных месторождений Вып.1 ИЛ 1960.

18. Калинин ЕЛ. Возраст гранитообразования на Приполярном Урале. (Геологическая интерпретация геохронометрических дат). Магматизм севера Урала и Тиммана. (Тр. Ин-та геологии Коми фил. АН СССР; Вып. 53), 1985. с. 25-27.

19. Кеппель В. Изотопы свинца как показатели происхождения металлов в рудных месторождениях и эволючия континентальной коры: примеры из Западной и Центральной Европы. В кн. Металлогения и рудные месторождения. Наука 1984., Т. 12.,с. 28-44.

20. Макеев А.Б., Брянчанинова Н.И., Костоянов А.И. Минералогия платиноидов из аллювия бассейна реки Печера. В сб. Материалы всероссийской конференции, 1998 г., Сыктывкар Геопринт С.-75-77.

21. Малюгин А.А., Вилисов В.А. Арсеноантимониды палладия в россыпях зоны рифтогенеза Урала // Ежегодник института геологии и геохимии УНЦ АН СССР. Свердловск: УНЦ АН СССР. 1982. Вып. 81. С.87-88.

22. Миронова О. Ф., Ростоцкая Н. М., Савинов И. М. Применение пирохроматографии для определения углеводородов в природных минералах // Журнал аналитической химии. 1984. Т. 39. Вып. 10. С. 1881-1886.

23. Моралев Г. В. (1998) Информационная записка о ходе выполнения работ по хоздоговору ИГЕМ РАН ТОО "Родонит": "Минеральные ассоциации и источники рудного вещества золоторудной минерализации Алькесвожского участка Приполярного Урала". ИГЕМ РАН, 19 с.

24. Моралев Г.В. (1998) Текущая информация о некоторых достижениях по хоздоговору ИГЕМ РАН ТОО "Родонит": "Минеральные ассоциации и источники рудного вещества золоторудной минерализации Алькесвожского участка Приполярного Урала", ИГЕМ РАН, 5 с.

25. Моралев Г.В. (1999) Промежуточный отчет "Стадийность рудообразования и временные соотношения минеральных ассоциаций" по второму этапу работ по хоздоговору ИГЕМ РАН ТОО "Родонит". 31 с.

26. Моралев Г.В. Борисов А.В. Суренков С.В. Финальный отчет Происхождение схема последовательности рудопроявлений Приполярного Урала. По договору Полярноуралгеология -ИГЕМ РАН. 1999г. с.110.

27. Моралев Г.В., Суренков С.В., Борисов А.В., Тарбаев М.Б., Кузнецов С.К. (2001) Условия формирования Au-PGE-REE минерализации Приполярного Урала. Тезисы докладов Международной конференции Новые идеи в науках о земле МГГА. Москва, том. 2, с. 51.

28. Морковкина В.Ф., Гаврилова С. И. Некоторые геохимические особенности пород гипербазитовых поясов полярного Урала и малого Кавказа. Геохимия рудообразующих элементов Наука 1976.

29. Мочалов А.Г. (1983) Минералы платиновых элементов россыпей щелочно-ультраосновного массива Кондер. Неопубликованный отчет. Магадан: СВКНИИ ДВНЦАН СССР. 156 С.

30. Наумов Г. Б., Салазкин А. Н, Миронова О. Ф., Савельева Н. И. Методы изучения флюидных ореолов при поисках гидротермальных руд. М.: Изд-во ГЕОХИ АН СССР. 1983. 75 с.

31. Наумов Г.Б., Рыженко Б.Н., Ходаковский И.Л. Справочник термодинамических величин. М.: Атомиздат, 240с., 1971.

32. Нестеров Н.В. Ведущая роль процессов гипергенеза при концентрации золота в месторождениях тихоокеанского рудного пояса. В кн. Вопросы металлогении и зональность месторождений тихоокеанского рудного пояса. Владивосток 1974., с.36-44.

33. Олт У. Ю. Изотопное фракционирование серы в геохимических процессах. В кн. Геохимические исследования ИЛ 1964. с. 234.

34. ОмотоХ., Рай Р.,О. В кн., Геохимия гиротермальных рудных месторождений. «Мир» 1982. с. 405-461.

35. Покровский Б.Г. Коровая контаминация мантийных магм по данным изотопной геохимии. «Наука» 2000. с. 228.

36. Полеховский Ю.С., Волошин А.В. (1990) Новые природные системы платиноидов в метасоматитах Южной Карелии. Доклады Академии Наук. т. 315. С. 700-703.

37. Пыстина Ю.И. (1997) Минералогическая стратиграфия метаморфических образований Приполярного Урала. Ред.: Н.П. Юшкин. Екатеринбург: УрО РАН. Реддер Э. Флюидные включения в минералах. В двух томах. Т. 1. 560с., Т.2. 632 с. М., Мир 1987г.

38. Punn Г.С., Канакин С.В., Щербакова М.Н. Фосфатная минерализация в метаморфизованных высокоглиноземистых породах Ичетуйского проявления. ЗМВО 1998. №6, с. 98-108.

39. Русинов В.Л., Русинова О.В., Кременецкий А.А. Природа натрового и борнрго метасоматизма в золоторудных месторождениях. Докл., Академии наук 1996.,т 346.,№6.,с 804-807.

40. Сахарова М.С. Лебедева Н.В. Ряховская С.К. О причинах взаимосвязи самородного золота с калаверитом. ДАН 1988., т. 298. №5. с. 1208-1210.

41. Соболева А.А. Риолиты Приполярного и Южной части Полярного Урала. Сыктывкар: Геопринт. 1995. 20 с.

42. Тарбаев М.Б. Жильный тип золоторудной минерализации Приполярного Урала.

43. Афвтореф. канд. дис. Сыктывкар: ИГ КНЦ УрО РАН. 1991. 16 С.

44. Тарбаев М.Б. Оценка перспективности коренной золоторудной минерализации

45. Кожимского района Приполярного Урала. // Тезисы XII Геологической Конференции

46. Республики Коми "Геология и минерально-сырьевые ресурсы Европейского Северо

47. Востока России". Сыктывкар: КНЦ УрО РАН и Госкомгео Республики Коми. 1994. С.5.7

48. Тарбаев М.Б., Кузнецов С.К, Моралев Г.В., Соболева А.А., Лапутина И.П. (1996) Новый золото-палладиевый тип минерализации в Кожимском районе, Приполярный Урал. Геология рудных месторождений, т. 38, N1, С. 15-30.

49. Тейлор С.Р. Мак-Леннан С.М. Континентальная кора ее состав и эволюция Москва Мир (1988). 369 с.

50. Тимонина Р.Г. Петрология метаморфических пород Приполярного Урала. Л-Наука, 1980. 102с.

51. Тронева Н.В. Руб М.Г. Особенности состава кристаллов ортита из кислых вулканоплутонических ассоциаций. Минералогический журнал, 1987, т.9, №2 Фишман М.В., Голдин Б.А. Гранитоиды центральной части Приполярного Урала. М.-Л. Изд-во АН СССР, 1963. -108с.

52. Фор Г. Основы изотопной геологии. Москва МИР 1989., 568с.

53. Хетчиков JI.M. Температуры гомогенизации включений в минералах, синтезированных из расплавов, с. 40-50. В кн. Методы и аппаратура для исследования включений минералообразующих сред.

54. Хитаров Д.Н. Изучение состава и других особенностей газово-жидких включений в минералах на современном этапе. В кн. Минеральные микровключения. М., Наука, 1965, с. 74-263.

55. Хитаров Д.Н. Лабораторные и технологические исследования минерального сырья АО Геоинформаг, М., 1994, 43 с.

56. Чугаев А.В., Чернышев., Крылова Т.Л., Мохов А.В. Флюидные включения в кварце и его Rb-Sr изотопная систематика. В.Кн. Изотопное датирование геологических процессов. Геос Москва 2001., с.398-399.

57. Шатагин К.Н. Автореферат на соискание степени канд. Геолого-минералогических наук. Москва 2001.

58. Шихин Ю.С. Рудоконтролирующие секущие структуры блокирования. Разведка и охрана недр, 1983, N 4, с. 11-14.

59. Юдович Я.Э., Козырева И.В., Швецова И.В., Ефанова Л.И., Филипов В.Н. Марганцовистые редкоземельные стяжения в метаморфических сланцах на Приполярном Урале. ДАН, 2000, т. 370, №5, с. 658-660.

60. Юдович Я.Э., Андреичев B.JI., Шулепова А.Н. О возрасте метаморфизма кожимских гипербазитов. В кн.: Геохимия древних толщ Севера Урала, Сыктывкар: Геопринт, 2002, с. 205-208.

61. Юдович ЯЗ., Терешко В.В.,Гареев Э.З. Бариевый геохимический горизонт в рифейских карбонатных отложениях Приполярного Урала. Тр Ин-та геол. КнЦ АН СССР, Сыктывкар, Вып. 67. 1988. с. 90-106.

62. Asmerom Y., Patchett Р.J., Damon Р.Е. Crust-mamtle interaction in continental arcs: inferences from the Mesoxoic arc in the southwestern United States. Contrib. Miner. And Petrol. 1991. vol. 107. N1 pp. 132-143.

63. Bischoff J.L. Densities of liquds and vapors in boiling NaCl-H20 solutions a PVTX summary from 300°C to 500°C. American journal of science. 1991 V. 291 April pp. 309338.

64. BriNdley aNd C. Brown p.p 60. Crystal structures of clay minerals and Ther x-ray indentification in Min. Society Ed.GW.

65. Brown P.E. & Lamb W.M. P-V-T properties of fluids in the system H20-C02-NaCl: New graphical presentation and implications for fluid inclusions studies. Geochimica et Cosmochimica Acta . 1989. V. 53. № 6. pp. 1209-1222.

66. Brown P.E. (1989) FLINCOR: A fluid inclusion data reduction and exploretion program (abstr.). Second Biennial Pan-American Conf. and Research on Fluid Inclusions Prog, with abstract 14.

67. Chacko Т., Riciputi L.R., Cole D.R. & Horita J. (1999) A new technique for determining equilibrium hydrogen isotope fractionation factors using the ion microprobe: Application to the epidote-water system. Geochimica et Cosmochimica Acta, 63, p. 1-10.

68. Coveney R.M., Nansheng C. (1991) Ni-Mo-PGE-Au-rich ores in Chinese black shales and speculations on possible analougues in the United States. Mineralium Deposita. V. 26. P. 83-88.

69. Derry L.A. Sr isotope variations in Upper Proterozoic carbonates from Svalbard and East Greenland. Goechim. Et. Cosmochim acta 1989 v. 53, N 9. pp. 2331-2339.

70. Derry L.A., Jacobsen S.B. The chemical evolutions of Precambrian seawater. Geochim. Et. Cosmochim acta 1990 v. 54, N 11. pp. 2965-2977.

71. Gorokhov I.M. A Rb-Sr study of multistage illite generation in shales of Pumanskanya and Poropelonskanya formations. Spec. Publ. Norges geol. 1995 N 7. pp. 330.

72. Graham, C.M., Sheppard, S.M.F. andHeaton, T.H.E. (1980). Experimental hydrogen isotope studies: I. Systematic of hydrogen isotope fractionation in the systems epidote-H20, zoisite-H20 and A10(0H)-H20. Geochim. Cosmochim. Acta 44.

73. Hamilton J.A. (1977) Sr isotope and trace element studies of the Great Dyke and Bushveld mafic phase and their relation to early Proterozoic magma genesis in Southern Africa. Jour. Petrology. V. 18. P. 24-52.

74. Hart S.R., Kinloch E.D. (1989) Osmium isotope systematics in Witwatersrand and Bushveld ore deposits. Economic Geology. V. 84. P. 1651-1655.

75. Hulbert L.J. et al. (1988) Geological environments of the platinum group elements (vein type Nicholson Bay U-Au-Pd-Pt deposit, Saskatchewan, Canada). Open File Rep. Geol. Surv. Can. 1440, 148 p.

76. Hulbert L.J., Gregoire D.C., Pactung D., Came R.C. (1992) Sedimentary Nickel, Zinc and PGE mineralization in Devonian black shales at the Nick Property, Yukon, Canada: A new deposit type. Exp lor. Mining Geol. V. 1. N 1. P. 39-62.

77. Kucha H. (1981) Precious metal alloys and organic matter in the Zechstein copper deposits, Poland. Tschermaks Min. Petr. Mitteilungen. No 28. S. 1-16.

78. Kucha H. (1982) Platinum group metals in the Zechstein copper deposits, Poland. Economic Geology. V. 77. P. 1578-1591.

79. Kucha H. Precious metal alloys and organic matter in the Zechstein copper deposits, Poland // Tschermaks Min. Petr. Mitteilungen. 1981. No 28. S. 1-16.

80. Ohmoto H. Systematics of sulfur and carbon isotopes in hydrothermal ore deposits. Econ. Geol., 67, 551-579,1972.

81. Sasaki A. (1979) Sulfur isotopic composition of the magnetit series and ilmenite series in Japan Mineral and Petrol.,68 107-115.

82. Sharp, Z. D., & Kirschner, D. L. (1994) Quartz-calcite oxygen isotope themometryra calibration based on natural isotopic variations. Geochimica et Cosmochimica Acta 58, p. 4491-4501.

83. Sheppard, S.M.F. & Gilg, H.A. (1996). Stable isotope geochemistry of clay minerals, Clay Minerals 31, p. 1-24.

84. Stacey J. S., Kramers J.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a twostage model/ Earth Planet. Sci. Lett. 26, 207-221, 1975.

85. Suzuoki, T. and Epstein, S. (1976). Hydrogen isotope fractionation between OH-bearing minerals and water. Geochim, Cosmochim. Acta 40, pp. 1229-1240.

86. Wiebe R. The binary system carbon dioxide in water water under pressure. Chem. Rev., 1941,29, 475-481.

87. Zartman R.E. Lead isotopic providences in the Cordillera of the western United states and their geologic significance. Econ. Geol., 69, 792-805,1974.

88. Zheng Y.-F. & Simon K. (1991). Oxygen isotope fractionation in hematite and magnetite: A theoretical calculation and application to geothermometry of metamorphic iron-formation. European Journal of Mineralogy, 3, p. 877-886.

89. Zheng Y.-F. (1991). Calculation of oxygen isotope fractionation in metal oxides. Geochemica et Cosmochimica Acta, 55, p. 2299-2307

90. Zheng, Y.-F. (1993b). Calculation of oxygen isotope fractionation in hydroxyl-bearing silicates. Earth Planet. Sci. Lett. 120, pp. 247-263.2. СПИСОК ГРАФИКИ.

91. Фиг. 1.1. Схема райнирования Приполярного Урала по типу строения земной коры по (Водолазской и др.1996).11

92. Фиг. 1.2. Обзорная геологическая схема района (по Л .Т. Беляковой. 1965. A.M. Пыстину, 1994. С. А.

93. Репиной. 2000 с изменениями).13

94. Фиг. 2.1. Схематическая геологическая карта рудопроявлений Алькесвожской площади. (Составлена поматериалам Рудной партии с дополнениями).18

95. Фиг. 2.2. Ориентировка всех структурных элементов на Чудном. Сланцеватость, фукситовые и кварцевыепрожилки, разрывные нарушения, флюидальность и отдельность.21

96. Фиг. 2.1. Рудопроявление Нестеровское. Фуксит в плоскостях рассланцевания образует «псевдослой» при пересечении прослоя гравелитов. Полоса фукситизации косо сечет первичную слоистость (поматериалам Моралев и др. 2001).29

97. Фиг. 2.8. Прожилки молочно-белого массивного крупнозернистого кварца пересекают зону осветления в кварцитопесчаниках обеизской свиты. Восточная часть месторождения Желанное, восточный склонгоры Друза (по материалам Моралев и др. 2001).30

98. Фиг. 2.12. На снимке показаны соотношения в брекчированном риолите. брекчия состоит как изгематитизированных обломков, так и из осветленных и рассланцованных риолитов.34

99. Фиг. 2.13. Рассланцевание и осветление в гравелите (рудопроявление Нестеровское кар). С подобнымосветлением связаны повешенные содержания золота и лейкоксена.35

100. Фиг. 2.15.Состав обломков гравелитов обеизской свиты на рудопроявлении Нестеровское. На нижней части снимка виден обломок рассланцованного осветленного риолита и обломки брекчированного риолита.37

101. Фиг. 2.16. Кварцевые прожилки в каре Грубепендиты. на контакте различных по составу осадочных породалькесвожской свиты. Деформационное сжатие пород различной компетентности.38

102. Это свидетельствует о более позднем образовании кварц-альбитовой ассоциации.39

103. Фиг. 2.19. Брекчированный риолит. Размер в натуральную величину. Существует предположение, чтоданные породы представляют собой жерловую вулканогенную фацию.41

104. Фиг. 2.21. Прожилок высокопробного золота II и мертиита пересекает крупное выделение золота I.

105. Очевидно, что мертиит + золото II представляют самостоятельную ассоциацию. Отраженный свет.ширина поля зрения 0.7 мм.44

106. Фиг. 2.24. Схема последовательности минералообразования на проявлении Чудное.49

107. Фиг. 2.25.Схема последовательности минералообразования на проявлении Нестеровское.50

108. Фиг. 2.26.Распределение редкоземельных элементов в кислых вулканитах. 1-слабоизмененные риолиты (25). 2-безрудные риолиты с хр. Мапдынырд (6). 3-риолиты сильноизмененные (9). 4-риолиты с фукситом21.. В скобках указано количество проб.56

109. Фиг. 2.27. Распределение редкоземельных элементов для вмещающих пород Алькесвожской площади. 1-базальты Саблегорской свиты (6). 2-диабазы Манарагского комплекса (4). 3-гранитоиды Малдинскогокомплекса (2). В скобках количество анализов.56

110. Фиг. 2.28. Распределение редкоземельных элементов по осадочным породам и породам зон разломов.56

111. Фиг. 2.29. Дискриминационные диаграммы.58

112. Фиг. 2.30.Соотношение Y. Nb. Zr. Sr. Rb элементов в рудах и породах.60

113. Фиг. 2.31 .Соотношение Y. Sr. Rb. Zr. Nb и их произведений в рудах и породах.61

114. Фиг. 2.32. Соотношения золота, платины и палладия в рудах и породах.65

115. Фиг. 2.33. Распределение Au-Ag-ЭПГ нормированное на хондрит в рудах и породах.66

116. Фиг. 3.1. Выборочные фотографии пластинок для изучения газово-жидких включений.74

117. Фиг. 3.2. Фотографии газово-жидких включений.79

118. Фиг. 3.3. Температуры гомогенизации включений.80

119. Фиг. 3.4. Концентрации включений.81

120. Фиг. 3.5. Температуры эвтектики включений.81

121. Фиг. 3.6. Соотношение концентрации и температуры гомогенизации газово-жидких включенийрудопроявлений Алькесвожской площади.84

122. Фиг. 3.7. Сопоставление анализов газов и водных вытяжек, сделанных в лабораториях ВИМСа и ГЕОХИ. 86

123. Фиг. 3.8. Частота встречаемости СО? и Н?Р в газовых и водных вытяжках.91

124. Фиг. 3.9. Катионный состав водных вытяжек.92

125. Фиг. 3.10. Соотношение анионов по результатам водных вытяжек из кварца.93

126. Фиг. 3.11 . Распределение Са. Na. К., Mg во вмещающих породах. Все значения в моль, обозначения те же.что и для вытяжек.94

127. Фиг. 3.12. Снимки в обратнорассеянных электронах и рельефные изображения свежих сколов жильныхминералов.97

128. Фиг. 4.1. Корреляция изотопного состава кислорода кварца и температуры гомогенизации вторичныхвключений.102

129. Фиг. 4.2. На рисунке (А-) частота встречаемости §|80%о в минералах рудопроявлений; на рисунке (Б)частота встречаемости 5Р%о в (ОН) содержащих минералах.103

130. Фиг. 4.3. Зависимость 8Р%о и S180%o воды гидротермальных флюидов при температуре 300 С°. Фигурами показаны расчетные значения для флюида фракционирующего с поздними генерациями альбита икварца при температурах 140 С°. М.В. линия метеорной воды.104

131. Фиг. 4.4. Частота встречаемости 634S в сульфидах.108

132. Фиг. 4.5. Зависимость изотопного состава кислорода от изотопного состава углерода в карбонатах.112

133. Asmerom etal. 1991: и кривая (б) no Gorokhov et al. 1996).118

134. Фиг. 5.2.Результаты K-Ar датирования слюд.123

135. Фиг. 5.5. Диаграмма 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr для слюд (фуксит и мусковит) из рудных прожилков и тектонитов проявления Чудное.12787 86 87 86

136. Фиг. 5.7. Диаграмма 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr для гидротермальных минералов (ортит, альбит, кальцит, кварц') снизким Rb/Sr отношением из рудных прожилков и тектонитов проявления Чудное.131

137. Фиг. 5.8. Диаграммы 1 /Sr 87Sr/86Sr для вмещающих пород саблегорской свиты (верхний график), фукситов и мусковитов из рудных прожилков и тектонитов (средний график"), и для минералов с низкимотношением Rb/Sr (нижний график).132

138. Фиг. 5.9. Изотопные отношения 147Sm/'44Nd и l43Nd/'44Nd и построенные по фигуративным точкамизохроны.134

139. Фиг. 5.10. Значения eSr^sn гидротермальных минералов и пород проявлений алькесвожской площади с использованием данных по породам ("Юдович и др.2001. Водолазская и др.1998. Андреичев и др.1995).139

140. Фиг. 5.11. Графики в координатах eNd и sSr для минералов и пород рудопроявления Чудное.140

141. Фиг. 5.12. Изотопный состав свинца из галенитов рудопроявлений Чудное и Нестеровское.141

142. Фиг. 6.1. Модель формирования Au-PGE-REE-U рудопроявлений Алькесвожской площади ( по Моралев и др. 2000 с дополнением).149