CC BY
17
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1 Баранников А.Г., Гузовский A.A. Об аккумуляции Pb и Zn в мезозойских и палеогеновых осадках ш восточном склоне Южного Урала //Докл. АН БССР. - 1967. - t.X1,N3. - С.246-249.
2 Баранников А.Г., Букрин ГЛ., Кузнецов В.Н., Шуб B.C. Модель концентрирования свободного I »ыга в мезозойском аллювии //Геология рудных месторождений. - 1992 - N3. - С.99-104.
3. Баранников А.Г. О золотооруденении в связи с процессами мезозойской те ктоно-магматической |яг>5изации //Моделирование геол. систем и процессов: Материалы регион, конф./Пермский ун-т. -
ем». 1996. -С.99-102.
4. Золото Урала. Россыпные месторождения (К 250-летию юлотой промышленности Урала)/Шуб 11С, Баранников А.Г., Шуб И.З. и др. -Екатеринбург. УИФ «Наука», 1993. - 135 с.
5. Левин В.Я., Шуб B.C., Зол ос в К.К. и др. Металлогения зон тектоно- магматической активизации «а Урале //Геодинамика и металлогения Урала: Материалы ко Второму Уральскому металлоген. сов./УрО
СССР. -Свердловск, 1991. - С45-47.
6. Шуб B.C., Левин В.Я., Золоев К.Х. Врел^енные и пространственные аспекты проявления тектоно-■агматической активизации в развитии Уральской складчатой системы //Металлогения склад, обл. с
I зс»ций тектоники плит. Тез. докл. I Все рос. металлоген. сов. - Екатеринбург, 1994. - С. 150-152
7. Харлашин А.П. Гипергенная эолото-гематит-кальцитовая формация в Зеравшано-Гиссарской I ж ласти (Южный Тянь-Шань)//Рудоносные формации зоны гипергенеза: Тез. докл. Всес. сов. - Л.: ИГЕМ, ■990. - С44-45.
ИЛК 553.22551.76 (571.56)
А.Н.Угрюмое, Г.П.Дворник, B.C.Балахонов
ПОЗДНЕМЕЗОЗОЙСКИЕ МЕТАСОМАТИТЫ И ЗОЛОТОЕ ОРУДЕНЕНИЕ НИМГЕРКАНСКОГО РУДНОГО УЗЛА (АЛДАНСКИЙ ЩИТ)
Ниллгерканский рудный узел расположен в центральной части щита на юго-западе Централь-[ .*>Алданского рудного района (58°20 с.ш. и 125°08 в.д.). Первые сведения о проявлении здесь 1зслоторудной минерализации были получены А.В.Сорокиным (1941 г.). Позднее площадь »¿¿ледовалась неоднократно (Л.М.Реутов, В.А.Луконина, А.Н.Угрюмов, Е.Г1.Максимов, [А-И.Бурнайкин, В.В.Карелин. В.И,Уютов, С.М.Кравченко, Г.М.Азанов, В.Г.Ветлужский, Ар.Н.Угрюмов, А.И.Тюшняков, В.Н.Сучков, В.И.Лядин, Г.Ю.Боярко, В.Н.Гуссв, В.А.Кискин, ПА.Куций и др.). В 1992-93 гг. в рудном узле авторами статьи было проведено изучение жетасоматитов, их геологическое и минералогическое картирование и опробование.
Картирование метасоматитов выполнено по методике (3), изменение минерального состава, -держания петрогошых элементов, кислотно-основных свойств, тскстурмо-структурмых и энергетических параметров пород в процессе метасоматоза оценивалось согласно [5,7]. Для сконтуривания шлиховых ореолов золота и исследования этого металла применялся разработанной нами метод мелкообъемного шлихового опробования элювиально-делювиальных отложений 1(9). Морфометрический анализ самородного золота осуществлялся по [2].
Геологическое строение рудного узла
В геологическом строении Нилотерканского рудного узла принимают участие архейские метаморфические и маг/*атические породы кристаллического фундамента, вендские карбонатные ггложения платформенного чехла, мезозойские щелочные и субщелочные эффузивы, их интрузивные аналоги и продукты постмагматической деятельности - разнообразные позднемезозойские рудоносные метасоматиты (рис,1).
Почти все щелочные и основная масса субщелочных пород сосредоточены в крупном Томмотском вулканоплутоне (6x5 км), занутающем северную часть рудного узла. Эффузивная -лица вулканоплутона залегает в кальдере проседания. Она имеет двухчленное строение /6/. Нижняя часть ее сложена щелочными трахитами, ортоклазов ыми базальтами, п се в долей цито вы-¡ли фонолитами, верхняя - трахитами, ортоклазеодержащими трахиандезитами и базальтами. Мощность нижней толщи 220 м, верхней -200 м. Возраст эффузивной толщи среднеюрский.
В верхнеюрехо-меловой этап внедрились сначала щелочные и нефелиновые сиениты, затем
99
Рис.1. Схема геологического строения и размещения ореолов продуктивных на золото метэсоматических формаций Ним-герканского рудного узла.
1 - современные аллювиальные отложения (О,);
2 - карбонатные породы платформенного чехла (У-Е,); За - метаморфические породы кристаллического фундамента (Аг,); 36 - 6 - г-елочные и зуб и; елочные породы Томмотского вулкакоп-л угона: 36 - щелочные и субщелочные эффузивы, нерасчлененные; 4-5 - субгцелочные сиениты; 6
- щелочные и нефелиновые сиениты; 7 - поздние дайки сиенит-порфиров; 8 - ореолы серицит-микро клиновой метасоматической формации; 9
- ореолы калишпат-серицит-каарцевой мегасо-матичеасой формации; 10 (звезда) -вертикальные трубообразные тела минерализованных ме-тасоматитов калишпат-серицит-кварцевой формации; 10А - промышленные месторождения горного хрустала и аметиста (А); 11 - россыпи золота; 12 - главные разрывные нарушения
породы субщелочного ряда (роговообманковые, авгитовые сиениты и микросиениты). В меловой этап формировались многочисленные дайки щелочных и субщелочных пород (роговообманковых сиенит-порфиров, ортофиров, босгонитов, сельвсберги гов, лампрофиров) субмеридиональною и северо-западного простирания (см. рис.1).
За пределами массива в центральной и южной частях узла размещение мезозойских магматических тел контролируется системой омоложенных древних региональных разломов -Томмотского северо-восточного простирания и Юхтинского северо-западного направления, ограничивающих рудный узел с юга и севера. Кулисообразная система коротких разломов крутого субмеридионального просгирслия определяет положение лайкового пояса и ореолов развития позднемезозойских золотоносных метасоматитов.
Метасоматиты и золотое оруденение
Проведенное геологическое картирование и маршрутные пересечения показали, что в рудном узле распространены две самостоятельные продуктивные на золото метасоматические формации -серицит-микроклиновая и кали шпат-серицит-кварцевая. Первая проявлена в щелочных породах Томмотского вулканоплутона, вторая - в лайковом поясе, секущем кристаллические толщи архея.
Серицит-микроклиновые метасоматиты Томмота являются полными аналогами таковых Рябинового и Ыллымахского щелочных массивов, описанных нами ранее (10). Здесь отчетливо прослеживается стадийность метасоматического процесса.
Ранняя щелочная стадия выразилась псевдоморфным замещением калинатрового ортоклаза щелочных сиенитов калиевым микроклином с сохранением крупнозернистой и неоднородной структуры исходных пород (рис.2). При этом серый ортоклаз эдукта (^=1,526; п?= 1,519) замещался нерешетчатым микроклином-1 (^=1,522; пр=1,515).
Псевдоморфная микроклинизация щелочных сиенитов осуществлялась без существешюго изменения поверхностной энергии и энергии порообразования в условиях привноса ионов калия, выноса натрия, субщелочных элементов и увеличения общей основности пород (см.рис.2).
В стадию кислотного выщелачивания микрок/инизированные сиениты замещались мелко-
100
Рис.2 Графики изменения минерального состава, содер-»ия Петре ген мых элемента общгй основности (Д7^Н7С), уТШо-сгруюурнь:х и энергетических параметров при )ванни анисиснигпвых ссргиит-.чикроклчноЕых мета-с^лититов Томмоп-кого массиьа:
1 - щелочной сиенит 2 - микроклинит-1; 3 - серицитизирован-[й микроклинит; 4 - микроклиннт-2. Здесь и на рис.?: X - средний -замер зерен; Н - отн хгительная энтропия; 11§ - поверхностная &; Ц - энергия порообраэова.ч1.я; 11% внутренняя энергия
1стым агрегатом светло зеленого серицита (п =1,588; ту = 1,522, политип 2М.*), неоднородно величине зерен. Серицитизация развивалась не только в микроклинитах-1, но и в слабо гренно микроклинизированных сиенитах. Средне микроклинизированные и серицитизирован-сиениты отличаются от серицитизированных микроклинитов более высоким содержанием >ия (табл.1). Образование серицитизированных микроклинитов приводит к возрастанию ;рхностной энергии и энергии порообразования. А внутренняя энергия, характеризующая .»нный состав метасоматитов, в эту стадию уменьшается вследствие выноса высокоэнер-!чных ионов кремния. привноса ионов водорода, окисного железа (см.р*с.2).
Химический состав серицит-микроклиновых метасоматитов по щелочным гиснитам Томмотского массива
Таблица 1
* 2 3 4 5 6 8 9
60,50 62,16 59,10 61.20 54,30 55,11 53,23 48.87 50,62
0,22 0,08 0,14 0,10 0,10 0.87 0,37 0,81 0,85
Л10, 20,31 19,27 20,50 21,27 23,60 14,66 16,32 13,30 12,43
2,32 0,06 2,16 1.45 2,63 4,34 3,36 5,74 5,06
?еО 0.85 1.14 0,16 0,31 0,11 5,64 5.55 5,65 5.У2
МпО 0,07 0,10 0.02 0,01 0,02 0,16 0,12 0,12 0,15
М?0 0,56 0,01 0,21 0.24 0,11 3,49 3,18 5,98 6,60
СаО 1.34 0,56 1.14 0,45 1,62 3,97 4,42 9,05 7,88
N»,0 6.90 0,82 0,10 3,50 0,39 4,05 3,96 3,76 1.73
К.0 6,08 15,75 14.10 10,71 15,70 5,62 7,00 3,93 7,76
0,07 0,09 0,03 0,17 0,03 0,26 0,30 0,68 йб8
н,о 0,06 0,63 2,20 1,17 1,10 0,40 1.11 0,14 0,89
СО: 0,03 0,03 0,37 0,01 1,38 - - - -
Сумма 99,31 100,70 100,23 100,59 101,09 98,57 95,22 98,03 100,57
Примечания. 1 - щелочные сиениты; 2 - микроклинит-1; 3 - серчуитюмроваккыв микроклинит; 4 - средне микроклннизи-эоинный и серчлигнзировакный сиенит; 5 - михроклинкг-2; 6 - щелочной трахит. 7 -М1Нле<и/ито»ый трахит 8 - ортоклазошый базальт, * - >т»лей1р«то»ый базальт. Анализы 6-9 приведены по (6).
* Рснлиено-структурный анализ, УГГГА, аналитик Н.Г.Са/южникова.
101
WL.
•i
*«
iL
•v
iL.
т. г
U* de«"
Процессы микроклинизации и серицитизах/ии в вулканогенной толще протекали мс интенсивно и привели к образованию эггилейцитовых трахитов и базальтов (см.табл.1).
В завершающую позднюю щелочную стадию серицитизарованные микроклиниты заме: югея агрегатом бледно-розового нерешетчатого микроклина-2. В отличие от продуктов рг стадий поздняя микроклинизация проявилась более локально в виде гнезд, жил и прожилков с] интенсивно микроклинизи рованных и серицитизированных сиенитов.
Совместно с поздним микроклином отлагались аду/ карбонат, циркон, содержание которых составляет перн проценты. Изменение химического состава в эту выразилось в при вносе калия, алюминия, выносе к ре.' водорода, дальнейшем уменьшении внутренней энерг Микроклиниты-2 отличаются от ранних микрокл; более высокими значениями текстурно-структурных эн< готических показателей (см.рис.2). Геохимическая еле: ализация описанных метасоматитов литохалькофильная.1 них повышены концентрации (КК >4) молибдена, фрама, свинца и серебра.
К участкам развития метасоматитов поздней щ< ной стадии (микроклинитов-2) приурочено прож» вкрапленное оруденение, представленное пиритом, xí копиритом, галенитом и золотом. Самородное золото
^ ii ____irr ма мелкое (классы. - С,25 мм - 83%; -1.0 - т0,25 мм
§ *♦» — ' ]г»" 17%). Оно отличается большим разнообразием форм
деления. Преобладающее развитие получили золе друзовидно-каркасной, пластинчатой и комковидно-гн< довой формы. Золото из шлихового ореола Томмс вулкамоплугона близко по среднему размеру (Х=0, ¿ 5 п=39) к таковому других щелочных массивов района [1Í но отличается большей уплощенностью (Y=2,6). П] бность золота изменяется в пределах 780-890 °/0Р, сред)«
864 "/ п~8 Рис.3. Графики изменения минерального '00 '
состава,' содержания шггрогенныз эле- Статистический индекс форм пирита, рассчитаны .-тентов, общей основности, текстурно-по (4), варьирует от - 44 до-106, что указывает на структурных и энергетических парамет- уровень эрозионного среза Томмотского рудного urroKBej ров при образовании апогранитныл ка- ка. К такому же выводу приводит анализ геологиче< ли шпат-серицит-кварцевых мстасомати-карты (см.рис.1. разрез) и в целом невысокий урове* тов: интенсивности изменений щелочных сиенитов в opee
1 - гранит, 2 - ортоклазовый метасоматит, 3 - серицит-микроклиновых метасоматитов Томлгота. серицит-кварцевый метасоматит Калишпат-серицит-кварцевые мегасоматиты - а
дийные образования с резко выраженной кислотной стадией метасоматического проце< Описание этой ассоциации дадим на примере мета соматической колонки, развитой по архейск; гранитам (табл.2). В раннюю щелочную стадию серые биотитовые граниты подвергли^ псевдоморфной калишпатизации с сохранением крупнозернистой и неоднородной по размер) зерен структуры (рис.3). Этот процесс выразился в замещении кал и натрового полевого шпата гранита калиевым ортоклазом, а плагиоклаза - альбитом. Калишпатизация гранитов сопровождалась изменением их окраски на розовую и кирпично-красную. Вместе с ортоклазом отложились кальцит, иногда доломит и анкерит. Миграция вещества проявилась в привносе з зону реакции ионов калия, магния, выносе ионов кремния, натрия, возрастании основности и уменьшении внутренней энергии замещаемых пород (см.рис3).
В стадию кислотного выщелачивания полевые шпаты измененных гранитов заместились агрегатом серицита и кварца. Серицит-кварцевые метасоматиты характеризуются более мелкозернистой структурой, повышенной поверхностной энергией в сравнении с кали шпатовыми метасоматитами. Миграция вещества обозначена привносом кремния, водорода, выносом калия, магния, углерода и уменьшением общей основности пород (см.рис.3).
В позднюю щелочную стадию вновь возросла активность калия и углерода, в результате чего
Таблица 2
Химический состоя исходных пород и калкшпат-серицит-кварцевых метасоматктов
Окислк 1 2 3 4 5 6 7 8
so, 76,80 76,00 74,20 71,40 74,90 79,20 65,20 65,60
ТЮ 0,17 0,10 0,32 0,15 0,06 0,13 0,48 0,41
А\ру 12,33 12,40 11,42 12,70 13,00 10,80 18,50 19,00
0,35 1,00 2,37 2,73 1,29 2,15 2,03 1.57
чо 0,79 0,27 1.22 0,33 0,33 0,33 1.65 0,27
МпО 0,01 0,02 0,01 0,02 0,02 0,02 0,08 0,02
MgO 0,24 0,21 0,01 1,00 0,24 0,04 1,00 0,26
сю 0,57 1.21 0,01 1,00 0,74 0,66 2,90 1.42
NJL.0 2,50 2,00 0,60 0,58 1,85 2,16 4,50 3,30
К.0 6,20 6,93 8,17 7,74 6,93 4,40 3,35 6,40
Щ - 0,06 - 0,07 0,04 0.03 0,15 0,16
ко 0,20 0,01 0,29 0,85 0,23 1,02 0,02 0,21
со. - 0,83 - 2,47 0,83 0,06 0,70 1.47
Сумли 100,16 101 ДМ Ч9.У1 101,46 1ÜU.46 1Ü1.ÜÜ 100,36 9У.У8
Примечание. 1,2 - архейские граниты; 3.4 - калии патовые метасоматиты; 5 - сериуитизированный гранит; 6 - серицит-сварисвый метасоматит; 7 -роговоооманкоьый сиенит-порфир; 8 - калишпатизированный роговообманковый сиенит-
порфир.
произошло частичное растворение, зынос и переотложение кремнезема калишпатизированных, серицитизированных и окварцованных пород с образованием крупно- и гигантозернистых друзовидных агрегатов, еложенных хорошо ограненными кристаллами горного хрусталя и аметиста, размером от нескольких миллиметров до 5 см. Друзовидный метасоматический кварц (nf= 1,553; п =1,544) развизался в зоне гидротермальных изменений в форме гнезд, обособлений, жил и прожилков совместно с серицитом политипной модификации 1М, адуляром, поздним крупнозернистым кальцитом (nf=L658; пр= 1,486).
Среди кристаллов друзовидного кварца выделяется несколько разновидностей: белый непрозрачный кварц, полупрозрачный дымчатый кварц, прозрачный хрусталевидный кварц и аметист, что свидетельствует о направленном изменении термодинамических условий в позднюю щелочную стадию. Согласно [1] горный хрусталь кристаллизовался из щелочных бикарбонатно-хлоридных растворов в довольно широком интервале температур - от 450-40043 (морион) до 200-120°С и даже менее (бесцветный горный хрусталь и аметист) и давления от 1200 до 200 -105 н/м\ По-видимому, в близких к этим условиях происходило формирование друзовидного кварца в калишпат-серицит-кварцевых метасоматитах Нимгерканского узла.
В позднюю щелочную стадию с раштми генерациями друзовидного кварца отлагались рудные минералы - пирит, ха\ько»1ирит, галенит, самородное золото. Характерной чертой геохимического профиля этих рудоносных метасоматитов является высокая концентрация золота, серебра, висмута, свинця и молибдена, леконцентрация вольфрама и большинства сидерофильных элементов (марганца, кобальта, титана, хрома). Самородное золото в рудах мелкое (классы: -0,25 мм - 94%; -1,0 - +0.25 мм - 6%). По форме зологгин преобладают друзовидно-каркасные зылеления, достаточно широко распространены пластинчатые и игольчатые индивиды. Это золото отличается от такового из рудоносного штокверка Томмотского массива более высокой уплощен-ноегью (Y—3,1, п-53), большей вариа^ей значений пробности (417-944 °/00, Х=757 °/00, п=10). Широкое разнообразие формы индивидов самородного золота, наличие большого процента уплощенных пластинчатых и игольчатых форм указывают, по [8], на малоглубинные условия рудоотложения
Возраст описанных метасоматических формаций определен по их отношению с поздними дайкалги. Эти дайки прорыаают ссрицит-микроклиновыс метасоматиты, содержат ксенолиты последних. Калишпат-серицит-кварцевые метасоматиты активно развиваются по дайкам, часто полностью замещая их. Таким образом, устанавливается два этапа продуктивного на золото метасоматизма: ранний этап связан с лостмагматическими процессами в Томмотеком вулканоп-лутоне, поздний этап ассоциируется с внедрением даек и небольших штоков сиенит-порфиров в центральной и южной частях рудного узла. Выделенные формационные типы золотоносных метасоматитов имеют езои пространственно-временные координаты, индивидуализированы по вещественному составу и условиям образования.
103
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СЛИСОК
1. Балакирев ВТ., Киевлекко Е.Я., Никольская Л.В. и др. Минералоги> и кристаллофизика ювелирных разновидностей кремнезема. - М.: Недра. 1979.-149 с
2 Баранников А.Г. К методике выделения шлиховых ореолов на основе морфометрического изучения золотим//ДАН СССР. - 1988. - Т.302 - N3.-C651-654.
3 Грязное О.Н., Золоек К.К., Лягхович э.м. Картирование рудоносных метасоматитов. • М. Нел та. 1994.-271 с.
4 Евзикова Н.З. Поискоьах кристалломорфология. - М.: Недра, 1984
5. Казшран Ю В., Рудник В. А. Руководство к расчету баланса вещества и внутренней энергии птв формировании метагомлтических пород - М.. Недра, 1968.-364 с.
6. Кравченко С.М., Максимов Е.П. Вулканогенные образования Томмотского ллассива//Изь. АН СССР. Сер. геол. - 1969. - Nllr-C9-23.
7. Маракушсв А.А. Пстрогенсзис и рулоабра»ванис (геохимические аспекты). - М Наука. 1971 264 с.
8. Петровская Н.В. Самородное золото. • М.: Недра, 1973.-346 с.
9. Угрюмов А.Н., Дворник Г.П., Балахонов В.С Опыт мелхообъелоюго шлихового опробовани« делювиальных отложений при поисках золотосодержапрос меднопорфировых и золоторудных джасперо-идных месторождений//Геолс?ия. поиски и разведка рудных и нерудных месторождений полезных ископаемых: Меж вуз. науч. темат. сб. - Свердловск, 19S8-C.44-48.
10. У трюмов А.Н., Дворник Г. П., Балахонов B.C. Метасоматическая зональность и золотое оруленение Ыллымахского щелочного массива//Известия Уральской гос. горно-геологической академии. Сер.: Геология и геофизика. - 1996. - Вып.5гС 82-87.
УДК 551.24 553.4(235.216)
В.Н.Бузмаков
новые данные о структуре, минегалого-геохимической
зональности и стадийности гидротермальной су рьмяно-ртутной
минерализации чаувайского рудного поля
Чаувайское рудное поле расположено в северных отрогах Алайского хребта. Оно вытянуто вдоль хребта Боорды - Каурзан на 14 км. Простирание поля совпадает с общим простиранием складчатых структур района (рис.1).
Современные представления о геологическом строении поля основываются на работах В И.Щербакова, А.А.Саукова, В.П Федорчука, В.И.Бергера, Н.А.Никифорова, Б.К.Дададжанова С.А.Белова и др. исследователей. Проведенное нами геологическое доизучение и поисково-оценочные работы позволили уточнить структуру восточной части поля, зональность и стадийность рудной минерализации.
Тектоническая позиция Чаувайсхого рудного поля определяется его приуроченностью к южному крылу Каузанского антиклинория, осложненного разрывными нарушениями субширот-
Рис.1. Структурная схема района Чаувайского рудного поля (по С.И.Белову и В В.Никифорову, 1991 г., с дополнением):
1 - неоген-четвертичные отложения; 2 - мезозой-палеогеновые отложения; 3 - дислоцированные осадки нижнего -среднего карбона; 4 - известняки среднего карбона,
5 - доломиты и доломитистые известняки нижнего карбона;
6 - терригенние отложения нижнего - среднего палеозоя;
7 -известняки девона-карбона; 8 - Кадамжай-Чаувайский надвиг; 9 -взбросо-надвиги второго порядка (1 - Алышский,
2 - Северо-Боординский, 3 - Чаувайский, 4 - Актерекский, ' 5 - Долинный, 6 - Ярунтузский); 10 - разлом*! третьего порядка; 11 - месторождения ртути; 12 - граница Чаувайского рудного поля по автору
