CC BY
61
период восстановления реологических свойств нефти вызван блокированием активных частей разорванных молекул парафина водородом и гидроксонием воды, которое приводит к существенному замедлению структурирования парафинов нефти. Наглядно изменение структуры нефти показано на рис. 1—3.
В результате экспериментов было установлено, что оптимальное соотношение «вода : нефть» варьируется в пределах 1:30—1:50 (т. е. 3—2 %), а время обработки составляет 20—30 мин. При этих условиях вязкость нефти снижается на 58—60 %, а время релаксации достигает 10—20 дней.
Таким образом, нашими исследованиями показано, что при ультразвуковой обработке с добавлением воды
можно существенно улучшить реологические свойства нефти и значительно продлить период релаксации этих свойств [6, 7]. Длительный период релаксации реологических свойств нефти после комплексного воздействия с применением ультразвуковой обработки с добавлением воды создает предпосылки для разработки методов предварительной подготовки высокопарафини-стой нефти к транспортировке ее по трубопроводам.
Литература
1. Абузов Ф. Ф., Алиев В. М. и др. Техника и технология транспорта и хранения нефти и газа. М.: Недра, 1992. 192 с. 2. Алиев Р. Б., Белоумов В. Д., Немудрое А. Б. и др. Трубопроводный транспорт нефти и газа.
М.: Недра, 1989. 249 с. 3. Жуйко П. В., Кравченко Г. М. Магистральный транспорт высокозастывающих нефтей в условиях Европейского Севера. ПечорНИПИ-нефть. 1987 г. 4. Жмыхов И. М., Демиден-ко К. А., Колесникова В. П. Высокопара-финистая нефть Архангельской области // Химия и технология топлив и масел. 1987. № 6. С. 25—31. 5. НадировН. К., Анисимов Б. Ф., Мембеталиева 3. Д. Электро-депарафинизация нефтей // Тр. Ин-та химии Каз. АН СССР. Гурьев, 1982. 15 с.
6. ОстащенкоБ. А., УсковН. Н., Поберий Ю. А. Способ снижения вязкости вязкой нефти. Патент № 180 9656. Опубл. 1993.
7. Усков Н. Н., Остащенко Б. А., Безга-чев Э. Л. Способ обработки высокопара-финистой нефти. Патент № 2065546. Опубл. 1996.
Одним из наиболее значительных результатов научно-исследовательских и геолого-поисковых работ на Европейском Северо-Востоке является установление новой перспективной Уральско-Новоземельской флюоритоносной провинции (северная часть Урала, Пай-Хой, о-в Вайгач и Южный остров Новой Земли), включающей различные генетические типы флюоритовой минерализации [1].
На юго-востоке Пайхойского анти-клинория (Южнопайхойский флюоритоносный район) флюорит-галенит-сфалеритовая минерализация локализуется в зонах гидротермально-метасо-матической проработки визейско-сер-пуховских карбонатных отложений. Наиболее высокая концентрация флю-орит-галенит-сфалеритовых руд отмечается на Буреданском месторождении, которое приурочено к небольшой антиклинальной структуре на р. Буре-данъю (правый приток р. Силова-Яха), где Л. Н. Беляковым (1957) открыта флюоритовая, а впоследствии обнаружена флюорит-галенитовая минерализация. С 1975 г. здесь проводились поисково-оценочные работы с проходкой
СОСТАВ РУД БУРЕДАНСКОГО
ФЛЮОРНТ-ПОЛИМЕТАЛЛИЧЕСКОГО
МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Д. г-м. н. А. Ф. Кунц
канав, наклонных стволов, гезенков, восстающих и буровых скважин. Минерализация в виде пластообразных рудных тел локализована в горизонте перекристаллизованных и окварцован-ных известняков и доломитов и прослеживается на 4—5 км. Содержание флюорита до 60 %, галенита — до 10 %.
Геологическое строение. В пределах рудного поля месторождения развиты нижнекаменноугольные нижне- и средневизейские отложения (рис. 1). Они разделены разломом типа круто-
падающего взброса, субсогласным общему северо-западному простиранию пород. Все породы имеют северо-восточное падение с азимутом 15—30° и углами падения от 15 до 75°.
Отложения турнейского яруса представлены темно-серыми известняками, часто переслаивающимися с прослоями черных криптозернистых кремней.
Нижне- и средневизейские кремнисто-карбонатные отложения представлены переслаиванием известняков, до-
Рис. 1. Схема распространения основных типов флюоритовой минерализации на Буреданском месторождении. 1 — известняки, 2 — доломиты, 3 — основные тектонические нарушения, 4 — зоны рассланцевания. Минеральные типы: 5 — флюорит-карбонат (кальцит, доломит) -сфалеритовый, 6 — флюорит-карбонат (кальцит, доломит)- галенитовый, 7 — флюорит-кальцитовый, 8 — флюорит-кварц-кальцитовый, 9 — флюорит-кальцит-квар-цевый с галенитом, сфалеритом и метациннабаритом. Рудные узлы: I — Буреданский, II — Центральный, III — Дерентейшорский, IV — Северный
ломитов, известняков с линзами и прослоями серых и черных кремней, известняков кремнистых. Наиболее полно они изучены в обнажениях по р. Буре-данъю, вскрытая скважинами мощность достигает 350—400 м. В пределах визейско-серпуховской доломитовоизвестняковой толщи прослежен горизонт с линзовидно-пластовыми телами мелко-, среднезернистых доломитов мощностью до 80 м.
Тектоническая обстановка и динамометаморфизм вмещающих пород оказали значительное влияние на локализацию оруденения. Кроме разрывных нарушений наблюдаются также и межпластовые подвижки, обусловившие формирование тектонически ослабленных зон. Все породы в пределах рудного поля интенсивно трещиноваты. Преобладают крутопадающие трещины открытого и закрытого типа. Трещины открытого типа, чаще встречающиеся в доломитах, выполнены кальцитом и флюоритом, иногда с агрегатами сфалерита. Трещины закрытого типа выполнены жилами и прожилками кальцитового, кварц-кальцитового, доло-мит-кальцитового, флюорит-кальцитово-го и кальцит-кварцевого состава, распространены преимущественно в известняках и их доломитовых и доломитис-тых разностях. Кальцитовые жилы обычно тяготеют к зальбандам зон сульфид-но-флюоритовой минерализации.
Рудовмещающие карбонатные породы Буреданского месторождения имеют преимущественно двухкомпонентный кальцит-доломитовый состав. Среди них выделяются шесть основных ли-тотипов: известняки, известняки доломи-тистые, известняки доломитовые, доломиты известковые, доломиты известко-вистые и доломиты. По степени распространения преобладают известковые разности. Терригенный материал присутствует в незначительных количествах.
В рудном поле Буреданского месторождения в разрезе известняково-доломитовых пород рудная минерализация локализована на трех уровнях (снизу-вверх): 1) доломиты, доломиты известко-вистые (подрудный горизонт), известняки доломитистые (рудовмещающий горизонт), доломиты известковистые (над-рудный горизонт); 2) известняки доломитовые (рудовмещающий горизонт), плотные среднезернистые известняки (над-рудный горизонт); 3) известняки органогенные (рудовмещающий горизонт), плотные тонкослоистые, тонкозернистые известняки (надрудный горизонт).
Переходные разности переслаивающихся доломитов и известняков в пределах первых двух рудных зон образованы в результате их гидротермальной переработки за счет перераспределения доломита и кальцита, в то время как в третьей рудной зоне доломитизация не проявляется из-за отсутствия первичных доломитовых горизонтов. Перераспределение ряда компонентов вмещающих пород частично происходит и в дорудную стадию в процессе формирования межпластовых нарушений, на что указывает наличие деформаций в метазернах кальцита и доломита.
Околорудные изменения вмещающих пород. В природных условиях вокруг жильных и метасоматических рудных тел практически повсеместно развиты зоны преобразования вмещающих пород. Одним из основных процессов околорудных изменений вмещающих карбонатных пород Буреданского месторождения является перекристаллизация минеральных агрегатов кальцита и доломита.
Нами было опробовано два разреза в рудных зонах Буреданского рудного узла.
Основная часть пород в разрезе № 1 представлена доломитом, а экзоконтакты флюоритового тела сложены доло-митистым известняком и известковым доломитом (рис. 2). На гистограммах по результатам гранулометрического анализа видно, что в горизонте подруд-ных доломитов (рис. 2, д, е) количество зерен с размером сечений от 0.15 до 0.2 мм2 составляет более 40 %. На долю более мелких (до 0.05 мм2) и крупных (0.3—0.35 мм2) зерен приходится от 1 до 3 %. Для остальных интервалов размерности зерен процентное соотношение практически равное. Выше по разрезу картина меняется. В пробе 3н/01 (рис. 2, г) 48 % составляют зерна размерами от 0.15 до 0.20 мм2, исчезают мелкие (<0.05 мм2) зерна, зато появляются зерна, размеры сечений которых превышают 0.4 мм2 (1—2 %).
В надрудном горизонте процессы перекристаллизации минеральных агрегатов протекают более интенсивно. Так, в экзоконтактовой части рудного тела в известковых доломитах (рис. 2, в) становится больше крупных зерен, размером от 0.2 до 0.55 мм2, снижается доля мелких (0.05—0.15 мм2) и средних (0.15—0.25 мм2). Еще выше по разрезу (рис. 2, б) — на интервалы от 0.15 до 0.40 мм2 приходится более 80 %, а на интервалы 0.1— 0.15 и 0.45—0.55 мм2 — от 5 до 8 % со-
ответственно. Проба 16н/01 (рис. 2, а) отличается от предыдущих резким преобладанием зерен с размерами сечений от 0.15 до 0.20 мм2. В интервалах от 0.1 до 0.35 мм2 процентное соотношение практически равное — от 10 до 13 %.
В целом по разрезу №1 видно, что, несмотря на близость к рудному телу или удаленность от него, наибольший процент (23—51 %) принадлежит зернам размером 0.15—0.2 мм2. Однако при приближении к флюоритовому телу происходит процесс укрупнения зерен вмещающих пород, так как появляются зерна, размер сечений которых составляет 0.4—0.55 мм2. Их количество достигает 5 %. В то же время на удалении от рудного тела 1—2 % приходится на зерна наименьшей размерности (до 0.05 мм2).
В разрезе № 2 нижняя часть подруд-ного горизонта сложена доломитами, выше по разрезу, при приближении к рудному телу они сменяются известко-вистыми и известковыми доломитами (рис. 3). Вмещающие породы надруд-ного горизонта представлены доломитовыми известняками и известковыми доломитами.
Данные гранулометрического анализа проб из этого разреза показывают, что в нижней части разреза (рис. 3, е) темно-серые доломиты сложены зернами с размерами сечений от 0.05 до 0.35 мм2, причем максимальное принадлежит размерам интервала 0.15— 0.20 мм2, а минимальный процент (1 %) составляют зерна, размер сечений которых 0.05—0.1 мм2. Выше по разрезу (рис. 3, д) постепенно исчезают зерна меньшей размерности (0.05— 0.15 мм2) и увеличивается содержание в породе зерен большей размерности (от 0.2 до 0.4 мм2). При приближении к рудному телу доломиты сменяются из-вестковистыми и известковыми доломитами. В экзоконтактах рудного тела (рис. 3, в, г) большую часть слагают зерна, размер сечений которых 0.15— 0.20 мм2, но появляются зерна значительно больших размеров. Особенно хорошо это видно в образце 32н/01, где более 10 % занимают зерна размером от 0.35 до 0.60 мм2.
Выше по разрезу (рис. 3, б) возрастает доля зерен от 0.25 до 0.40 мм2 и 0.50—0.55 мм2. В самом верху разреза (рис. 3, а) картина полностью меняется. Исчезают зерна с размерностью от
0.1 до 0.15 мм2, до 5 % снижается доля зерен 0.15—0.20 мм2. Более 30 % приходится на интервал от 0.30 до 0.35 мм2
и около 40 % составляют зерна, размер сечений которых 0.35—0.55 мм2.
По этому разрезу снизу вверх наблюдается постепенное укрупнение зе-
рен вмещающих пород. Наглядно это выражается в том, что в нижней части нашего разреза отсутствуют зерна с размерами сечений более 0.35 мм2, а в верхней части, наоборот, отсутствуют зерна менее 0.15 мм2, зато более 70 % приходится на интервал от 0.30 до 0.55 мм2.
Изотопный состав кислорода и углерода. Проводилось изучение особенностей изменения изотопного состава кислорода и углерода рудовмещающих карбонатных пород (таблица).
По мере приближения к рудному телу, вмещающие породы испытывают заметное обеднение по тяжелому изотопу кислорода, что, возможно, является результатом изотопного обмена между породой и воздействующим термальным флюидом.
Морфология, зональность и вещественный состав рудных тел. В связи с различным составом рудовмещающих пород намечаются и определенные изменения минеральных ассоциаций в пределах рудных зон — от флюо-рит-кальцит-сульфидных до кальцит-флюоритовых и реже кварц-кальцит-флюоритовых (см. рис. 1).
Оруденение представлено гнездово-вкрапленными метасоматическими телами пластово-линзовидной формы, которые секутся более поздними каль-цитовыми и кальцит-флюоритовыми жилами и прожилками. Основными минералами рудных тел являются флюорит, кальцит, доломит, кварц, сфалерит и галенит. В качестве акцессорных ми-
^ Рис. 2. Характер перекристаллизации кальцитовых и доломитовых минеральных агрегатов на контактах карбонатных пород с рудным телом (разрез №1). Надрудные горизонты: а, б — мелкозернистый доломит серого цвета; в — доломитистый известняк, серый, мелкозернистый; Р. Т. — рудное тело кальцит-флюоритового состава; подрудные горизонты: г — известковый доломит с включениями темно-фиолетового мелкокристаллического флюорита; д, е — светло-серый тонкозернистый доломит
Рис. 3. ^ Характер перекристаллизации кальцитовых и доломитовых минеральных агрегатов в карбонатных породах на контактах с рудным телом (разрез № 2). Надрудные горизонты: а — известковый доломит с включениями мелкокристаллического флюорита; б — доломитовый известняк серого цвета; в — известковый доломит с включениями флюорита; Р. Т. — рудное тело кальцит-флюоритового состава; подрудные горизонты: г — известковистый доломит серого цвета; д, е — доломит темно-серого цвета
нералов отмечаются марматит, мета-циннабарит, сферокобальтит, арсенопирит, гидрослюды, опал, гетит, церру-сит, смитсонит, витерит.
Збн/01 б
50
40
3«
ЗЭн/01 Г
50 -
40 -----
35
О 30-щ
§ 20 ■ ______________________________
Г
X ----- -------
С 10 - -----
8 _____________________________________________________! | |
3> 3 <?■ 2 2 К. Л'
размер зерен, п*10'1 мм
42н/01 Д
Описание Расстояние до рудного тела, м 513С, % РБВ 5180, %% SM0W
2к/82 Доломит 1.45 3.4 25.1
4К/82 Доломит 0.75 3.4 26.6
5К/82 Доломит известковистый 0.45 1.6 23.5
6К/82 Известняк доломитистый 0.25 -1.1 21.8
7К/82 Кальцит из перекристал-лизованного доломита 0.10 -0.1 22.8
9К/82 Кальцит из зоны гидр. измен. 0 1.8 20.6
Изотопный состав карбонатных пород вблизи рудного флюоритового тела кальцита, метакристаллы доломита),
кварца, сфалерита и галенита. Кроме того, зона вкрапленной флюоритовой минерализации отмечается и в боковых породах на удалении 1.5—2.0 м от контактов рудных тел.
Разнообразные выделения флюорита характеризуются сложными взаимоотношениями участков с бедной и убогой линзовидно-прожилково-вкраплен-ной минерализацией, чередующихся с участками (линзами, системами прожилок, гнездами) мономинерального флюорита, либо жильных образований кальцит-флюоритового состава с примесью сфалерита и галенита. Отмечается также весьма отчетливая цветовая, обычно двухцветная, зональность флюорита в пределах рудных тел. В призаль-бандовых частях рудных тел флюорит, как правило, более темноокрашенный, чем в центральных. Вкрапленность флюорита во вмещающих карбонатных породах формируется прежде всего за счет замещения зерен карбонатных минералов, в основном кальцита, или отложения в мелких пустотах, образующихся при растворении и переотло-жении ряда других минералов (доломита, кварца и др.).
В рудном поле месторождения выделяется несколько типов флюоритовой минерализации:
— Крупные линзовидные гнезда и жилы флюорит-карбонатного (кальцит, доломит) состава, часто с кварцем, сфалеритом и галенитом. Минерализация локализуется на контакте серых и светло-серых доломитов и темно-серых органогенных известняков. Имеет наиболее широкое развитие и занимает ведущее положение в пределах Буреданс-кого, Центрального и Дерентейшорско-го рудных узлов.
По типам оруденения, его интенсивности и пространственному положению на месторождении выделяется четыре самостоятельных участка (рудных узла) — Буреданский, Центральный, Дерентейшорский и Северный.
Буреданский рудный узел состоит из серии пространственно разобщенных рудных тел. Протяженность рудного узла с содержаниями флюорита более 5 % составляет 1.35 км, по сфалери-товой минерализации — 0.85, по гале-нитовой — 1.45 км. В центральной части узла характерно почти полное пространственное совпадение полиметаллической и флюоритовой минерализации, хотя во многих случаях ореол цинковой минерализации несколько шире флюоритовой. Свинцовая минерализация характеризуется слабым пространственным развитием. Самостоятельного промышленного значения сфалеритовая и галенитовая минерализация не имеет.
Центральный рудный узел представлен тремя флюоритоносными телами, наиболее крупное из которых содержит 40—50 % флюорита при мощности от 0.5 до 2.0 м. Сфалеритовая и галенитовая минерализация развита в гораздо меньшей степени, чем на Буреданском участке.
Дерентейшорский рудный узел расположен в северо-западной части месторождения. Протяженность рудного узла по развитию флюоритовой минерализации составляет 0.9 км, по сфале-ритовой — 0.5, по галенитовой — 1.0 км. Флюоритовая минерализация представлена двумя флюоритоносными телами, локализованными на двух уровнях разреза карбонатных пород. Как правило, рудные тела тяготеют к горизонтам известковистых доломитов и известняков. Размеры этих тел примерно одинаковы и составляют 800—900 м по простиранию и до 350 м по падению. Мощность рудных тел достигает 1.0—1.5 м, при среднем содержании флюорита до 36.5 %.
Северный рудный узел находится к северо-западу от Центрального узла и
по характеру минерализации заметно отличается от трех других. Рудовмещающие породы здесь представлены брек-чированными, сильно окремненными известняками. Рудная минерализация флюорит-кварц-кальцитового состава (с галенитом) является цементом брекчий, поэтому масштабы оруденения в пределах рудного узла довольно ограничены.
Минералого-геохимическая характеристика рудного поля Буреданского месторождения. Флюоритовая минерализация (рис. 4). Установлено, что рудные тела с промышленным содержанием флюорита приурочены преимущественно к межпластовым согласным и субсогласным зонам тектонических нарушений, сопутствующих разломам северо-западного простирания. Такие рудные тела, как правило, представлены лин-зовидно-прожилково-гнездовым типом оруденения с кальцит-флюоритовым, кальцит-флюорит-сульфидным и кварц-кальцит-флюорит-сульфидным составом с очень неравномерным распределением флюорита как по сечению, так и по простиранию зон оруденения.
Флюорит является основным минералом рудных тел, слагая почти полностью их центральные части. В зальбан-дах возрастает доля карбонатов (реликты скоплений корродированных зерен
Г) 282
О2’1 и
О2"
\J284
Рис. 4. Распределение флюоритовой минерализации в пределах Буреданского рудного узла
— Флюоритовая минерализация, приуроченная к зонам рассланцевания в известняках и представленная согласными и субсогласными прожилками флюорит-кальцитового состава. Наличие доломита, кварца и сульфидной минерализации для таких минерализованных зон нехарактерно. Этот тип флюоритовой минерализации развит преимущественно в пределах Буредан-ского и Центрального рудных узлов.
— Флюоритовая минерализация прожилкового типа в брекчированных окремнелых известняках. Известняковая брекчия цементируется кварцем и карбонатами (кальцитом, доломитом). Состав прожилков преимущественно кварц-кальцит-флюоритовый. Этот тип минерализации характерен только для Северного рудного узла.
Состав элементов-примесей во флюоритах рассмотренных типов отличается друг от друга. Так для флюоритов первого типа наиболее характерны: Ag, ва, ве, Си, гп, С4 Ьа, Мп, гг, РЬ, Мо, Се; для второго типа — Т1, Ьа, Се; для третьего типа — РЬ, Т1, Р. Наиболее высокое содержание примесей отмечается в пределах Буреданского узла, постепенно уменьшаясь к Центральному и Дерентейшорскому.
Галенит, сфалерит, пирит и более редкие сульфидные минералы, а также антраксолит локализуются либо в заль-бандах рудных тел, либо в рассеянном состоянии во вмещающих породах в непосредственной близости от их контакта с рудными телами. Как исключение агрегаты сульфидных минералов, преимущественно галенита и сфалерита, встречаются в кальцит-флюорито-вых жилах и прожилках.
Свинцово-цинковая сульфидная минерализация пространственно и генетически связана с флюоритовым оруденением. Более широко развита сфалеритовая минерализация, которая довольно часто образует субсогласные с вмещающими породами сфалеритсодержащие тела мощностью от нескольких сантиметров до первых метров. Всего в пределах рудного поля месторождения установлено около 30 сфалеритсодержащих тел с содержанием цинка от 0.11 до 7.30 %. Макроскопически сфалеритовая минерализация наблюдается только при достаточно высоких его концентрациях — 0.5 % и выше. Сфалерит —тонко- и мелкозернистый, реже крупнозернистый. В значительной степени локализации сфалерита способствуют своеобразные «микроэкраны»,
представленные обычно неровными стилолитоподобными образованиями, которые заполнены глинисто-битуминозным веществом серого и темно-серого цвета. Сфалерит приурочен преимущественно к зальбандам зон флюоритового оруденения первого типа, совместно с кальцитом и реже с кварцем. Встречаются разновидности сфалерита — марматит и брункит.
Свинцовая минерализация встречается реже, чем цинковая и представлена галенитом в виде изометричных зерен и кристаллов кубической формы. Выявлено около 15 участков с содержанием свинца от 0.1 до 7.5 %. Мощность галенитсодержащих зон составляет от 0.1 до 2.5 м. Морфология участ-
ков свинцового оруденения обычно четко не проявляется, хотя в ряде случаев наблюдаются галенитсодержащие тела в виде маломощных линз и жил сложной формы с весьма изменчивыми концентрациями свинца. Намечается определенная приуроченность локализации галенита к флюоритовым рудам второго и третьего типов. По данным спектрального анализа, основные элементы-примеси в галенитах — В1, БЬ, С4 А^ Мо, Т1, гг, Ва.
Ртутная минерализация. В пределах Дерентейшорского узла в выходах темно-серых известняков гнейсовидной структуры развиты согласные жилы и прожилки с кальцитовой минерализацией. В них нами был установлен метациннабарит, который слагает экзоконтакт одного из прожилков (104500 мм) с известняком [2]. Метациннабарит, диагностированный рентгенометрически, образует тесные срастания со сфалеритом и кварцем в виде
мелких неправильных выделений серовато-черного цвета.
При массовом анализе валовых проб на ртуть, выявлен целый ряд точек с повышенным содержанием ртути (от 20 до 80410-6 %), при ее фоновом содержании, составляющем 3—5410-6 % не только на Дерентейшорском, но и на Центральном и Буреданском участках месторождения (рис. 5).
Судя по данным анализа валовых проб, отобранных в пределах рудного поля месторождения, ртуть в виде самостоятельных минеральных форм или примеси в других минералах довольно широко распространена в описанных выше двух нижних рудовмещающих горизонта, а повышенное ее содержа-
ние тяготеет к зонам развития сульфидной, преимущественно сфалеритовой минерализации. Результаты анализа мономинеральных проб кальцита, флюорита, доломита, галенита и сфалерита на ртуть свидетельствуют о ее повышенном содержании в доломите, галените и сфалерите, в то время как в кальците и флюорите оно не превышает фоновых значений. Максимальное содержание ртути зафиксировано в сфалерите (до 380Ч10-6 %), что подтверждает установленную тесную ассоциацию ртутной минерализации со сфалеритовой, а также указывает на возможное изоморфное вхождение цинка в метациннабарит и ртути в сфалерит. Изучение распределения содержаний ртути и цинка по ряду разрезов вкрест простиранию рудных зон показывает на наличие положительной корреляционной связи между ними, тогда как между содержаниями ртути и свинца такая связь отсутствует.
Рис. 5. Распределение ртути в пределах Буреданского участка (заштрихованы поля аномальных содержаний)
Характер взаимоотношений между основными минералами рудного поля Буреданского месторождения свидетельствует о многоэтапном ходе формирования минерализации. Наиболее ранним эпигенетическим минералом является доломит. Процессу флюори-тизации предшествовала кальцитизация доломитов, после чего шло образование флюорита, сфалерита и галенита.
Таким образом, последовательность минералообразования может быть представлена в виде следующей схемы: доломит ^ кальцит ^ кварц ^ сфалерит + флюорит ^ галенит + флюорит ^ флюорит ^ поздний кальцит, иногда с галенитом. Температуры гомогенизации газово-жидких синтетических включений во флюорите составляют 160—230 °С.
Литература
1. ЮшкинН. П., ВолковаН. В., КунцА. Ф. Флюорит Уральско-Новоземельской провинции и проблемы его использования. Сыктывкар: Коми филиал АН СССР, 1977. 47 с.
2. Кунц А. Ф. Первая находка метацин-набарита и проблема ртутной минерализации на Пай-Хое // Минералогия рудоносных территорий Европейского северо-востока СССР. Сыктывкар, 1987. С. 53—57.
ФОРМАЦИИ-ПАРАГЕНЕЗЫ ПОРОД
Д. г. -м. н. А. И. Елисеев
litgeo@geo. квтіі'с. ги
Я хотел бы показать на этих примерах, что, только изучая породные парагенезы, мы можем легко и правильно выделять естественные ассоциации пород и выявлять их происхождение. Этот метод вносит много нового и в изучение самих осадочных пород, так как, рассматривая их в естественных сообществах, мы подмечаем новые характерные черты их и свойства. Изучая парагенезы, мы решаем вопрос о закономерностях совместного нахождения горных пород и о происхождении слагаемых ими отложений. Словом, парагенезы пород — это не только определение формаций, но и метод их изучения.
Н. С. Шатский
Учение об осадочных формациях зародилось в нашей стране уже несколько десятков лет назад, но до сих пор нет единой концепции этого учения, о чем свидетельствует, в частности, существование различных направлений формационного анализа, десятки определений формаций. Надо признать, что учение о формациях находится в стадии становления, идет этап накопления фактического материала.
В настоящее время выделяются несколько направлений в учении о геологических формациях: парагенетическое (структурно-вещественное), фациаль-но-генетическое, тектоно-стадиальное, стратиграфическое, минерагеническое.
Существование перечисленных направлений объясняется тем, что формациями занимаются специалисты различных геологических наук, которые ставят различные задачи в своих исследованиях. Обычно литологи и петрографы рассматривают формации как итог своих исследований, тектонисты и специалисты по полезным ископаемым — как инструмент для палеотектонических реконструкций и поисков полезных ископаемых. В большинстве случаев это учение развивается на стыке нескольких геологических наук. Как писал академик Н. С. Шатский, в нем соединяют-
ся и литологический, и стратиграфический, и тектонический подходы.
По-видимому, каждое из перечисленных направлений имеет свои преимущества и свои недостатки. Поэтому в силе остаются слова академика Н. М. Страхова, что только работа над конкретными формациями выявит плюсы и минусы отдельных направлений.
Наиболее широкое развитие в нашей стране получило парагенетическое направление, благодаря Н. С. Шатскому и Н. П. Хераскову, разработавшим представление о геологических формациях как парагенезах горных пород, подобно тому, как горные породы являются парагенезами минералов. Н. С. Шатский писал: «Под термином „формация“ мы подразумеваем естественные комплексы горных пород, отдельные части которых парагенетически тесно связаны друг с другом как в возрастном, так и в пространственном отношениях» [6, с. 7].
Формации, по Н. С. Шатскому, устанавливаются опытным путем, т. е. непосредственным наблюдением в поле, изучением разрезов. Установленные таким образом формации проверяются путем поисков аналогичных формаций в других местах земного шара, в других геологических разрезах, в других по возрасту отложениях. «Повторяе-
мость этих парагенезов в разных местах и в различные эпохи земной коры и является надежнейшим признаком правильности выделения данных естественных ассоциаций» [8, с. 176].
Н. С. Шатский подчеркивал, что «несмотря на существующие различия в понимании объема термина „форма-ция“ и типов формаций, а также в принципах их выделения и классификации, почти все исследователи сходятся на том, что породы, слагающие формации, находятся в парагенетических отношениях, что формации представляют собой, таким образом, не случайные наборы пород, а совершенно определенные ассоциации, сообщества, образующие определенные естественноисторические тела. Поэтому мне кажется, что в настоящее время совершенно недостаточно простой констатации пара-генитических связей между членами формации, а необходимо детальное изучение этих связей и выявление их природы» [7, с. 156].
Данный автор выделяет два типа парагенетических отношений между породами осадочных формаций — это фаци-альные ряды и фациальные сочетания. «Фациальным рядом я называю ряд одновозрастных пород, в латеральном направлении фациально замещающих друг
