Содержание к диссертации
Введение
1. Проблема генезиса железистых и марганцовистых пород в осадочно-вулканогенных комплексах колчеданоносных районов 10
1.1. Типы железистых и марганцовистых пород 10
1.2. Гидротермально-осадочная гипотеза 15
1.3. Гидротермально-метасоматическая гипотеза 19
1.4. Гальмиролитическая гипотеза 22
2. Геолого-петрографическая характеристика железистых и марганцовистых пород узельгинского колчеданоносного поля 28
2.1. Геологическое строение района 28
2.2. Закономерности размещения железистых и марганцовистых пород . 34
2.2.1. Талганское месторождение 34
2.2.2. Молодежное месторождение 50
2.2.3. Месторождение им. XIX Партсъезда 55
2.2.4. Узельгинское месторождение 60
2.2.5. Южно-Талганский участок 63
2.2.6. Стабиякский участок 64
2.2.7. Чебачье месторождение 66
2.2.8. Северо-Узельганский участок 67
2.2.9. Северо-Ялшанский участок 67
2.2.10. Южно-Молодежное месторождение 68
2.3. Состав железистых и марганцовистых пород 69
2.3.1. Гиалокластический материал 69
2.3.2. Сульфидный материал 80
2.3.3. Карбонатный материал 87
2.3.4...Биогенный фактор в формировании железистых и марганцови стых пород 90
3. Минералогия железистых и марганцовистых пород узельгинского колчеданоносного поля 96
3.1. Особенности минерального состава джасперитов 96
3.2. Особенности минерального состава госсанитов 100
3.3. Особенности минерального состава умбритов 104
4. Петрогеохимические особенности железистых и мар ганцовистых пород узельгинского колчеданоносного поля . 122
4.1. Закономерности в распределении химических компонентов 122
4.2. Расчет миграции вещества при образований железистых и марганцовистых пород за счет гиалокластитов кислого состава 139
4.3. Факторный анализ железистых и марганцовистых пород 141
5. Геохимия редкоземельных элементов в железистых и марганцовистых породах узельгинского колчеданоносного поля 149
5.1. Источники РЗЭ в современных металлоносных осадках 149
5.2. Редкоземельные элементы в железистых и марганцовистых породах 151
5.3. Соотношение содержаний РЗЭ и петрохимических компонентов . 155
5.4. Источники РЗЭ для железистых и марганцовистых пород 155
5.5. Особенности поведения РЗЭ при формировании железистых и марганцовистых пород 160
6 Модели формирования апогиалокластитовых железистых и марганцовистых пород узельгинского колчеданоносного поля 165
6.1. Факторы, контролирующие гальмиролиз 165
6.2. Гальмиролиз "чистых" гиалокластитов 165
6.3. Гальмиролиз известковистых гиалокластитов 166
6.4. Гальмиролиз сульфидсодержащих гиалокластитов 170
Заключение 175
- Закономерности размещения железистых и марганцовистых пород
- Состав железистых и марганцовистых пород
- Редкоземельные элементы в железистых и марганцовистых породах
- Гальмиролиз "чистых" гиалокластитов
Введение к работе
Актуальность проблемы. Железистые и марганцовистые породы, среди которых выделены джаспериты, госсаниты и умбриты [Телснков, Масленников, 1995], широко распространены в вулканогенно-осадочных комплексах колчеданоносиых районов Южного Урала. Для них характерна ассоциация с сульфидными рудами, но часто они встречаются и вне связи с колчеданными рудными телами. К настоящему времени определились несколько гипотез, объясняющих происхождение этих пород - гидротермально-осадочная [Зайкова, 1991; Старикова, 2002], гидротермально-метасоматическая [Гаврилов, 1972] и гальмиролитическая [Пуркин, Денисова, 1987; Злотник-Хоткевич, 1989; Масленников, 1999]. Взаимоотношения этих процессов и конкретная роль каждого из них остаются во многом неясными и дискуссионными, так как многие генетические признаки железистых и марганцовистых образований являются конвергентными. Кроме того, несмотря на общность происхождения, эти породы существенно отличаются друг от друга по комплексу литолого-геохимических признаков. Решение этих вопросов невозможно без тщательных минералого-петрографических и геохимических исследований и выяснения условий их образования в конкретных геологических обстановках.
Узельгинское колчеданоносное поле, где представлены наиболее крупные горизонты различных типов железистых и марганцовистых пород, является эталонным объектом для их изучения, как один из наиболее сохранившихся и хорошо вскрытых карьерами, разбуренных скважинами и осваиваемых подземными выработками горно-геологических районов.
Цель и основные задачи исследований. Исследования направлены на оценку вклада гидротермальных и гальмиролитических процессов в образование железистых и марганцовистых Пород. В связи с этим, основными задачами исследований явились: 1) выяснение особенностей локализации, строения и состава железистых и марганцовистых пород, 2) выявление последовательности минеральных преобразований и особенностей геохимии главных компонентов (Fe, Mn, Si, Mg, Ті, Al, Ca, Na, К и P), сопутствующих элементов (Cu, Zn, Ni, Pb, Co, Cr), рассеянных и редких элементов (Rb, Sr, Nb, U, Та и др.), 3) изучение поведения редкоземельных элементов при формировании различных типов железистых и марганцовистых пород.
Фактическая основа. Фактической основой диссертационной работы явились материалы, собранные автором в 1987-2003 гг. при выполнении научно-исследовательских тем в лаборатории прикладной минералогии и минерагепии Института минералогии УрО РАН. Основными объектами исследований явились колчеданные месторождения (Талган-ское, Молодежное, Узельгинское, им. XIX Партсъезда, Чебачье, Южно-Молодежное) и
участки проявления оксидно-железистой минерализации вне ассоциации с сульфидными рудами (Южно-Талганский, Стабиякский, Северо-Узельгинекий) на Узельгинском колче-даноносном поле. При решении поставленных задач в сравнительном плане использовались материалы по Александрийскому, Бабарыкинскому, Сибайскому, Октябрьскому, Маканскому и Яман-Касинскому колчеданным месторождениям, Сарбайскому и Янзиги-товскому марганцевым месторождениям. Особое значение для сравнительных геохимических исследований имел литературный обзор железистых и марганцовистых образований кипрских и оманских колчеданных месторождений и современных металлоносных осадков.
Методика исследований. В результате проведенных полевых работ автором проведено детальное литолого-фациальное картирование железистых и марганцовистых пород и сопутствующих им вулканогенно-осадочных и осадочных горизонтов. На основании этих данных составлена карта размещения железистых и марганцовистых образований Узельгинского колчеданоносного поля. За время работ на рудном поле собрана представительная коллекция этих пород. Многие из них представлены уникальными образцами различных типов и переходных разностей. Все виды картирования сопровождались послойной характеристикой вещественного состава пород с составлением эталонных лито-грамм по результатам изучения полированных образцов, шлифов и аншлифов, интерпретаций результатов рентгенофазового, силикатного, атомно-абсорбционного и других видов анализа.
Всего изучено более 300 шлифов и аншлифов. Микроскопические исследования проведены с использованием микроскопов Axiophot фирмы CARL ZEISS и Olympus В 202 в Институте минералогии УрО РАН и Axiolab во Фрайбергской Горной Академии в Германии.
Рентгенографическое изучение применено с целью диагностики минералов. Исследования проводились в группе рентгеноструктурного анализа в Институте минералогии на дифрактометре ДРОН-2: условия съемки: Co-излучение, скорость вращения гониометра 1-2 град./мин. (рентгенофазовый анализ), аналитик Т. А. Рябухина. Дебаеграммы редких минералов получены на приборе УРС: условия съемки: к-4, г—0.10 мм, шарик U-220 в, U-30 кв, 1-20 ма, t-З ч, УРС-2. Fe б/ф. Аналитики Е. В. Зенович и П. В. Хворов. При этом микрочастицы для съемки дебаеграмм извлекались при помощи микротвердометра "Durimet" и приготовливались в виде резинового шарика.
Электронномикроскопическое изучение морфологии минералов и их взаимоотношений проводилось на растровом микроскопе (микроанализатор EDAX, приставка к электронному микроскопу SEM-535) совместно с В. А. Котляровым. Полученные энергодис-
персионные спектры микрочастиц и их количественная характеристика являются во многих случаях единственным результатом исследований этих образований.
Микрозондовые исследования проводились на приборе JEOL-733 с ЭДП INCA EN-ERGY-200 в лаборатории экспериментальной минералогии и физики минералов (аналитик Е. И. Чурин и В. А. Муфтахов) и на приборе JXA-8900RL в Горной академии г. Фрайберга в Германии (аналитик К. Беккер). Выполнено более 1500 анализов.
Химические анализы проб железистых и марганцовистых пород выполнялись в Институте минералогии М. Н. Маляренок и Т. В. Семеновой. Атомпо-абсорбционным методом (пламенный вариант) были определены содержания Си, Zn, Pb, Со, Ni и Сг. Было выполнено более 300 анализов.
Определения содержаний редких и рассеянных элементов в железистых и марганцовистых породах проводились на масс-спектрометрах индуктивно связанной плазмой (VG Plasma-Quad-2c ICP-MS) с анализом как водных растворов (Музей Естественной Истории, Англия), так и продуктов абляции с поверхности аншлифов пучком ультрафиолетового лазера (Nd-YAG), имеющим диаметр 80 мкм (Тасманийский Университет, Австралия). Всего было выполнено 50 анализов. РЗЭ также были проанализированы бумажно-хроматографическим методом (70 анализов).
Личный вклад автора заключается в непосредственном участии во всех этапах исследований: от сбора оригинальных материалов при картировании карьеров, подземных выработок, керна скважин до их первичной обработки, до интерпретации результатов и обобщения аналитических данных.
Публикации. По теме диссертации опубликовано 20 работ.
Научная новизна. Впервые показано формирование палеозойских железистых и марганцовистых образований по гиалокластитам кислого состава в результате их придонного преобразования в присутствии карбонатов и сульфидов. Установлена трансформация вулканического стекла через магнезиально-железистые смектиты с последующим разложением их до коллоидных Fe-Si-ассоциаций. Впервые для России описан минерал марстурит. Обоснована подвижность элементов-гидролизатов (Ті, А1, РЗЭ, Y и др.) при формировании железистых и марганцовистых пород и установлены геохимические ряды преобразования гиалокла-стов. Установлено, что РЗЭ в этих образованиях являются индикаторами условий их формирования. Предложены варианты моделей формирования различных типов железистых и марганцовистых образований.
Апробация работы. Основные положения, рассматриваемые в работе, докладывались на международной научной студенческой школе "Металлогения древних и современных океанов" (Миасс, 1998, 1999,2000, 2001, 2002, 2003), конференции "Проблемы минералогии,
петрографии и металлогении" (Пермь, 1999), 6-ой европейской школе по металлогении океанов (г. Брест, Франция, 1999), международном симпозиуме "Минералогические музеи" (г. Санкт-Петербург, 2002), Всероссийской научной конференции "Летняя уральская минералогическая школа - 2002" (г. Екатеринбург, 2002), 5-ом Уральском региональном литологиче-ском совещании (г. Екатеринбург, 2002), международной конференции SGA в Греции (г. Афины, 2003), II Всероссийском симпозиуме по вулканологии и палеовулканологии (г. Екатеринбург, 2003).
Анализ результатов проведенных исследований позволил сформулировать следующие защищаемые положения.
Положение 1. Железистые и марганцовистые породы Узельгинского колчеданоиосно-го поля, среди которых выделены джаспериты, госсаниты и умбриты, являются продуктами придонного преобразования гиалокластитов кислого состава, содержащих примеси карбонатных и/или сульфидных частиц. Они образуют единый ряд, связанный постепенными переходами, и их минералого-геохимическое разнообразие определяется количественным соотношением компонентов исходных осадков.
Положение 2. Преобразование вулканического стекла кислого состава происходило последовательно, через стадию формирования магнезиально-железистых смектитов. Разложение смектитов до оксидов Fe и Si сопровождалось выносом большинства химических компонентов, в том числе А1 и Ті, и фиксацией железа и кремнезема. В зависимости от условий, процесс может прекратиться на любой из минеральных стадий.
Положение 3. Основные отличия в распределении РЗЭ в различных типах железистых и марганцовистых пород отрао/сают влияние примесных карбонатов и сульфидов на подвижность РЗЭ при гальмиролизе гиалокластических осадков.
Практическое значение работы. Разработанная типизация железистых и марганцовистых пород используется при составлении геологических карт палеоостроводужных структур и при прогнозировании колчеданного оруденения на Южном Урале. Отдельные результаты исследований минералогии и геохимии этих пород были представлены в Комитет природных ресурсов по Челябинской области в составе отчета "Составление карт девонских металлоносных отложений Магнитогорской площади с целью прогноза месторождений цветных и благородных металлов", выполненного по соглашению с Комитетом природных ресурсов по Челябинской области в 1999 г., государственный регистрационный номер 47-92-9/18. В настоящее время результаты исследований размещения и состава железистых и марганцовистых образований Узельгинского рудного поля сравниваются с таковыми Александрийского рудного поля для выявления перспективных участков па медноколчеданные руды. Выявление новых площадей распространения и изучение крем-
нисто-железистых и марганцовистых пород Узельгинского рудного. поля служат для обоснования поискового бурения и возможности открытия новых глубокозалегающих месторождений в этом хорошо освоенном районе. Установленная тенденция геохимической дифференциации может быть использована для разбраковки проявлений оксидно-железистой минерализации, которая позволит упростить использование их в качестве поисковых признаков на колчеданное оруденение.
Структура и объем работ. Диссертация состоит из введения, шести глав, заключения и содержит 120 страниц текста, 84 рисунка, 24 таблицы, 10 приложений. В списке литературы 162 наименования.
Автор учитывает научные взгляды А. Г. Злотника-Хоткевича, А. Г. Коссовской, А. П. Лисицына, В. В. Зайкова, Е. В. Зайковой, В. В. Масленникова, В. В. Петровой, А. В. Пуркина, И. В. Хворовой и др.
В первой главе рассматриваются проблемы генезиса железистых и марганцовистых пород палеогидротермальных полей Южного Урала. Во второй главе кратко описано геологическое строение Узельгинского колчеданоносного поля, приводится детальное описание условий локализации железистых и марганцовистых пород, и охарактеризованы особенности преобразования исходных гиалокластов, сульфидов и карбонатов в кварц-гематитовые агрегаты и отмечено участие биогенного фактора в этих процессах. Третья глава посвящена минералогии железистых и марганцовистых пород, в ней изложены процессы минеральных преобразований и новообразований в процессе их формирования. В четвертой главе рассматривается геохимия главных компонентов (Fe, Mn, Si, Mg, Na и др.), элементов-гидролизатов (Ті, Al, Y, Zr, Th и др.), сопутствующих элементов, обогащающих эти образования (Си, Zn, Ni, Pb, Со, Сг) и рассеянных элементов (Rb, Sr, Nb, U, Та и др.). Пятая глава посвящена геохимии РЗЭ в железистых и марганцовистых образованиях. В шестой главе предлагаются варианты моделей формирования апогиалокластитовых железистых и марганцовистых пород.
Автор выражает глубокую благодарность своему научному руководителю заведующему лабораторией прикладной минералогии и минерагении Института минералогии, зам. директора по научной работе д-г.-м.н. Валерию Владимировичу Масленникову за ценные замечания при обсуждении результатов исследований и всестороннюю помощь в написании работы. Особую благодарность автор выражает директору Института минералогии чл.-корр. В. Н. Анфилогову за консультации при обсуждении механизма образования железистых и марганцовистых пород; профессору, д.-г. м. наук В. В. Зайкову за постоянное внимание к работе и обсуждение интерпретации
результатов исследований. Искреннюю признательность автор выражает сотрудникам Института минералогии к.г.-м.н. Е. В. Белогуб, К. Л. Новоселову, В. И. Поповой, д.г.-м.н. В. А. Попову, А. И. Белковскому, за ценные замечания и добрые советы. Большую благодарность автор выражает сотрудникам химической лаборатории М. Н. Маляренок , Т. В. Семеновой и Л. Ф. Баженовой за выполнение анализов проб, В. А. Котлярову - за помощь в проведении электронно-микроскопических исследований, Е. И. Чурину - за микрозондовые анализы, П. В. Хворову - за проведение рентгенографических исследований, О. С. Теленкову, А. В. Рочеву и В. В. Коржавину - за помощь в техническом оснащении, И. В. Синяковской и Р. 3. Садыковой - за помощь в оформлении работы. Автор выражает огромную благодарность главному геологу ЮУГГП В. В. Ямщиковой и геологу Е. С. Овчаровой за неоценимую услугу в проведении полевых работ по площади.
Особо хочется отметить теплый прием в Горной Академии г. Фрайберга (Германия) и предоставленную возможность изучения минерального состава железистых и марганцовистых пород с получением великолепных фотографий минералов. Автор выражает особую признательность К. Бекккеру за микрозондовые анализы и карты распределения микроэлементов (Германия), Р. Е. Херрингтону (Музей Естественной Истории, Великобритания) за определение редкоземельных элементов в железистых и марганцовистых породах, Л. В. Данюшевскому за проведение точечных анализов РЗЭ (Тасманийский университет, Австралия)).
Автор сердечно признателен своим друзьям и коллегам за помощь в оформлении работы и за созданную благоприятную научную атмосферу, безусловно способствовавшую успешному проведению исследований.
Исследования по теме диссертации были поддержаны РФФИ (проект 02-05-64821), программой "Университеты России" (проект УР.09.01.028), ФЦП "Интеграция" (проект П-0035) и программой президиума РАН № 14 "Мировой океан: геология, геодинамика, физика, биология".
Закономерности размещения железистых и марганцовистых пород
Талганское медно-цинково колчеданное месторождение расположено в центральной части Узельгинского рудного поля. Оно приурочено к пологой депрессии, расположенной между экструзивными куполами вулканитов кислого состава: Узельгинским - на западе и Талганским - на северо-востоке. Рудные тела линзообразной формы незначительных размеров локализованы в верхах кислой толщи. Рудовмещающие кислые вулканиты преобразованы в хлорит-серицит-кварцевые метасоматиты, образующие вытянутую вдоль рудоконтролирующего разлома зону шириной до 0.5-1 км. Надрудные известняки местами интенсивно гематитизированы. Железистые и марганцовистые горизонты Талганского медно-цинково-колчеданного месторождения локализуются на двух уровнях в верхней части риодацитовой эффузивно-обломочной толщи и представлены джасперитами, госсанитами и умбритами (рис. 7). Первый уровень (джасперитовый) располагается в толще игнимбритовидных рио-дацитов, ассоциирующих с гиалокластическими песчаниками кислого состава, а также с серыми и зелеными пелитолитами. Тело гематит-кварцевых пород имеет изометричную, вытянутую в субмеридиональном направлении форму при ширине 100—500 м и протяжен-ности более 500-800 м. Мощность этих пород составляет в основном 3-5 м, иногда до Юм, резко сокращаясь к периферии (рис. 8). Выклинивание джасперитового тела происходит на возвышенностях рельефа морского дна, ближе к центрам экструзивно-эффузивных куполов. Горизонт гематит-кварцевых пород контролирует нижний ритм верхнего эруптивного цикла [Медноколчеданные ..., 1988] в толще кислого состава, фиксируя перерыв в вулканизме.Более ранними исследованиями под сульфидным холмом реконструирован "холм" гематит-кварцевого состава высотой 18 м при поперечнике 40-80 м. Авторы приводят доказательства в пользу пригидротермального происхождения этих пород: джаспериты центральной зоны, в отличие от периферии постройки, больше окварцованы, содержат прожилки и гнезда кварца (скв. 5150); подстилающие породы на этом участке превращены в сульфидизированные серицит-кварцевые метасоматиты, которые на границе с телом джасперитов почти полностью замещены пиритом. Следы окварцованных трубчатых червей в гематит-кварцевых породах также могут указать на наличие подводящей гидротермальной зоны [Санько, Масленников, 1988] или на присутствие исходной известковистой органогенной примеси. Ниже приведено описание литологических колонок гематит-кварцевых пород нижнего уровня по мере удаления от сульфидного холма, под которым реконструирован "холм" гематит-кварцевого состава. Местооложение скважин указано на рис. 8. Скважина 5150 178.2-178.7 м Гематит-кварц-пиритовые метасоматиты, розовые, участками желто-белые, интенсивно гидротермально проработанные. 178.7-184.0 м Тектоно-метасоматические брекчии. Присутствуют фрагменты гематит-кварцевых пород. На глубине 180.3 м обнаружены трубчатые формы (1-2 мм) гематит-кварцевых фрагментов. 184.0-185.8 м Красные однородные маложелезистые гематит-кварцевые породы. Участками прокварцованы, пиритизированы. Пирит представлен кристаллами пентагондодекаэдрической и кубической формы. 185.8-186.5 м Ссрноколчеданные руды с реликтами хлопьевидной однородной прокварцованной маложелезистой породы. 186.5-190.0 м Красные гематит-кварцевые породы, прокварцованы, пиритизированы. Постепенно переходят в тектоно-метасоматическую брекчию. Зона перехода 3 см. Отмечаются микробрекчиевые текстуры, представленные гематит-кварцевыми фрагментами. 190.0-205.1 м Серицит-кварцевые метасоматиты по флюидальным дацитам, интенсивно пиритизированныс Скважина 5149 184.5-185.5 м Серицит-кварц-пиритовыс метасоматиты. 185.5-186.9 м Серноколчеданные руды с редкими реликтами гематит-кварцевой породы. 186.9-188.6 м Гематит-кварцевые маложелезистые породы, интенсивно пиритизированныс. Мелкие обломки гематит-кварцевых агрегатов сцементированы кварцем. В приподошвенной части слоя появляются обломки нижележащих пород. 188.6-189.8 м Серицит-кварцевые метасоматиты с равномерновкрапленной пиритизацией. Скважина 2652 150.4-152.6 м Серный колчедан с реликтами кварц-гематитовых пород. 152.6-153.4 м Кварц-гематитовые породы неяснообломочные, пятнистые, с единичными прожилками опаловидного кварца. К концу интервала появляются реликты хлоритизированных гиалокластов, иногда прослои (1 см) гематитизирован-ных песчаников. Присутствуют частично замещенные гематит-кварцевыми агрегатами гиалокласты. 153.4-153.6 м Вулканомиктовые гравийные песчаники. Обломки представлены хлорити-зированным стеклом размером от 1 до 3 мм, оранжево-красными гематит-кварцевыми песчаниками размером от 1 до 5 см. 153.6-158.7 м Пиритизированные крупнокварцевые риолиты. Скважина 5113 157.3-159.5 м Серицит-кварц-пиритовые метасоматиты с мелкими редкими реликтами гематит-кварцевых пород. 159.5-160.0 м Обломочная неоднородная гематит-кварцевая порода от песчаной до гравийной размерности. Пиритизированы. Имеются красные мутьевидные участки. 160.0-160.5 м Коричневые гравийные (1-10 см) контрастные гематит-кварцевые породы. 160.5-162.6 м Грубозернистые гематит-кварцевые породы размером 0.1-3 мм с колломорфно мутьевидными пятнистыми прослоями. Пиритизация прожилково-гнездовая. Наблюдается тонкое переслаивание с серыми, розово-серыми кремнистыми породами. Переход в подстилающие окварцованные и пиритизированные флюидальные гиалолавокластиты дацитов постепенный, волнистый. 162.6-166.0 м Хлоритизированные, пиритизированные гиалокластолавы дацитов. Скважина 5156 175.1-177.5 м Крупнокварцевые дацитовые порфириты, хлоритизированные. 177.5-177.8 м Серноколчеданные руды с реликтами кварц-гематитовых пород. 177.8-187.8 м Однородные гематит-кварцевые породы, пиритизированные, равномерно прокварцованные. В приподошвенной части порода приобретает брскчие-видно-пятнистый облик. 187.8-187.9 м Серноколчеданные руды. 187.9-188.5 м Гематит-кварцевые породы с хлоритовыми прослоями. Пиритизированы. В приподошвенной части в гематит-кварцевых породах отмечаются хлорити-зированные обломки гиалокластов дацитового состава, переход в нижележащие породы постепенный. 188.5-190.0 м Существенно хлоритовые метасоматиты по кварцевым дацитам. Скважина 2581 210.7-211.8 м Гиалолавокластиты кислого состава с кремнистым цементом, хлоритизиро-ваны, содержат фенокристаллы кварца, имеются гематит-кварцевые включения размером 2-10 мм. 211.8-212.4 м Оранжево-красные флюидальные гематит-кварцевые породы по гиалокла-ститам, содержат реликты последних. Контакт с гиалолавокластитами относительно резкий. 212.4-212.8 м Флюидальная кислая лава. Слабо серицитизирована и хлоритизирована с окремненными прослоями. 212.8-213.0 м Гематит-кварцевые породы, флюидальные, мелкопятнистые, пиритизиро-ванные. Переход к гематит-кварцевым породам постепенный. В подошве лавогиалокластиты с кремнистым цементом. 213.0-213.4 м Мелкопятнистая кварц-гематитовая порода оранжево-красная с пиритовыми тонкими сетчатыми жилками мощностью до 1-1.5 см. 213.3-214.6 м Струйчатая вишнево-красная гематит-кварцевая порода. В интервале 214.0- 214.5 - брекчированная, сцементирована гнездово-прожилковым пиритом. 214.6-214.75 Прослой гематитизированных и хлоритизированиых гиалокластитов, 214.75-215.4 Вишнево-красная пятнисто-струйчатая гематит-кварцевая порода. 215.4-216.4 м- Вишнево-красная пятнистая, участками струйчатая гематит-кварцевая порода. Постепенно переходит в лавокластит с хлоритизированными обломками. Зона перехода около 20 см. 216.4-218.0 м Гиалокластиты кислого состава.
Состав железистых и марганцовистых пород
Гиалокластиты - это несортированные породы, состоящие из обломков стекловатых лав, иногда единичных кристаллов, погруженных в гидрохимически преобразованную связующую массу [Ритман, I960]. Гиалокластиты имеют широкое развитие в субмарииных комплексах как в современных срединно-океанических хребтах и в шельфовых зонах, так и во многих комплексах мезо-кайнозойского, палеозойского и допалеозойского возрастов. На Урале обычно они образованы стеклами основного состава [Иванов, Чурилин, 1975]. На колчеданоносных районах Урала известны также гиалокластиты андезитового, дацитового и трахиандезитового составов [Масленников, 1991 и др.]. Накопления их могут быть крайне скудными и, напротив, весьма обильными. В одних случаях они заполняют лишь межшаровые пространства подушечных лав базальтов, а в других — формируют самостоятельные тела крупных размеров разной формы с различными условиями залегания.
В отличие от лавокластитов, гиалокластиты подвержены интенсивной хлоритизации, палагонитизании и гидрослюдизации [Хворова и др., 1974]. В палагонитизированных корках базальтов значительно возрастают содержания суммарного железа (в 1.5-2 раза), магния (в 1.5 раза), содержания кремнезема и кальция уменьшаются, соответственно в 1.2 и 2 раза, количество титана и глинозема практически не меняется [Злотник-Хоткевич, 1984; Скрипченко, 1972]. В палагонитизированных кислых стеклах, по данным A. Ijima [1974], содержания железа увеличиваются в 3 раза, магния 1.7 раза, содержание кремнезема уменьшается в 1.3 раза, содержания глинозема и титана существенно не меняются. Палагониты по кислым вулканитам колчеданных месторождений Урала по данным А. В. Злотника-Хоткевича [1984] отличаются более высокими содеражаниями магния, низкими — титана. Повышение содержания железа в апикальных частях экструзивов на Урале отмечено И. Б. Серавкиным [1981]. Результаты химических анализов риодацитов и их гиалокластитов из Узельганского рудного поля приведены в таблице 2. На Узельгинском колчеданоносном поле гиалокластиты кислого состава содержат Fe в 3-4 раза, Mg - в 3 раза, Мп - 1,5 раза больше, кремнезема в 1.5 раза меньше по сравнению с лавами, а количество Ті и А1 практически в них не меняется. Многие тела железистых пород Узельгинского колчеданоносного поля в большинстве случаев образуют локальные прослои и линзовидные тела в кровле эффузивно-гиалокластитовых тел кислого состава. Верхняя граница кремнисто-железистых слоев резкая, нижняя - с постепенным уменьшением степени "ожелезнения" осадка и постепенными переходами в гиалокластиты кислого состава. Наблюдаемые зоны перехода составляют 20 см и менее. Гиалокластические прослои кислого состава с постепенными переходами в кварц-гематитовые породы встречаются и внутри джасперитовых тел. Мощность таких прослоев от первых см до микроскопических размеров. Гиалокластиты состоят из несортированных обломков стекловатого облика, разнообразных по форме: угловатых, обтекаемых, изометричных и удлиненных. Цвет меняется от зеленого, темно-зеленого, почти до черного. Обломки часто имеют конформные, изрезанные, зазубренные ограничения. Цемент в гиалокластитах базальиый, представлен кварцевым агрегатом, в котором заключены реликты мельчайших гиалокластов. Стекло всегда в разной степени изменено, причем этот процесс проявляется в породе неравномерно. Даже в пределах одного обломка наблюдаются участки более светлого (смектити-зированного) стекла и темного (хлоритизированного). При сравнении рентгенограмм из участков кислого стекла, измененных в различной степени, установлено также присутствие смешанослойного минерала хлорит-смектитового типа. Хлоритизация усиливается от центра к краям обломков, иногда хлоритизированные корки легко отделяются и создается впечатление генетически с ним не связанных наростов на гиалокласте. Существенно хлоритовый состав гиалокластов обусловлен, очевидно, диагенетическим преобразованием смектита в хлорит. Часто в гиалокластах встречаются корродированные феиокристаллы кварца.
В кремнисто-железистом матриксе джасперитов присутствуют многочисленные псевдоморфозы гематит-кварцевых агрегатов по гиалокластам. В гранулометрическом спектре гематитизированных гиалокластов преобладают крупные фракции. Обычно гематит-кварцевые фрагменты образуются и по кластам, и по мелкообломочному цементу. Обычное содержание обломочной составляющей в породе составляет 80-90 %. Морфологический и морфометрический анализы гиалокластов выявили полную аналогию их форм, контуров и размеров с обломками, состоящими из гематит-кварцевого материала (рис. 33). На диаграмме, отражающей морфологические особенности гиалокластов (рис. 34), они образуют единое поле. По сравнению с обломками в гиалокластитах, преобразованные обломки более изометричны, ограничения их не так глубоко изрезаны, сглажены и иногда приобретают округлые формы, оставляя теневые оболочки в кварцевом цементе. Сглаженно-угловатые, овальные или фьяммевидные флюидальные гематитизированные "стекла" с причудливыми ограничениями имеют размер от крупных (1-5 мм) и меньше. При микроскопическом изучении джасперитов выявлены интересные факты преобразования "стекла" кислого состава, приводящего в конечном итоге к возникновению на месте "стекла" гематит-кварцевых фаз. В шлифах "стекло" темное, в тонких сколах просвечивает зеленоватым цветом. Электронно-микроскопические исследования гиалокластов показывают, что они корродированы, неравномерно хлоритизированы, имеют непостоянный химический состав. Кремнезем иногда переотложен и приурочен к поверхности других минералов в виде кварцевых обособлений. Процесс замещения кварцгематитовими агрегатами начинается с поверхности гиалокласта. Замещение гиалокла-стического материала гематит-кварцевыми агрегатами неоднородное и, видимо, зависит от степени проницаемости отдельных его участков (рис. 35-1, 2)
Редкоземельные элементы в железистых и марганцовистых породах
Редкоземельные элементы в джасперитах. Выделяются три типа распределения РЗЭ в джасперитах (рис. 75-а): 1) низкими содержаниями РЗЭ характеризуются "зрелые" джаспериты, не связанные с рудоносными горизонтами, 2) джаспериты, разбавленные из-вестковистым материалом, обогащены тяжелыми РЗЭ; 3) джаспериты из удаленной фации рудоносного уровня характеризуются наиболее высоким содержанием РЗЭ по сравнению с другими джасперитами и преобладанием в спектре ЛРЗЭ. Общим в спектре распределения РЗЭ в джасперитах является отрицательная аномалия Ей. Некоторые спектры джаспе-ритов показывают отрицательную или положительную Се аномалии. Валовые содержания РЗЭ в джасперитах всегда значительно ниже, чем в исходных гиалокластитах. Результаты лазерного ICP-MS анализа подтверждают уменьшение содержаний РЗЭ в ряду: гиалокласт - частично гематитизированный гиалокласт - псевдоморф-ные гематит-кварцевые агрегаты (рис. 75-6 и рис. 76). По ряду петрогеохимических признаков узельгинские джаспериты аналогичны окисленным апогиалокластитовым карбонатно-нонтронитовым глинам Галапагосских гидротермальных холмов [Масленников, 1999]. Галапагосские нонтрониты так же характеризуются низкими содержаниями РЗЭ (на порядок ниже, чем в базальтах). Они наследуют от гиалокластитов общий тренд возрастания легких РЗЭ и отрицательные аномалии Се и Eu. Bonnot-Courtois [Bonnot-Courtois, 1981] интерпретировал галапогосские глины как продукт взаимодействия базальтов и морской воды. Поведение РЗЭ изучено в базальтах и продуктах их преобразования - сапонитах атолла Mururoa архипелага Туамоту (2150 ю. ш., 13853 в.д.). Спектры РЗЭ в базальтах и сапонитах аналогичны: обогащены ЛРЗЭ, нет аномалии Ей и Се. Уровень концентрации РЗЭ в сапонитах всегда меньше, чем в базальтах [Guy et al., 1999].
Аналогичные тренды наблюдаются в апогиалокластитовых гетит-карбонатно-смектитовых металлоносных осадках впадины Shaban в Красном море [Cocherie et al., 1994]. Характеристика РЗЭ дана для джасперитов и яшм колчеданоносной субпровинции Винсдор в Австралии, которые считаются низкотемпературными эксгалитами. В большинстве своем они характеризуются обогащением легкими РЗЭ и слабыми отрицательными аномалиями Ей и Се. Считается, что первичные признаки гидротермального происхождения РЗЭ затушеваны примесью кластического материала [Davidson et al., 2001]. Редкоземельные элементы в госсшштах. В госсшштах выделяются три типа распределения (рис. 75-в, г): 1) для "зрелых" баритсодержащих гематит-кварцевых госсанитов, встречающихся над массивными сульфидными рудами Тапганского месторождения, характерна положительная аномалия Ей, при низких суммарных содержаниях РЗЭ; 2) кварц-хлорит-гематитовые госсаниты характеризуются слабо выраженными положительными аномалиями Ей и обогащены легкими РЗЭ; 3) для госсанитов, разбавленных известковистыми или кремнистыми илами, более характерны слабые отрицательные аномалии Ей Общей особенностью распределения РЗЭ в госсанитах является отчетливо выраженная отрицательная Се-аномалия и обогащение ЛРЗЭ относительно ТРЗЭ. Металлоносные осадки сульфидоносных гидротермальных полей в современных риф-товых зонах океанов характеризуются отчетливой положительной аномалией Ей и отрицательной аномалией Се, обогащением легкими РЗЭ относительно тяжелых. Узельгинские баритоносные госсаниты по содержаниям и характеру распределения РЗЭ сходны с апо-сульфидными баритсодержащими металлоносными осадками (госсанами) из гидротермального поля ТАГ [German et al., 1993], которые характеризуются положительной аномалией Ей и отрицательной аномалией Се. Положительную аномалию Ей также имеют ангидрит-сульфидно-гематитовые биокластические металлоносные осадки впадины Атлантис II в Красном море [German et al., 1993].
Охры кипрских месторождений так же, как и узельгинские госсаниты характеризуются отрицательной Се [Robertson, Fleet, 1976] и положительной Ей аномалиями [Herzig et al., 1991]. Совершенно другой спектр распределения РЗЭ имеют переслаивающиеся с кремнистыми карбонат-сульфидными "эксгалитами" хлорит-гематитовые отложения колчеданного месторождения Уанди-Грагги (Британская Колумбия в Канаде) [Peter, Scott, 1999]. Также, как и госсаниты Узельгинского поля, они характеризуются повышенными содержаниями рудных элементов (за исключением Ва) и отчетливой положительной Ей аномалией, отрицательной аномалией Се и обогащением легкими РЗЭ. Появление положительной аномалии Ей в эксгалитах связывается с обогащением эксгалитов плагиоклазами или гидротермальными карбонатами. Однако подчеркивается, что хлорит имеет не гидротермальное, а кластогенное происхождение. Появление отрицательной аномалии Сеобъясняется присутствием аутигенных минералов (например, субмаринных карбонатов, глин), которые наследуют цериевый минимум от морской воды [Peter, Scott, 1999]. Редкоземельные элементы в умбритах. Умбриты по характеру спектров РЗЭ, нормализованных по хондриту, напоминают джаспериты и разбавленные известковистым материалом госсаниты (рис. 77-6). Однако отрицательная европиевая аномалия проявлена" гораздо слабее, чем в джасперитах. Цериевая аномалия в умбритах, ассоциирующих с колчеданными рудными телами, выражена довольно четко. Относительное обогащение тяжелыми РЗЭ коррелирует с присутствием карбонатного материала. Узельгинские умбриты не обнаруживают сходства с современными гидрогенными железо-марганцевыми конкрециями, большинство из которых характеризуется на порядок большими концентрациями РЗЭ и положительной Се аномалией [Wonder et al., 1988].
Умбры, залегающие в надрудных базальтовых толщах колчеданных месторождений Кипра, также как и апосульфидные охры этих месторождений, характеризуются обогащением легкими РЗЭ и отчетливой отрицательной аномалией Се [Robertson, Fleet, 1976]. В целом содержание РЗЭ в умбрах на порядок выше, чем в апосульфидных охрах (госсанах). Обогащение легкими РЗЭ связано с быстрым осаждением из гидротермальных растворов. Наличие Се минимума традиционно объясняется влиянием морской воды, участвовавшей в гидротермальных растворах [Robertson, Fleet, 1976]. В большинстве узельгинских умбритов в отличие от кипрских, кроме того, обнаруживается отрицательная аномалия Ей.
Гальмиролиз "чистых" гиалокластитов
Сопоставление данных по геолого-структурному положению, ассоциациям вмещающих пород, текстурно-структурным особенностям, химическому и минеральному составам палеозойских оксидно-железистых образований Южного Урала и аналогичных образований на дне современных океанов, позволяют предлагать варианты моделей формирования этих отложений в результате гальмиролитических (или диагенетических) процессов. Процессы гальмиролиза не всегда приводили к формированию Fe-Si-образований. Гальмиролиз - это сложный геологический процесс, включающий последовательную серию событий. Особенно много последовательно проявляющихся и перекрывающих друг друга процессы осуществляются на ранних стадиях эволюции осадков. Часто физические условия и химизм среды изменяются настолько быстро, что лишь в небольшой части осадка протекают реакции, ведущие к равновесию.
Основными факторами, приводящими к образованию Fe-Si-фаз, характеризующихся значительно меньшими масштабами распространения, чем палагонитовые осадки при гальмиролизе гиалокластитов являются следующие: 1. геоморфологический (бассейновый характер осадков, неровность рельефа морского дна, направление и скорость течений); 2. регионально-геохимический (вулканические флюиды и газы, гидротермы, тепловые потоки); 3. скорость накопления осадка, длительность контакта осадков с морской водой; 4. присутствие карбонатных отложений; 5. исходный состав осадков (гиалокластиты, сульфиды, карбонаты); 6. обломочный материал (размер обломков, содержание органического вещества, количество бактерий, скорость диффузий); 7. поровые флюиды и газы; 8. физико-химические условия среды (рН, Eh, парциальное давление газов, содержание С02). 6.2. Гальмиролиз "чистых "гиалокластитов Как показывают результаты современного глубоководного бурения, глубинные океанские воды, обогащенные кислородом, разлагают вулканические стекла с образованием разнообразных смектитов. С гальмиролизом связаны значительные преобразования осадков, сопровождающиеся как привносом К, Mg, ОН", НгО из морской воды, так и выносом части Si, Са, AI, Ті, иногда Na, Мп, в морскую воду [Русинов, 1989; Honnorez, 1981; Alt et al.,1986]. Иными словами, формируются минеральные образования непостоянного состава в результате гидратации и частичного выщелачивания вулканического вещества. На начальной стадии гальмиролиза на контакте со свежими гиалокластитами рН морской воды снижается за счет окисления Fe2+, заключенного в магнетите и в темноцветных силикатах [Seyfried et al., 1978].
Продуктами гальмиролиза вулканических стекол становятся диоктаэдрические Mg-Fe3+ смектиты, в межслоях которых присутствует К, стабилизирующий структуру селадонитоподобных фаз [Дриц, Косовская, 1989]. Термодинамические расчетные данные показывают, что в этих условиях среда имеет кислую реакцию - рН от 2.5-3.5 до 5.5-6.5. Пленки гидрооксидов Fe и Мп появляются лишь на поверхности базальтов и их гиалокластитов при нейтрализации кислых растворов морской водой. На некоторой глубине на границе с восстановительной зоной осадка окисление Fe2+ приводит к полному потреблению кислорода и снижению Eh от +350mV до -500mV [Guy et al., 1999]. Таким образом, в более глубоких частях слоя осадка возникают условия, благоприятные для формирования Fe2+-Mg сапонитов. Продвижение морских вод вглубь осадка приводит к диоктаэдритизации и селадонитизации Fe2+-Mg сапонитов [Дриц, Косовская, 1989]. Финальная стадия преобразований гиалокластитов на стадии позднего диагенеза знаменуется отложением карбонатов в восстановительных щелочных условиях [Guyet al., 1999]. В каждом конкретном случае при палагонитизации вулканических стекол количественные соотношения выщелоченных элементов могут значительно отличаться и вынос элементов-гидролизатов (А1, Ті, Y, Th, РЗЭ и др.) при гальмиролизе чистых гиалокластитов незначителен. Смектиты сапонит-селадонитового ряда, образовавшиеся при гальмиролизе "чистых" гиалокластитов, в стадию позднего диагенеза и катагенеза трансформировались в апогиалокластовые альбит-хлорит-иллит-кварцевые породы, широко распространенные в осадочно-вулканогенных комплексах Урала. Лишь небольшая часть окисленных разностей осадков превращалась в гематитизированные разности этих пород. 6.3. Гальмиролиз известковистых гиалокластитов
Предполагается, что присутствие органогенной известковистой примеси является главным фактором появления специфической схемы гальмиролиза гиалокластитов при формирований Si-Fe-фаз (рис. 81). На начальной стадии гальмиролиза присутствие органических веществ и карбонатного материала определенное время сохраняло восстановительные условия, благоприятные для формирования Fe2+-Mg-сапонитов и неблагоприятные для формирования селадонита. Возможно, также, что высокие концентрации Са2+ в поровых водах препятствовали вхождению значительных количеств К в межслоевые структуры, что также сдерживало процессы образования устойчивых селадони-тов. Понижение рН, связанное с окислением Fe +, буферировалось примесными карбонатами. В открытой системе уход СОг всегда способствует локальному повышению рН и, как следствие, коррозии кварца и каркасных силикатов и новому аутигенному карбонато-накоплению [Япаскурт, 1999]. Ключевым вопросом при формировании Fe-Si- ассоциаций за счет гиалокластов является подвижность элементов-гидролизатов - А1 и Ті. В литературе есть данные, что нарастание щелочности среды начиная с рН 7,8 является благоприятным для вьшоса А1 [Иванов, 1987]. Известно, что при рН=9 скорость растворения глинозема выше скорости растворения кремнезема [Correns, 1949] и при этом может происходить относительное накопление кремнезема практически нерастворимого в присутствии даже небольших количеств А13+[Айлер, 1982].
