Содержание к диссертации
Введение
1. Обзор предшествующих исследований 9
2. Методика исследований 11
3. Геологическое строение безымянского рудного узла и павловского месторождения 15
3.1. Основные черты геологического строения архипелага Новая Земля 17
3.2. Геологическое строение Безымянского рудного узла и Павловского месторождения
4. Вещественный состав руд и околорудных метасоматитов 32
4.1. Геохимические особенности вмещающих пород, руд и околорудных метасоматитов
4.2. Типы рудоносных образований и их минеральные ассоциации 40
4.3. Последовательность минералообразования 43
4.4. Типохимизм главных рудных минералов 65
4.5. Минералогия околорудных метасоматитов 73
4.6. Результаты исследования органического вещества 93
5. Результаты изотопных исследований 106
5.1. Изотопы РЬ в сульфидах 106
5.2. Изотопы С и О в карбонатах 111
6. Физико-химические условия рудообразования 116
7. Строение и вещественный состав зоны окисления 123
7.1. Современные представления о процессах сернокислого окисления и поведении рудных элементов в зоне гипергенеза
7.2. Строение и минералогия зоны окисления 126
7.3. Форма нахождения рудных элементов в окисленных рудах, особенности миграции
Заключение 135
- Геологическое строение Безымянского рудного узла и Павловского месторождения
- Типы рудоносных образований и их минеральные ассоциации
- Минералогия околорудных метасоматитов
- Строение и минералогия зоны окисления
Введение к работе
Актуальность работы. Сырьевой потенциал архипелага Новая Земля, во многом остающегося белым пятном для геологии, до недавних пор являлся невостребованным резервом минеральной базы страны. Перспективность проявлений свинцово-цинковых руд архипелага была отмечена еще в первой половине 20 века. В начале 50-х годов на нескольких месторождениях Южного острова (Бондаревское, Шумилиха и др.) проводилась разведка, прогнозные ресурсы были оценены в сотни тыс. т руды. В 1991 году на северо-западе Южного острова в бассейне р. Безымянной геологами Полярной морской геологоразведочной экспедиции (ПМГРЭ) Л.Г. Павловым, А.П. Каленичем и А.К. Загайным были обнаружены проявления высококачественных свинцово-цинковых руд. В период с 1993 по 2001 гг. в этом районе при проведении геолого-минерагенического картирования был выделен Безымянский рудный полиметаллический узел, в составе которого выявлено несколько крупных объектов (Павловское, Андреевское, Северное и др.). В период 2001-2003 гг. на Павловском месторождении производилась частичная оценка запасов. В результате были утверждены балансовые запасы более 1,3 млн. т Zn и РЬ по категориям Сі и С2 и прогнозные ресурсы около 8 млн. т Zn и РЬ (Каленич и др., 2002). Детальная характеристика вещественного состава рудной минерализации, установление закономерностей пространственного распределения главных и попутных полезных компонентов, выявление условий, приведших к образованию столь крупного месторождения, имеют не только научное, но и большое практическое значение.
Цель работы состоит в получении минералого-геохимической характеристики полиметаллического оруденения и установлении закономерностей его формирования во времени и пространстве. Для ее реализации были решены следующие задачи: 1) выявление последовательности минералообразования на месторождении; 2) изучение типоморфных особенностей рудных минералов; 3) оценка физико-химических параметров рудообразования и изучение изотопных характеристик минералов для выявления генетических особенностей и возможных источников вещества полиметаллической минерализации; 4) изучение минералогии зоны окисления, поведения тяжелых металлов при замещении сульфидов вторичными минералами и их дальнейшей миграции в условиях зоны гипергенеза.
Фактический материал и методы исследования. В основу диссертационной работы положен материал, полученный автором в 2000 и 2001 гг. при полевых работах в составе Западно-Арктической партии ПМГРЭ на Павловском месторождении, а также любезно предоставленный сотрудниками ПМГРЭ. Руды и околорудные метасоматиты изучены более чем в 300 прозрачных и полированных шлифах методами оптической и растровой электронной микроскопии. Выполнено более 150 микрорентгеноспектральных анализов: (CamScan МХ2500, Link Pentaflet, А.В. Антонов, ЦИИ ВСЕГЕИ; Akashi АВТ-55, М.Д.Толкачев, ИГГД РАН). Выделено более 100 мономинеральных проб пирита, сфалерита и галенита, исследованных количественным спектральным анализом (Л.А. Тимохина, СПбГУ). Определен изотопный состав свинца в 12 пробах сульфидов (Г.Н. Овчинникова, ИГГД РАН), углерода и кислорода в 15 пробах карбонатов (И.В. Смолева, ИГ Коми НЦ). Органическое вещество исследовано в ИГ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар), где проводились химический (аналитик A.M. Евстафьева, Институт Биологии Коми НЦ) и рентгенофлюоресцентный анализы (аналитик СТ. Неверов), МРСА микровключений (Jeol JSM 6400, В.Н. Филиппов, Е.А. Голубев); электронный парамагнитный резонанс (SE/X-2547, «RadioPAN», В.П. Лютоев), атомно-силовая микроскопия (ARIS 3500, Burleigh Instrument Со, Е.А. Голубев). Минеральный состав окисленных руд изучен рентгенофазовым анализом в 16 пробах ("Geigerflex" D/max-RC, Rigaku, M.A. Яговкина, «Механобр-аналит»), формы нахождения элементов в 8 пробах - фазовым химическим анализом (С.Н. Зимина, «Механобр-аналит»). Обработаны результаты более 9000 полуколичественных спектральных анализов литогеохимического и кернового опробования, предоставленных ПМГРЭ. Обработка аналитических данных производилась с применением пакетов программ Statistica 6.0, SigmaPlot 8, Surfer 7.0.
Научная новизна работы. Детально изучены минералогия и геохимия руд и околорудных метасоматитов (в т.ч. впервые определен изотопный состав углерода и кислорода в карбонатах), уточнены типоморфные особенности пирита, сфалерита и галенита. Предложена детальная схема последовательности минералообразования. На основании оценки условий рудоотложения, текстурно-структурных и типохимических особенностей рудных и жильных минералов сделан вывод об образовании руд на малых глубинах в низко-среднетемпературных условиях.
Выявлены особенности минералогии и строения зоны гипергенеза, а также поведения Zn, Cd, Pb при окислении сульфидов. Часть минералов описана на Павловском месторождении впервые, некоторые из них в месторождениях европейского Северо-Востока России ранее не отмечались (Кадастр, 2003).
Практическая значимость работы определяется возможностью использования полученных данных при проведении геологических работ разных стадий (поиски, оценка, разведка) как в пределах Безымянского рудного узла и на Павловском месторождении, так и в Пайхой-Вайгач-Новоземельском регионе в целом, а также в других районах России, перспективных на свинцово-цинковое оруденение подобного типа. Результаты исследований частично переданы в ПМГРЭ.
Достоверность защищаемых положений, выводов и рекомендаций определяется представительностью фактического материала, детальными минералогическими наблюдениями и применением современных методов исследования вещества с использованием новейших компьютерных технологий обработки аналитических данных, а также подробным анализом литературных источников по исследуемой тематике.
Апробация работы. Основные положения диссертационной работы обсуждались на заседаниях кафедры минералогии, кристаллографии и петрографии СПГГИ. Результаты исследований были представлены на научных конференциях «Полезные ископаемые России и их освоение» (Санкт-Петербург, 2002-2004), «Структура, вещество и история развития Тимано-Североуральского сегмента» (Сыктывкар, 2002, 2003), Геологическом съезде республики Коми «Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России» (Сыктывкар, 2004), Всероссийском совещании и XII годичном собрании Северо-восточного отделения ВМО «Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Северной Пацифики» (Магадан, 2003), 6-х Научных чтениях памяти П.Н. Чирвинского (Пермь, 2004), международных конференциях «Фундаментальные исследования и высшее образование» (Москва, 2003), «Новые идеи в науках о Земле» (Москва, 2003).
Публикации. По теме диссертации опубликовано 8 работ. 1. Ильченко В.О. Особенности поведения цинка, кадмия и свинца в зоне гипергенеза Павловского полиметаллического месторождения (арх. Новая Земля). Тезисы научной конференции «Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента», Сыктывкар, 2002. С. 92-96.
2. Каленич А.П., Добрецова И.Г., Ильченко В.О., Гавриленко В.В. Минералого-геохимические особенности Павловского полиметаллического месторождения (арх. Новая Земля) // Материалы Всероссийского совещания и XII годичного собрания отделения СВО ВМО «Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Северной Пацифики». Магадан, 2003. Т. 3. С. 204 - 207.
3. Марин Ю.Б., Гульбин Ю.Л., Смоленский В.В., Ильченко В.О., Савичев А.А. Анализ конституции минеральных индивидов и агрегатов с целью создания основы для понижения потерь полезных компонентов и оценки воздействия на окружающую среду при освоении рудных месторождений. Записки СПГГИ, 2003. Т. 154, с. 144-149.
4. Ильченко В.О. Минералого-геохимические особенности свинцово-цинковых руд Павловского месторождения (арх. Новая Земля). Записки СПГГИ, 2003. Т. 155, ч. 1, с. 18-23.
5. Каленич А.П., Гавриленко В.В., Ильченко В.О. Павловское месторождение -новый крупный объект свинцово-цинковых серебросодержащих руд (арх. Новая Земля). Тезисы 6 международной конференции «Новые идеи в науках о Земле», Москва, 2003 г. Т. 2, с. 121.
6. Ильченко В.О. Особенности минералогии и генезиса руд Павловского полиметаллического месторождения (арх. Новая Земля) // Тезисы 12 научной конференции «Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента», Сыктывкар, 2003, с. 92-94.
7. Ильченко В.О., Каленич А.П., Гавриленко В.В., Добрецова И.Г. Особенности рудогенеза Павловского полиметаллического месторождения (арх. Новая Земля). // Проблемы минералогии, петрографии и металлогении. Научные чтения памяти П.Н.Чирвинского: Сборник научных статей. Пермь, 2004, с. 146-153.
8. Ильченко В.О., Антонов А.В. Минералого-геохимические особенности руд и околорудно-измененных пород Павловского полиметаллического месторождения (арх. Новая Земля) // Геология и минеральные ресурсы европейского северо- востока России: Материалы 14 геологического съезда Республики Коми, т. 2. Сыктывкар: Геопринт, 2004, с 205 - 207.
Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 7 глав, заключения, и содержит 163 страницу, включая 75 рисунков, 29 таблиц и приложение. Список литературы содержит 238 наименований. Во введении определены цели, задачи и актуальность исследования. В главе 1 проведен анализ предыдущих исследований. В главе 2 охарактеризована методика исследований. В глава 3 рассмотрены основные черты геологического строения архипелага Новая Земля и геологическое строение Павловского месторождения. Глава 4 посвящена изучению рудной минерализации - последовательности минералообразования, составу минеральных ассоциаций, типохимизму рудных минералов, подробно рассмотрены геохимия и минералогия околорудных метасоматитов. В главе 5 рассмотрены результаты изотопных исследований Pb-Pb-системы и изотопов углерода и кислорода в карбонатах. В главе 6 - вопросы физико-химических условий рудообразования. Глава 7 посвящена исследованию зоны гипергенеза - строению и составу зоны окисления, а также формам нахождения в ней рудных элементов. В заключении приведены результаты работы и охарактеризовано ее практическое значение.
Благодарности. Диссертационная работа выполнена под руководством доктора геолого-минералогических наук, профессора Ю.Б. Марина, которому автор выражает глубокую признательность. Автор благодарит проф. В.В. Гавриленко (СПбГУ), А.П. Каленича, Г.И. Иванова («Севморгео»), И.Г. Добрецову, В.Ф. Ильина, А.К. Загайного (ПМГРЭ), за представление материалов, постоянную поддержку при выполнении исследований и текущее обсуждение основных положений диссертации. Автор признателен В.А. Романову, А.Г. Марченко, М.В. Морозову, А.И. Глазову, В.И.Алексееву, Ю.Л. Гульбину, В.В. Смоленскому (СПГГИ), СВ. Петрову (СПбГУ), Г.В. Моралеву (ИГЕМ РАН), М.Б. Тарбаеву (Министерство природных ресурсов и охраны окружающей среды республики Коми) за полезные консультации. Особую признательность автор выражает В.И. Силаеву за ценные критические замечания и обеспечение комплекса аналитических исследований на лабораторной базе ИГ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар). Большую помощь при проведении экспериментальных работ оказали А.В. Антонов (ЦИИ ВСЕГЕИ), М.Д. Толкачев, Г.Н. Овчинникова (ИГГДРАН), Е.Б. Евангулова (СПГГИ), Л.А.Тимохина (СПбГУ), М.А. Яговкина, С.Н. Зимина («Механобр-аналит»), В.Н. Филиппов, Е.А. Голубев, И.В. Смолева, В.П. Лютоев (ИГ Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар). Всем им автор выражает искреннюю благодарность.
Исследования проводились в рамках НИР по проектам: «Минералы-индикаторы петро- и рудогенеза (CRDF, грант ST-015-02), программы «Университеты России» (ур0901031, код 479), подпрограммы «Экология и рациональное природопользование» (207.02.01.010), межотраслевой программы научно-инновационного сотрудничества министерства образования РФ и МПР РФ (05.01.010) и поддержаны грантами Администрации Санкт-Петербурга, фонда АФГИР (CRDF), Ученого совета СПГГИ (ТУ).
Геологическое строение Безымянского рудного узла и Павловского месторождения
Описание геологического строения Безымянского рудного узла и Павловского месторождения дано по фондовым материалам (Геологическое строение..., 1986ф; Отчет..., 1992ф; Геолого-минерагеническое..., 2001ф; Отчет..., 2002ф). В региональном плане Безымянский рудный узел входит в состав Пайхойско-Новоземельской складчатой системы, формирование которой относится к ранним фазам киммерийского тектоногенеза (конец триаса - начало юры). Необходимо отметить приуроченность рудного узла к зоне сочленения крупнейших разрывных структур Пайхойско-Новоземельской минерагенической провинции: Главного Новоземельского и Байдарацкого разломов (рис.1). Данные линеаменты являются разломами глубокого заложения, разграничивая собой различные блоки докембрийского фундамента Новой Земли. Они характеризуются длительной историей взаимодействия и развития, охватывающей целиком палеозойско-мезозойский период. Влияние указанных разрывных структур отражается в распределении вулкано-плутонических ассоциаций и структурно-формационных комплексов палеозоя. Рудовмещающие осадочные породы палеозойского возраста в районе Павловского месторождения практически не затронуты региональным метаморфизмом (Геологическое строение..., 1986ф). Здесь фиксируются только продукты локальных эпигенетических процессов, связанные с гидротермальной деятельностью рудогенных растворов и контактным воздействием интрузивных тел.
На площади рудного узла зафиксированы палеозойские породы от кембрийских по пермские включительно (рис. 2). Они сложены разнообразными по составу и фациальным особенностям осадочными морскими формациями, а также классом вулканогенных и вулканогенно-осадочных формаций, играющих подчиненную роль в общем разрезе палеозойских толщ. Видимых угловых несогласий в размещении палеозойских формаций не установлено. Стратиграфические перерывы наблюдаются на границах кембрия и ордовика, среднего и верхнего девона. В первом случае из разреза выпадают отложения среднего и верхнего ордовика, во втором - зафиксировано залегание пород верхнего девона на различных горизонтах средне- и нижнедевонских отложений. Интрузивные породы (преимущественно основного состава) представлены двумя разновозрастными комплексами: верхнедевонским и мезозойским. Необходимо отметить, что полиметаллическое оруденение Безымянского рудного узла локализуется в разновозрастных карбонатных породах (рис. 3), т.е. четкий стратиграфический контроль отсутствует. На площади Павловского месторождения развиты терригенные, терригенно-глинистые и карбонатные породы, формирующие силурийско-девонский фрагмент палеозойского разреза (рис.4.). Они интенсивно дислоцированы и образуют на данном участке крупную Безымянскую антиклиналь с размахом крыльев 3 - 4км. Ядро складки сложено терригенно-глинистыми образованиями силурийско-девонского возраста (паньковская свита). Непосредственно по периферии складки, полого погружающейся под углами 25 - 45 в южном, юго-восточном направлении, развиты рудовмещающие карбонатные породы раннедевонского возраста.
В ядре Безымянской антиклинали фиксируются выходы терригенно-глинистых отложений паньковской свиты (sapS2-Dipn). Для района Павловского рудного месторождения устанавливается трехчленное строение разреза этой свиты. В низах разреза паньковской свиты выделяется терригенная пачка -Dipn1), сложенная неяснослоистыми песчаниками мелкозернистыми (с частыми переходами в алевропесчаники) зеленовато-серой окраски, включающими отдельные прослои серых, буровато-серых гравелитов и грубозернистых песчаников на карбонатном цементе. Мощность наблюдаемого разреза пачки превышает 30 м. Средняя пачка (S2-D!pn ) представлена переслаиванием кварцевых песчаников и алевролитов зеленовато-серой окраски с известняками доломитистыми, нередко песчанистыми, и буровато-серыми известковистыми алевролитами. В кровле пачки отмечается наличие тонких прослоев глинистых, филлитовидных сланцев темно-серой окраски. Мощность разреза пачки 30 - 35 м. Верхняя пачка (S2-DlPnJ) сложена темно-серыми филлитовидными сланцами с редкими прослоями серых доломитов и известняков доломитистых бурой окраски. Отмечается присутствие отдельных маломощных прослоев кварцевых песчаников и алевролитов серого, зеленовато-серого цвета. Мощность разреза пачки 30 - 35 мФиллитовидные сланцы паньковской свиты выше по разрезу согласно сменяются компактной пачкой тонкослоистых черных глинистых известняков, относимых к грибовской свите (Digr1), маркирующих начало первого крупного ритма карбонатного осадконакопления в раннем девоне. Мощность первой пачки глинистых известняков составляет 20 - 30м. Выше по разрезу глинистые известняки сменяются мощной полифациальной пачкой (Digr) карбонатных образований. Здесь, в вертикальных сечениях и на латеральных срезах перемежаются фации: биогенных серых коралловых (ругозы и табуляты) и водорослевых известняков мощностью от 10 до 75м, тонкозернистых и микритовых известняков темно-серой окраски, мощностью до 30 м, содержащих фаунистические остатки кораллов, криноидей, гастропод и брахиопод. Суммарная мощность образований второй пачки колеблется от ПО до 125 м. Начало второго крупного ритма карбонатного осадконакопления регистрируется появлением в разрезе грибовской свиты следующей пачки (Digr) темно-серых и черных глинистых известняков, тонко переслаивающихся с микритовыми известняками темно-серой окраски. На восточном крыле Безымянской антиклинали роль микритовых разностей значительно уменьшается, из-за чего облик данной пачки весьма схож с разрезом базальных уровней грибовской свиты в целом. При этом мощность этой третьей пачки варьирует от 10 - 30 м до 60 м. Завершает разрез грибовской свиты, а также второй ритм карбонатонакопления этого периода, мощная (80 - ПО м) пачка полифациальных карбонатных образований (Digr ). Разрез четвертой пачки не выдержан по простиранию и в вертикальных сечениях, также как и разрез второй пачки, но в отличие от нее здесь, в фациальной перемежаемости, постоянно присутствуют линзы, разобщенные прослои карбонатных брекчий и конглобрекчий, достигающие в раздувах 2-х метровой мощности. Карбонатные образования в различной степени насыщены остатками криноидей, брахиопод, гастропод, кораллов и водорослей. Суммарная мощность образований карбонатной рудовмещающей толщи грибовской свиты в районе Павловского месторождения составляет 250 - 300 м.
В разрезе рудовмещающей свиты устанавливается два потенциально рудоносных литологических уровня, разделенных глинистыми отложениями. Анализ экологической обстановки раннедевонского карбонатонакопления, а также видового состава табулят и ругоз, распространенных в разрезе рудовмещающей толщи, показал, что палеогеографические, морфоструктурные и климатические обстановки при возникновении карбонатных пород не соответствуют условиям рифогенных зон карбонатного шельфа (Геологическое строение..., 1986ф). Карбонатные образования грибовской свиты согласно перекрыты глинистыми отложениями, доминирующими в разрезе нижней подсвиты тайнинской свиты (D 1.2 tiii). В низах разреза аргиллиты переслаиваются с глинистыми известняками, при этом доля глинистых известняков, участвующих в переслаивании, незначительна. В средней части разреза подсвиты отмечаются невыдержанные прослои, маломощные линзы доломитов и доломитистых известняков буровато-серой окраски. Мощность подсвиты в районе месторождения превышает 100 м. Кровля разреза нижней подсвиты тайнинской свиты на Павловском месторождении не изучена. Контакты с терригенными отложениями верхней подсвиты - тектонические. Разрез верхней подсвиты тайнинской свиты (Di.2ni2) представлен переслаиванием серых, темно-серых алевролитов и песчаников кварцевых, мелкозернистых, серой окраски. Соотношение переслаивающихся литотипов в разрезах месторождения составляет 4:1. Мощность верхней подсвиты здесь свыше 120 м. Стратиграфически выше по разрезу залегают вулканогенно-осадочные отложения рейской свиты позднего девона (D3rs). В пределах месторождения эти образования фиксируются лишь на восточном крыле Безымянскои антиклинали (в правобережье руч. Диабазовый). Обнажающийся здесь фрагмент разреза рейской свиты представлен чередованием туфов основного состава с туфоалевролитами, содержащими тонкие прослои полимиктовых мелкозернистых туфопесчаников. Мощность изученной части разреза превышает 50 - 60 м.
Магматические образования в районе Павловского месторождения характеризуются ограниченным распространением. На юго-восточных флангах Безымянскои антиклинали, вне месторождения, фиксируются пластовые интрузии (силлы) долеритов и габбро-долеритов костиншарского комплекса (PvD3k) позднего девона, составляющие единую вулкано-плутоническую ассоциацию с вулканическими образованиями (базальты, туфы) рейской свиты. Силлы габбро-долеритов залегают в разрезах среднего-позднего девона (тайнинская свита, верхняя подсвита - D ti , рейская свита - D3rs) своеобразными пакетами, включающими до 4 - 7 магматических тел, разделенных маломощными интервалами вмещающих пород осадочного происхождения. Мощность отдельных магматических тел составляет 1-2 до 50 м, а протяженность достигает 200 -500 м. В габбро-долеритах отмечена рассеянная халькопиритовая минерализация. Интрузии мезозойского возраста (T3MZ) представлены дайками субщелочных пикрито-долеритов, относящихся к телам выполнения пострудных разломов. В пределах месторождения фиксируются как пологозалегающие, так и крутопадающие единичные дайки. Мощность их варьирует от 0,2 - 1 до 2 - 10 м., протяженность - первые метры, редко - десятки, до сотни метров. Насыщенность месторождения мезозойскими интрузиями низкая. На изученных бурением участках, лишь в редких интервалах скважин устанавливается наличие маломощных (0,2 - 0,7 м) одиночных даек пикрито-долеритов.
Типы рудоносных образований и их минеральные ассоциации
В результате минералогических исследований на Павловском месторождении установлены следующие рудные минералы: 1. Главные: пирит, с содержанием в рудах - 10 - 60 (до 90) %; сфалерит, с содержанием в рудах 5-15 (до 70) %; галенит, с содержанием в рудах 2-5 (до 40) %. Следует отметить равномерное распределение сфалерита и галенита в руде. Они не образуют крупных объемов с «ураганными» содержаниями, но в локальных участках, не сказывающихся на валовых количествах, их содержание может достигать 50 - 70 % (Изучение..., 2002ф; Новое..., 2002). 2. Редкие: арсенопирит, буланжерит, геокронит, иорданит, киноварь, миаргирит2, пираргирит . Они обнаружены только в единичных образцах и не играют значительной роли в минеральном балансе. В антраксолите из рудных ассоциаций обнаружен ряд редких минералов: герсдорфит, миллерит, роскоэлит и ванадий-кислородная фаза. Группа второстепенных рудных минералов не выделяется. В зависимости от взаимоотношений с вмещающими породами, структурно-текстурных особенностей руд и количественных соотношений сульфидов выделяются следующие типы рудоносных образований: Сплошные галенит-сфалерит-пиритовые (колчеданные) руды, слагающие рудное тело Восточного блока, а также присутствующие в виде нескольких 2 Определены и описаны З.Н. Муляром (Отчет..., 1992ф) пластообразных тел в Центральном блоке. Сплошные руды полностью замещают вмещающие породы, часто содержат до 85 - 90 % пирита и несут гнездово-прожилково-вкрапленную галенит-сфалеритовую минерализацию (рис.11).
В нижней части рудного тела Восточного блока отмечаются локальные участки пирититов, в которых цинк и свинец практически отсутствуют в собственных минералах и могут содержаться в виде изоморфной примеси в пирите. Для сплошных руд характерны массивные, реже брекчиевые текстуры. Отмечаются глобулярные, почковидные, скорлуповато-зональные и радиально-лучистые пиритовые агрегаты. Контакты рудных тел сплошных руд с вмещающими породами почти всегда несогласные и резкие. Гнездово-прожилково-вкрапленные галенит-сфалерит-пиритовые руды образуются по брекчированным метасоматически измененным известнякам. Они устанавливаются в периферийных частях тела сплошных руд Восточного блока в виде оторочки (рис. 12). В Центральном блоке ГПВ-руды образуют собственные рудные тела, разобщенные в пространстве с пластообразными телами сплошных руд. Если в ГПВ-рудах Восточного блока пирит преобладает, то в Центральном блоке он имеет равнозначное (реже подчиненное значение) по отношению к сфалериту. Насыщение рудным веществом неоднородно и зависит от степени раздробленности вмещающих пород, а также обуславливается расстоянием от контакта со сплошными рудами (Восточный блок), при удалении от которого, содержание сульфидов постепенно сокращается. Руды разных блоков различаются текстурами - внутрирудное брекчирование развито в обеих, но для Восточного блока характерно развитие преимущественно кристаллическизернистых агрегатов В практике изучения последовательности минералообразования применяются следующие термины: стадии минералообразования, минеральные ассоциации, генерации минералов (Бетехтин и др., 1958; Добровольская, Шадлун, 1974; Краснова, Петров, 1997 и др.). Автором они понимаются так: 1.
Стадии минералообразования - процессы минералообразования, разделенные во времени относительно короткими интервалами времени, сопровождаемые тектоническими подвижками. В течение одной стадии минерализации возможно выделение одной или нескольких близединовременных минеральных ассоциаций, состав которых определяется химизмом и эволюцией соответствующей порции гидротермального раствора, условиями локализации и влиянием рудовмещающей среды. 2. Ассоциация минералов (парагенетическая) - совокупность минералов, которые образовались в течение процесса, строго ограниченного определенным отрезком времени, пространством и физико-химическими условиями. 3. Генерация минерала - разновозрастные выделения какого-либо минерала (в данной минеральной ассоциации),с собственным вещественным составом, а также морфологией индивидов и агрегатов. Для определения стадийности процесса минералообразования, автором используются следующие признаки разновременности событий (Бетехтин и др., 1958; Кигай, 1974; Онтоев, 1974; Григорьев, Жабин, 1975; Стадийность..., 1979; Григорчук, 1980; Добровольская, 1989): геолого-структурный - различие в пространственной локализации разностадийных руд с фиксированием перерыва в минералообразовании тектоническими проработками, пересечение и брекчирование руд ранних стадий с цементацией или замещением поздними; минералого-геохимические - изменение минерального состава руд разных стадий, присутствие типоморфных минералов и элементов-примесей, свойственных каждой стадии минералообразования; физико-химические - изменение термодинамической обстановки и химизма среды. Автором в результате исследования взаимоотношений рудных и жильных минералов в рудах, околорудных метасоматитах и вмещающих породах, изученных в естественных обнажениях, керне скважин, полированных шлифах установлено, что гидротермально-метасоматическая минерализация Павловского месторождения образовалась в 5 стадий: 4 жильно-метасоматических (дорудной доломитовой, пиритовой, сфалерит-галенитовой, галенит-сфалерит-пиритовой) и одной жильной (кварц-кальцит малосульфидной) (табл. 2). ч
Пиритовая стадия характеризуется масштабным отложением сплошных пиритовых руд (85 - 95 % пирита) с резко подчиненными количествами галенита, сфалерита и нерудных минералов. Руды этой стадии характерны для Восточного блока, где они слагают основу единого рудного тела. В Центральном блоке руды пиритовой стадии проявлены крайне не -значительно. Отложение руд рассматриваемой стадии сопровождается значительными метасоматическими изменениями вмещающих пород. Совместное с пиритом I, отложение сфалерита I и галенита І в виде неравномерной пылевидной (1-20мкм) вкрапленности свидетельствует о поликомпонентности рудоносного раствора (рис. 16). Неравномерность распределения компонентов в растворе выражена обогащением отдельных участков и зон сфалеритом и галенитом, причем на фоне кристаллизации пирита происходит отложение то одного сульфида, то другого, реже образуются зоны, обогащенные обоими минералами. Также сфалерит I образует в пирите хаотично распределенные округлые глобулярные выделения (рис. 17). При некотором запаздывании кристаллизации сфалерита и галенита они корродируют пирит и иногда, избирательно замещая его отдельные зоны и пояса в скорлуповато-зональных агрегатах, образуют характерные серпообразные выделения (рис. 18).
Минералогия околорудных метасоматитов
Минеральный состав околорудных метасоматитов Павловского месторождения довольно прост. Это согласуется с данными (Холланд..., 1970; Щербань, 1975; Bonorino, 1959; Burnham, 1962) о том, что околорудные изменения известняков часто сводятся к простому катионному обмену с образованием доломита, анкерита, манганкальцита и следующим за этим частичном или полном замещении первичных и новообразованных карбонатов кремнеземом. Мусковитизация, свойственная силикатным породам, проявлена локально, что обуславливается высоким отношением Ca+Mg/K и малым содержанием алюминия в системе (Мейер, Хемли, 1970), и на Павловском месторождении обнаруживается только в зоне контакта сульфидных руд и вмещающих пород. Обширное распространение в околорудных метасоматитах получили кварц, доломит, в т.ч. обогащенный Fe, Zn, Mn, кальцит и пирит, остальные минералы являются редкими, реже второстепенными с крайне неравномерным распределением (табл. 9). Для околорудных метасоматитов не характерно проявление зонального строения ни в рудном теле Восточного блока, ни в ГПВ-рудах Центрального блока. В Восточном блоке сплошные руды и вмещающие известняки сопряжены между собой через зону ГПВ-руд при постепенном уменьшении количества сульфидов и кварца в направлении от контакта рудного тела и увеличении содержания доломита и далее кальцита и дорудного доломита. Таким образом, в зоне контакта устанавливается плавный переход от сплошных сульфидных руд через ГПВ-руды к окварцованным доломитам и далее неоруденелым доломитизированным известнякам. Отдельные элементы зональности устанавливаются лишь по редко встречающимся альбиту, мусковиту и хлориту, которые последовательно сменяют друг друга в направлении от рудного тела. Следует отметить, что наблюдаемая колонка образовалась в результате нескольких стадий рудообразования.
Отсутствие или слабое проявление зонального строения метасоматитов трактуется неустойчивостью среды минералообразования и низкими градиентами температуры и давления (Метасоматизм..., 1998; Петрография..., 2001), а также полистадийностью процессов минералообразования без значительного смещения места их пространственной локализации (Онтоев, 1974). Кварц является одним из наиболее распространенных жильных минералов в околорудных метасоматитах и рудах месторождения и образуется практически на всех стадиях минералообразования, имея разнообразные формы выделения. Кварц, сопутствующий процессам доломитизации, характеризуется ксеноморфными выделениями размером 0,1 - 2 мм с включениями доломита, реже реликтов замещаемого известняка (рис. 39). Реже отмечаются остроугольные ксеноморфные выделения кварца в межзерновом пространстве доломита и редкие идиоморфные призматические кристаллы. В участках, подверженных динамическому воздействию, зафиксированы кварцевые, кварц-доломитовые, кварц-кальцитовые волокнистые агрегаты с мозаичным и волнистым погасанием. В рудах кварц широко распространен, его содержания варьируют в пределах от нескольких процентов до 25 % и более. Часто он единственный нерудный минерал в сплошных рудах, в ГПВ-рудах наряду с доломитом занимает ведущую позицию. Кварцевые агрегаты цементируют раздробленные сульфидные агрегаты по секущим трещинам и иногда по трещинам отслаивания, образуя своеобразные кварц-пиритовые агрегаты. Кварц представлен гранобластовыми и параллельно-шестоватыми агрегатами, сложенными зернами крупностью 0,05 - 0,5 мм, замещающими доломит, реликты первичного известняка и сульфиды. Кроме кристаллически-зернистого кварца в рудах были выявлены криптозернистые кремнистые образования, формирующие стяжения на контактах сульфидов и метасоматитов. На заключительной стадии минералообразования, характеризующейся незначительным перераспределением вещества, вдоль зон тектонических нарушений формируются кварцевые, кварц-кальцитовые жилы различной ориентировки длиной до 10-12 метров и мощностью до 0,5 м, которые несут гнездово-вкрапленную галенит-сфалеритовую минерализацию (рис. 40). Реже фиксируются мелкие прожилки кварцевого, кварц-хлоритового, кварц-альбит-доломитового состава, иногда с примесью антраксолита.
В сульфидных рудах по поздним зонам нарушения образуются мономинеральные кварцевые агрегаты, иногда с редкой пиритовой вкрапленностью (рис. 41). При замещении руд возникают мелкозернистые, реже среднезернистые гранобластовые обособления кварца с волнистым и мозаичным погасанием; по равномернозернистой массе кварца и в оторочках крупных зерен и кристаллов пирита отмечаются агрегаты волокнистого и параллельно-шестоватого кварца, образовавшиеся в результате неравномерности проявления давления. Удлинение кварцевых кристаллов соответствует направлению трещин, иногда отмечаются искривленные волокна, что свидетельствует о изменении направления воздействия динамических нагрузок. Доломит, наряду с кварцем, является основным нерудным минералом в рудах, дорудных и околорудных метасоматитах. На месторождении выделено 3 типа доломитов: 1. Первично-осадочный - редко встречающийся в разрозненных маломощных линзах и пропластках в массе известняков в виде плотных мелко- и среднекристаллических агрегатов с примесью глинистого материала и с органическим веществом. Доломит сложен плотно прилегающими друг другу ромбовидными зернами, образующими мозаичную структуру, размер кристаллов -до 0,2 мм. В доломитсодержащих известняках кристаллы доломита хаотично разбросаны по мелкозернистой кальцитовой матрице или слагают редкие тонкие прослои, причем глинистый материал иногда образует темные каемки по периферии зерен. 2. Метасоматический дорудный доломит - широко распространен в цементе брекчированных известняках. Представлен равномернозернистыми агрегатами гипидиоморфных и идиоморфных ромбовидных зерен крупностью 0,02- 0,2 мм, которые цементируют и частично замещают раздробленный первичный известняковый материал (рис. 8). Примерно в четверти всех зерен и кристаллов отмечается зональное строение в виде чередования зон белого, серо-белого, желтоватого цвета, в центре фиксируются темные включения микрозернистого первичного кальцита (рис. 42 а). Частично доломит замещается кварцем и реже пиритом, антраксолитом, образующим стяжения сложной формы (рис. 86, 39г, 42). Дорудный доломит, цементирующий брекчированные известняки и не затронутый более поздними гидротермальными, процессами имеет выдержанный состав, локальными методами содержание железа и марганца выше уровня 0,05 % не устанавливаются.
Строение и минералогия зоны окисления
Новая Земля является типичным арктическим регионом, природно-климатические условия которого определяют специфику процессов физического и химического разрушения горных пород и руд. Главным фактором зоны окисления Павловского месторождения является развитие в рудах вечной мерзлоты, которая определяет следующие особенности полярного гипергенеза (Юшкин, 1980; Юргенсон, 1997; Яхонтова, Зверева, 2000): высокая интенсивность физической (морозной) дезинтеграции минералов; слабая интенсивность протекания химических процессов; очень хорошая сохранность слабоустойчивых продуктов гипергенеза, обусловленная консервирующим эффектом низких температур; преимущественное развитие сульфатных и сульфатно-оксидных новообразованных минералов. Несмотря на короткий период положительных температур (2-3 месяца), процессы окисления в рудах на остальное время не останавливаются. Окислению способствует постоянно присутствующая в криолитозоне переохлажденная пленочная вода, которая сильно отличается от обычной. Она не замерзает при температуре до -60.. .-70 С, обладает повышенной электропроводностью и степенью диссоциации и пониженной диэлектрической постоянной, также в ней повышено содержание кислорода и углекислого газа, рН понижено (Лукашев, 1972; Перельман, 1989). Рис. 73. Коренные выходы окисленных и первичных руд Павловского месторождения в левом берегу р. Безымянная. Точками выделены места отбора проб. Зона окисления в рудах Павловского месторождения характеризуется развитием на глубину не более чем на 2 - 2,5 м - максимум оттаивания в летний сезон, при этом она имеет локальное распространение, что обусловлено микрорельефом эрозионной поверхности и мерзлотно-климатическим фактором. В среднем по месторождению мощность окисленных руд составляет не более 1 м, причем все новообразованные минералы часто совмещены в пространстве. В местах с хорошим дренажом (естественные выходы руд в обрывистом берегу реки) мощность окисленных руд увеличивается до 2,5 м (редко более), причем здесь устанавливается проработанный профиль с четким зональным строением 1. Частично дезинтегрированные руды со слабым проявлением процессов химического выветривания; 2. Сильно дезинтегрированные (рыхлые) руды, мощность до 40 см; 3. Ярозитовая зона желтого цвета, мощностью до 30 см; 4. Гипс-гетитовая зона рыжего цвета, мощностью до 40 см. В таблице 25 перечислены вторичные минералы, обнаруженные на Павловском месторождении в окисленных рудах. В виду повышенной колчеданности первичных руд в окисленных наблюдается преобладание железосодержащих минералов, среди которых отмечаются: К-, Na-, Pb-ярозиты; копиапит, сидеронатрит; мелантерит, роценит, фиброферрит; гетит, ферроксигит. Вторичные минералы цинка (цинк-копиапит и смитсонит) и свинца (плюмбоярозит, англезит, церуссит, элиит, бедантит) редкие и очень редкие. Гипергенные минералы кадмия на Павловском месторождении не обнаружены, но кадмий присутствует в смитсоните и сульфатах цинка в количествах соизмеримых с содержаниями в исходных сульфидных рудах (Губина, 2000).
Вышеперечисленные минералы можно разделить на 3 возрастных группы (ранние, промежуточные, поздние), которые занимают четкое пространственное положение. Ранние - водорастворимые сульфаты - копиапит, цинк-копиапит, фиброферрит, мелантерит и роценит в виде корочек, волокнистых агрегатов, белесых и бледноокрашенных выцветов зафиксированы в нижней части гипергенного профиля в дезинтегрированных рудах на поверхности окисляющихся сульфидов (зоны 1,2). Эти минералы характерны для криогенных условий, в которых сильное вымораживание воды приводит к повышению концентрации сульфатных растворов (иногда до п 100 г/л). Необходимым условием устойчивости купоросов являются высокая кислотность растворов (рН 3) и низкий потенциал среды ( 0,2В), т.е. они являются геологическими индикаторами условий. Кроме того, в числе необходимых условий образования цинк-копиапита отмечается присутствие органического вещества (Яхонтова, Грудев, 1987). Генезис сульфатов приурочен к начальному этапу формирования зоны гипергенеза и осуществляется либо кристаллизацией из растворов, либо благодаря гидролизу комплексных катионов типа [FeHS04]2+ (Яхонтова, Грудев, 1987). Ближе к верхней границе 2 зоны на поверхности реликтов сфалерита в виде тонких каемок вокруг зерен и заполняя ямки и трещины отмечается смитсонит, по границе зерен и спайным трещинам в галените - англезит совместно с церусситом (рис. 74). Все выше перечисленные минералы являются редкими и очень редкими, особенно это касается водорастворимых сульфатов, которые при повышении уровня воды или даже влажности переходят в раствор.
Промежуточные - минералы группы ярозита (К, Na, Pb разновидности), залегают над дезинтегрированными рудами и образуют отдельный горизонт в виде буро-желтой рыхлой массы совместно с небольшим количеством мелкокристаллического гипса (зона 3). Образование этих минералов происходит в кислых условиях (рН 3) при высоком окислительном потенциале среды, т.е. большом количестве свободного кислорода (Яхонтова, Грудев, 1987). Поздние - гидроксиды железа и гипс отмечаются в виде пористых буро-коричневых масс в верхней части профиля зоны окисления (зона 4). Образование гетита происходит в широких пределах значений рН ( 5) растворов при окислении Fe , гидролизе Fe , а также ионов [FeOH] , [Fe(OH)2] . Для гипса характерно образование мелкокристаллических щеток и сростков, покрытых пленками гидроокислов железа. Также гипс отмечается в нижней части гипергенного профиля разложенных кальцитовых и кварц-кальцитовых прожилках, подвергшихся обработке серной кислотой, его содержание достигает 90%. Здесь же на контакте 3 и 4 зоны отмечается очень редкий малоустойчивый минерал -ферроксигит, который образуется при окислении Fe2+ в близнейтральных или слабо щелочных растворах и со временем переходит в гетит. Таким образом, развитие зоны окисления проходит от эрозионной поверхности вниз по направлению вглубь рудного тела с ярко выраженной зональностью. Минералы, главным образом сульфаты, устойчивые в сильнокислых растворах при низком потенциале среды сменяются ярозитами существующими в КИСЛОЙ среде, но уже при большом количестве кислорода. Ярозиты в свою очередь сменяются смесью гипса с гидроксидов железа при перемене обстановки на слабо кислую или нейтральную. Такая смена друг другом железосодержащих вторичных минералов характерна для условий арктического гипергенеза независимо от геохимической специализации месторождения (Юргенсон, 1997) 7.3. Формы нахождения рудных элементов в окисленных рудах, особенности их миграции Для выяснения миграционной возможности цинка, кадмия и свинца был проведен фазовый химический анализ, с помощью которого выделены водорастворимые сульфатные формы элементов - для цинка и кадмия; нерастворимые - карбонатные для свинца, цинка и кадмия, сульфатные - для свинца, причем в двух формах, в виде англезита и плюмбоярозита (Табл. 26,27).
