Электронная библиотека диссертаций и авторефератов России
dslib.net
Библиотека диссертаций
Навигация
Каталог диссертаций России
Англоязычные диссертации
Диссертации бесплатно
Предстоящие защиты
Рецензии на автореферат
Отчисления авторам
Мой кабинет
Заказы: забрать, оплатить
Мой личный счет
Мой профиль
Мой авторский профиль
Подписки на рассылки



расширенный поиск

Минералогические и геохимические особенности месторождений золото-сульфидно-вкрапленного типа в южной части Яно-Колымского золотоносного пояса Соцкая Ольга Тарасовна

Диссертация - 480 руб., доставка 10 минут, круглосуточно, без выходных и праздников

Автореферат - бесплатно, доставка 10 минут, круглосуточно, без выходных и праздников

Соцкая Ольга Тарасовна. Минералогические и геохимические особенности месторождений золото-сульфидно-вкрапленного типа в южной части Яно-Колымского золотоносного пояса: диссертация ... кандидата Геолого-минералогических наук: 25.00.11 / Соцкая Ольга Тарасовна;[Место защиты: ФГБОУ ВО Иркутский национальный исследовательский технический университет], 2017.- 191 с.

Содержание к диссертации

Введение

Глава 1. Золоторудные месторождения в черносланцевых толщах (обзор) 11

1.1. Черносланцевые толщи – общая характеристика 11

1.2. Классификации комплексных золото-платиноидных месторождений 16

1.3. Положение месторождений в геологических структурах 25

1.4. Углеродистое вещество и изотопный состав углерода рудных месторождений в черносланцевых толщах 27

1.5. Геохимия благородных металлов в черносланцевых толщах и метасоматитах золоторудных месторождений 29

1.6. Рудная минералогия месторождений в черносланцевых толщах 31

1.7. Минеральные формы благородных металлов и редкоземельных элементов в черносланцевых толщах и метасоматитах золоторудных месторождений 34

1.8. Распределение золота в рудах месторождений 37

1.9. Изотопный состав серы сульфидов 41

1.10. Физико-химические параметры формирования месторождений 43

1.11. Различные концепции и модели формирования оруденения в черносланцевых толщах 45

1.12. Выводы 50

Глава 2. Методика исследований 53

2.1. Полевые и камеральные исследования 53

2.2. Пробоподготовка 54

2.3. Стандартные петро-геохимические и минералогические методы 54

2.4. Электронная микроскопия и микрозондовый анализ 55

2.5. Изотопные исследования 58

Глава 3. Характеристика изученных месторождений 59

3.1. Региональная позиция месторождений 59

3.2. Месторождение Наталка 63

3.2.1. Изученность месторождения 63

3.2.2. Геологическая характеристика месторождения 65

3.2.3. Общая характеристика руд 70

3.2.4. Минеральный состав изученных сульфидно-вкрапленных руд 73

3.3. Месторождение Павлик 77

3.3.1. Изученность месторождения 77

3.3.2. Геологическая характеристика месторождения 77

3.3.3. Общая характеристика руд 79

3.3.4. Минеральный состав изученных сульфидно-вкрапленных руд 79

3.4. Месторождение Дегдекан 81

3.4.1. Изученность месторождения 81

3.4.2. Геологическая характеристика месторождения 83

3.4.3. Общая характеристика руд 86

3.4.4. Минеральный состав сульфидно-вкрапленных руд 88

3.5. Месторождение Ветренское 88

3.5.1. Изученность месторождения 88

3.5.2. Геологическая характеристика месторождения 89

3.5.3. Общая характеристика руд 92

3.5.4. Минеральный состав изученных сульфидно-вкрапленных руд 93

3.4. Выводы 94

Глава 4. Литолого-геохимическая характеристика вмещающих пород и руд 96

4.1. Литологическая и петрохимическая характеристика рудовмещающего комплекса пород 96

4.1.1. Литологическая характеристика рудовмещающих толщ за пределами рудных полей 98

4.1.2. Петрохимическая характеристика рудовмещающих толщ за пределами рудных полей 101

4.1.3. Петрохимическая характеристика рудовмещающих толщ в пределах месторождений 104

4.1.4. Геохимическая характеристика рудовмещающих толщ 110

4.2. Распределение благородных металлов в рудовмещающих отложениях и в рудах 112

4.2.1. Благородные металлы рудовмещающих отложений за пределами рудных полей 112

4.2.2. Благородные металлы рудовмещающих отложений и руд в пределах месторождений 113

4.3. Геохимия редкоземельных элементов в рудовмещающих толщах и рудах 115

4.4. Характеристика углеродистого вещества 121

4.5. Изотопия серы 122

4.6. Выводы 124

Глава 5. Минеральные формы нахождения рудогенных элементов в рудах и черносланцевых толщах 126

5.1. Микроминералогия благородных металлов 126

5.2. Минералы сопутствующих металлов в черносланцевых толщах и рудах месторождений Наталка, Павлик, Дегдекан и Ветренское 138

5.3. Минералы РЗЭ в черносланцевых толщах и в рудах месторождений Наталка, Павлик, Дегдекан и Ветренское 145

5.3.1. Микроминералогия РЗЭ в черносланцевых толщах 146

5.3.2. Микроминералогия РЗЭ в рудах изученных месторождений 152

5.3.3. О минералах РЗЭ в породах и рудах 158

5.4. Выводы и рекомендации 160

Глава 6. Происхождение благороднометалльной минерализации в черносланцевых толщах (обсуждение результатов) 161

Заключение 168

Список литературы 171

Классификации комплексных золото-платиноидных месторождений

«Черносланцевые» месторождения золота входят в состав орогенных месторождений [Горячев, 2014; Goryachev, Pirajno, 2014] и, как правило, всегда содержат помимо Au ЭПГ. Поэтому существует несколько систематик данного типа оруденения, как по соотношению золота с ЭПГ, так и по отношению к углеродистому веществу. Так, А.Ф. Коробейников [Коробейников, 1999] выделил три основные группы комплексных золото-платиноидных руд по формам нахождения в них МПГ: объекты с одной - тонкодисперсно-рассеянной (или минеральной), с двумя - тонкодисперсно-рассеянной и дисперсной в минералах-концентраторах и объекты с тремя - тонкодисперсно-рассеянной, дисперсной в минералах-концентраторах, в форме собственных минералов формами нахождения МПГ в рудах (таб. 1.2). Согласно этой классификации, месторождения Сухой Лог и Мурунтау относятся к объектам с тремя формами нахождения МПГ в рудах.

По связи с углеродсодержащими формациями различных геологических обстановок в разные периоды и на основе минералого-геохимического состава оруденения выделено более десятка типов платиносодержащих месторождений [Додин и др., 2000].

Воронежский тип – высокоуглеродистые графитизированные палеогнейсы, раннеархейских нуклеократонов Воронежского кристаллического массива. Карельский тип – платиносодержащие углеродистые сланцы позднеархейских зеленокаменных поясов Балтийского, Канадского, Австралийского щитов, Воронежского критсаллического массива, Южной Сибири. Витватерсрандский тип – осмий-иридий-золотоносные конгломераты в углеродсодержащих комплексах протерозоя (2600-2450 млн. лет и курский тип - конгломераты курской железорудной серии (2600-2300 млн. лет). В ранне- и среднепротерозойское время - онежский, тимский, саскачеванский и сухоложский типы.

Для онежского (Падминское в Карелии) и тимского типа характерны высокоуглеродистые сланцы зон рифтогенеза докембрийских щитов и массивов. Саскачеванский тип – ураноносные жилы с Pt-Pd-Au- минерализацией. Сухоложский тип (Сухой Лог в Забайкалье, Нежданинское в Якутии) – углеродисто-терригенные и карбонатно-терригенно-сероцветные формации окраинно-континентальных перикратонных бассейнов, сформированных при заложении и развитии рифтогенных систем. Таймырский и наталкинский тип – разновозрастные углеродистые платиносодержащие комплексы складчатых областей. Полярноуральский тип – платиносодержащие проявления в разновозрастных углеродистых комплексах офиолитовых поясов. Ханкайский тип – платиносодержащие комплексы рифтогенных прогибов у срединных массивов. Южнокитайский тип – углеродисто-терригенно-карбонатные комплексы с развитием горизонтов фосфатов и золото-платино-палладиевой с Mo и Ni минерализации. Центральнокавказский тип – сурьмяно-кобальт-мышьяк-золото-платиноидные с вольфрамом рудопроявления в юрских сланцах.

Под руководством В.А.Буряка была построена генетическая классификация крупнообъёмных месторождений золота в углеродсодержащих толщах [Буряк и др., 2002]: 1. Осадочно-гидротермальные (не метаморфизованные или слабо метаморфизованные) – пластовые прожилково-вкрапленные залежи золото-сульфидного типа с содержанием Au 1,5 – 9,0 г/т и запасами до 1000 т и более) (Пуэбло-Вьехо в Доминиканской Республике, Витватерсранд в ЮАР, Ороекское в России); 2. Метаморфогенно-гидротермальные (сильно метаморфизованные) – пластовые и субпластовые прожилково-вкрапленные залежи золото-сульфидного типа при подчинённой роли золото-кварцевого с содержанием Au 1,5 – 10 г/т и запасами до 1000 т и более (Сухой Лог, Голец Высочайший, Олимпиадинское и Светлинское в России, Кумтор в Киргизии, Бакырчик в Казахстане, Хомстейк в США) и штокверки жильно-прожилковые золото-кварцевого типа при подчинённой роли золото-сульфидного с содержанием Au 1,5 – 15,0 г/т и запасами до 500 т и более (Вернинское, Дуэт-Бриндакитское, Дегдеканское в России, Бендиго и Балларат в Австралии); 3. Метаморфогенно-магматогенные (плутоногенные) гидротермальные – крупные жильно-прожилковые зоны типа линейных штокверков золото-кварцевого типа при подчинённой роли золото-сульфидного с содержаниями Au от 2,5 до 15,0 г/т и запасами до 1000 т и более (Наталкинское, Нежданинское, Ветренское, Майское, Маломыр, Глухое в России, Мурунтау в Узбекистане, Колар в Индии); 4. Магматогенные гидротермальные – жилы и штокверки золото-кварцевого малосульфидного и золото-кварц-сульфидного типа с содержанием Au 15,0 – 30,0 г/т и запасами от 100 до 120 т (Школьное, Дяппе, Колымское в России, Чармитан в Узбекистане, Поргера в республике Папуа, Новая Гвинея). Позднее В.А. Буряк с соавторами [Буряк и др., 2005] упростили свою систематику, выделив два общих минерально-морфологических типа оруденения в черносланцевых толщах: 1 – прожилково-вкрапленный платиносодержащий в углеродистых алевросланцах калиевой геохимической специализации (K Na) и туфодиамиктитах, содержащих повышенные количества осадочных и гидротермиально-осадочных золотоносных сульфидов. В зависимости от интенсивности кварцево-жильной и кварцево-прожилковой минерализации выделено 2 подтипа: сухоложский, бакырчикский (Сухой Лог, Бакырчик, Кумтор, Дегдеканское, Майское и др.) – слабое её развитие и наталкинский (Наталка, Нежданинское, Ветренское, Токичанское, Вернинское) – интенсивное её развитие. Для наталкинского типа характерно переслаивание алевросланцев с песчаниками, алевролитами и диамиктитами. Накопление тонкозернистых осадков с органикой (Cорг. – 1,0-6 %) происходило в восстановительных условиях локальных конседиментационных прогибов, контролируемых скрытыми глубинными разломами (характерны повышенные содержания золота и платиноидов – 3-20 мг и более) [Буряк и др., 2005]; 2 – золотокварцевый в более грубозернистых углеродистых породах - алевролитах и песчаниках натриевой специализации (Na K) с низкими концентрациями сульфидов и золота – мурунтауский тип (Мурунтау, Бендиго, Советское и др.). Для них характерны более грубозернистые отложения с низким содержанием Сорг. (около 0,68 %), относящиеся к мелководной кремнекислой фации алевропелитовых осадков с первичным содержанием золота 3-6 мг/т [Буряк и др., 2005].

В локальной систематике для территории рассматриваемого региона среди месторождений золота были выделены [Буряк и др., 2001]: колымский (золото-кварцевые жилы в терригенных толщах) тип; наталкинский (системы тонких кварцевых жил и прожилков, сопровождающихся обширными ореолами вкрапленных пирита и арсенопирита, обширные межжильные пространства представляют собой бедное (около 1,5 г/т) золото-сульфидное вкрапленное оруденение) тип (месторождения Наталка, Павлик, Омчак); ветренский (минерализованные зоны дробления и смятия, приуроченные к зонам крупных продольных разломов с высокоуглеродистыми метасоматитами и тонкой вкрапленностью золотоносных пирита и арсенопирита) тип; и дегдеканский (прожилково-вкрапленное и вкрапленное пиритовое и пирит-арсенопиритовое оруденение с преобладанием пиритовой минерализации, в которую как бы вложен локальный ореол вкрапленного арсенопирита; содержания Au низкие – 1-4 г/т) тип. Эти типы приурочены к разным литостратиграфическим уровням – наталкинский тип расположен в атканском уровне перми, дегдеканский – в пионерском и старательском уровнях перми и позднетриасово-раннеюрском и среднеюрском уровнях, а ветренский тип в позднетриасово-раннеюрском уровне [Буряк и др., 2001].

По соотношению золота, сульфидов и кварца [Рафаилович, 2011] месторождения черносланцевых толщ делятся на: 1) золото-кварцевый штокверковый, жильный и жильно-прожилковый (Мурунтау, Мютенбай, Наталка, Советское); 2) золото-сульфидный прожилково-вкрапленный и вкрапленный с отсутствием или незначительной долей карца в руде (Сухой лог, Кумтор, Бакырчик, Олимпимада и др.), 3) комбинированный золото-сульфидно-кварцевый жильно-прожилковый, прожилково-вкрапленный - сочетание руд первого и второго типов (Нежданинское, Васильевское и др.). Месторождения первого типа образуются в условиях растяжения, второго – в условиях сжатия, а третьего – меняющиеся режимы растяжения и сжатия [Рафаилович, 2011].

Изложенные материалы показывают сложность и пестроту систематик «черносланцевого» оруденения, что затрудняет их применение к конкретным месторождениям и новым объектам. В общем, руды рассматриваемых месторождений имеют преимущественно тонко-, густо- и неравномерно вкрапленные текстуры, при этом большинство рудных минералов представлено в виде неравномерной вкрапленности мелких и пылевидных зёрен, редких прожилков (не более 3-5 % от общей массы руды). Поэтому автор придерживается отнесению изученных месторождений к золото-сульфидному прожилково-вкрапленному типу орогенного золотого оруденения.

По вопросам образования вкрапленного сульфидного и кварцево-жильного оруденения существуют различные точки зрения: 1) пирит и арсенопирит с тонкодисперсным золотом, образующие вкрапленные руды, являются ранней ассоциацией сульфидной минерализации кварцевых жил и прожилков и выделяются синхронно или после кварца [Гамянин и др., 1985; Калинин и др., 1989]; 2) вкрапленная минерализация была сформирована до образования золото-кварцевых жил и прожилков [Волков, Сидоров, 2001].

Геологическая характеристика месторождения

Месторождение Наталка является одним из крупнейших месторождений золота в России. Географические координаты месторождения 61039 c. ш. и 147048 в.д. Месторождение было открыто в 1942 г. За годы эксплуатации (с 1944 по май 2005 года) подземным способом было добыто около 90 т. золота при среднем содержании 4,84 г/т и 9,5 т серебра, при содержании 1,12 г/т. После приобретения месторождения золоторудной компанией «Полюс», рудник им. Матросова с 2004 г. была начата интенсивная подготовка месторождения к освоению открытым способом. В 2004-2006 гг ОАО «Рудник им. Матросова» была выполнена доразведка флангов и глубоких горизонтов месторождения, с прослеживаем известных рудных тел (зон) по простиранию. В результате проведенных работ удалось объединить ранее выделявшиеся рудные тела и межжильное пространство в единую рудную залежь (рис. 3.2.). Протяжённость залежи около 4500 м, средняя мощность 400 м и прослеженная протяжённость по падению примерно 1000 м. Прогнозные ресурсы составляют около 1500 т золота при среднем содержании 1,7 г/т и бортовом содержании 0,4 г/т [Стружков и др., 2006].

Наталкинское месторождение расположено на северном фланге Омчакского рудно-россыпного узла Яно-Колымского золотоносного пояса, в юго-западной части Аян-Юряхского антиклинория. Омчакский рудный узел приурочен к зоне Тенькинского глубинного разлома северо-западной ориентировки, отделяющего Аян-Юряхский антиклинорий от смежного Верхне-Индигирского синклинория. Тенькинский разлом прослежен на 300 км и сочленяется с Аян-Юряхским глубинным разломом. В центральной части Тенькинского глубинного разлома отмечено наиболее крупное тектоническое нарушение – Омчакский разлом («осевой шов»). А.М.Жирнов, по результатам проведения геолого-структурных исследований в 1979-1982 гг., предположил наличие купольно-кольцевой структуры (в которой локализованы Наталкинское и Омчакское месторождения), образованной на пересечении Омчакского (Тенькинского) магмоконтролирующего разлома с протяжённым скрытым разломом фундамента -Инякано-Колымским [Гончаров и др., 2002]. К южной ветви Тенькинского разлома приурочено месторождение Павлик.

В Омчакском рудном узле известно большое количество даек спессартитов, порфиритов, гранит-порфиров, интрузивных риолитов, а в обрамлении узла известны крупные плутоны (Нечинские купола, Тенгкечанский, Интригано-Пересыпкинский, Мираж и др.) (рис. 3.3), сложенные диоритами, гранодиоритами и гранитами [Гончаров и др., 2002].

Дайки сконцентрированы в центральной части рудного поля Наталкинского месторождения, на его восточном и северном флангах и на площади Омчакского и Павликовского месторождений. Более древними являются дайки спессартитов и порфиритов; дайки гранит-порфиров прорывают спессартиты. Мощность даек колеблется от 1-2 до 6-8, реже до 15-20 м [Гончаров и др., 2002]. Известные датировки пород некоторых плутонов свидетельствуют как минимум о двух крупных этапах проявления магматизма дорудном позднеюрско-раннемеловом и пострудном позднемеловом [Гончаров и др., 2002].

Вмещающие породы Наталкинского рудного поля представлены пермскими терригенными отложениями пионерской (алевролиты), атканской (диамиктиты) и омчакской (песчаники, алевролиты, гравелиты) свит [Гончаров и др., 2002]. Пионерская свита (P1-2pn) залегает в основании изученного разреза и представлена алеврито-глинистыми сланцами с редкими прослоями песчаников и гравелитов [Бяков, Ведерников, 1990]. В сланцах присутствует примесь углистого вещества и вулканомиктового материала. Атканская свита (P3at) залегает в средней части разреза и вмещает основную часть руд месторождения. Она представлена алевролитами и аргиллитами со значительной примесью вулканогенного материала и углистого вещества. В разрезе свиты встречаются линзы песчаников и туфопесчаников [Бяков, Ведерников, 1990]. Общая мощность свиты – 300 м. Омчакская свита (P3om) залегает в ядре синклинали и обнажается в центральной части месторождения. Сложена свита преимущественно алевролитами, а также мелкозернистыми песчаниками и алевро-глинистыми сланцами. Свита отличается слоистостью и ритмичным переслаиванием пород, наличием грубозернистых осадков и небольшим количеством вулканомиктового материала. Мощность свиты – 600 м [Бяков, Ведерников, 1990] .

Важную роль в размещении оруденения играет литологический фактор. Наиболее благоприятны для локализации промышленных руд вулканогенно-осадочные отложения атканской свиты (туфогенные сланцы, галечные аргиллиты и алевролиты) с содержанием органического углерода 2,44% [Калинин и др., 1992].

Согласно В.Г. Шахтырову Омчакский золоторудный узел приурочен к центральной части Интригано-Омчакского магматогенно-тектонического купола, а структура Наталкинского рудного поля имеет Z-образную структуру протяжённостью 12 км. Для разломной зоны отмечена структурная зональность: северо-западная её часть формировалась в условиях относительного сжатия, а юго-восточная – относительного растяжения. Основной объём промышленного золотого оруденения приурочен к области перехода от структур преимущественного растяжения к структурам преимущественного сжатия [Ворошин и др., 1995; Ворошин и др., 2000; Гончаров и др., 2002]. Основной складчатой структурой рудного поля является Наталкинская синклиналь, имеющая северо-западное простирание и представляющая собой структуру второго порядка относительно Тенькинской антиклинали. Наталкинская синклиналь имеет симметричную простую форму, её крылья погружаются под углом 40-500, длина около 4,5 км, ширина 2,5 км. Наталкинское месторождение локализовано на юго-западном крыле этой синклинали [Калинин и др., 1992]. Складчатая структура рудного поля осложняется системой разломов, ограничивающих месторождение - продольные (Главный и Северо-Восточный) и поперечные (Глухариный и Геологический) [Гончаров и др., 2002].

Главный разлом ограничивает месторождение с юго-запада и является тектоническим контактом отложений пионерской свиты с атканской и омчакской, в пределах которого отмечены зоны смятия (до 20 м) и развальцевания вмещающих пород. Северо-Восточный разлом ограничивает месторождение на северо-востоке и вмещает дайки спессартитов и оруденение зоны «Участковая». Зона смятия и дробления вдоль разлома состоит из нескольких сместителей шириной от нескольких метров, реже до 20 м. По вертикали амплитуда смещения Северо-Восточного разлома составляет до 250 м [Гончаров и др., 2002]. В пределах месторождения Главный разлом с северо-востока оперяют протяжённые субвертикальные разрывные нарушения (Стержневой разлом, контролирующий промышленное оруденение), а Северо-Восточный разлом разветвляется, распадаясь на отдельные разрывы. Между Главным и Северо-Восточным разломами фиксируются рудовмещающие нарушения с крутым северо-восточным падением [Голуб и др., 2008]. По структурно-морфологическому типу рудные тела на месторождении делятся на прожилково-метасоматические, прожилково-жильные, жильные и минерализованные зоны смятия-дробления [Межов, 2000]. Стержневые рудные зоны залегают, в основном, в отложениях омчакской свиты и разделяются по структурному положению и морфологическим особенностям на Северо-Восточную (приурочена к Северо-Восточному разлому), Центральную (расположена в северо-восточном крыле Наталкинской синклинали) и Юго-Западную ветви (локализуется в зоне Главного разлома) [Голуб и др., 2008]. Орудение сформировано в два этапа: ранний - взбросо-надвиговый (формирование залежи вкрапленных и прожилковых руд) и поздний – сбросовый (формирование стержневых жил кварца и локальных рудных зон) [Голуб и др., 2008].

Оруденение распределено неравномерно. Выделяются участки, названные рудными пучками (рудные тела обогащены и содержат рудные столбы), приуроченные к местам пересечения рудоносного блока поперечными разломами и отвесно погружающиеся на глубину. По облику и характеру образования рудные столбы имеют концентрационно-морфологический характер [Калинин и др., 1992; Гончаров и др., 2002]. При обосновании целесообразности открытой добычи было установлено, что при снижении бортового содержания золота до 0,4-0,6 г/т разведанные и эксплуатируемые рудные тела и зоны объединяются в единую рудную залежь (рис. 3.4.) [Григоров, 2006].

Рудная залежь представляет собой минерализованную блок-пластину северовосточного падения (бортовое содержание 0,4 г/т), пронизанную сетью кварцевых жил, разноориентированных кварцевых прожилков и участков брекчирования. Распределение золота сравнительно равномерное, развиты макро- и микропрожилки золото-арсенопирит-анкерит-серицит-альбит-кварцевого состава. Установлена отчётливая вертикальная морфологическая зональность рудной залежи: в верхней части месторождения зоны прожилковой минерализации содержат мощные (до 1-2 м) стволовые жилы преимущественно кварцевого состава, а начиная с горизонта 600 м и глубже залежь практически нацело представлена штокверком тонких, в том числе микроскопических, сульфидно-кварцевых прожилков [Стружков и др., 2006].

Хронологические рамки формирования золото-кварцевого оруденения оцениваются по калий-аргоновым датировкам диапазоном от 135-130 до 110-100 млн. лет [Фирсов, 1985]. Датировки абсолютного возраста околожильных метасоматитов, проведённые 40Ar/39Ar методом, дают значения 135,2+-0,5 млн. лет [Ньюберри и др., 2000]. Запасы золота составляют 612 т.

Петрохимическая характеристика рудовмещающих толщ в пределах месторождений

Для рудовмещающих пород в пределах месторождений по содержаниям породообразующих оксидов также был рассчитаны петрохимические модули (см. таб. 4.1.). По степени изменения рудовмещающие породы изучаемых месторождений условно подразделяются на IV группы: I группа (слабоизменённые породы) - углистый глинистый сланец и алевролит с редкой вкрапленностью сульфидов (менее 1 %), единичной туфогенной примесью, редкими кварцевыми и карбонатными просечками; II группа – березиты – включает в себя алевролиты с вкрапленностью сульфидов около 3 %, включениями туфогенной примеси более 5%, кварцевыми и карбонатными прожилками; III –группа – окварцованные и брекчированные породы; IV группа – жильный кварц.

На месторождении Дегдекан вмещающие породы преобразованы процессами динамометаморфизма и метасоматоза. Углеродистый метасоматоз и березитизация характерны в большей степени для глинистых пород, а гидротермальные (окварцевание, альбитизация, вкрапленность сульфидов) и метасоматические (развитие железистого карбоната) изменения преобладают в более грубозернистых породах (рис. 4.1) [Михалицына, Никитенко, 2011]. В измененных алевритисто-глинистых сланцах месторождения Дегдекан в среднем – Na2O+K2O – 5,22, НКМ – 0,35, ТМ – 0,044–0,065, ФМ – 0,14–0,63, ЩМ – 0,29–0,72; в песчаниках сумма щелочей незначительно снижается в среднем – 4,44; ЩМ – 2,07–5,15, в единичных образцах до 10,79; НКМ – (0,31–0,54), ТМ – (0,036–0,049), ФМ – (0,06–0,42); отмечается увеличение закисного модуля до 16 (FeO/Fe2O3 %) [Михалицына, 2013; Михалицына, Соцкая, 2014].

Метасоматические преобразования пород в пределах Наталкинского месторождения представлены карбонатизацией (дорудный этап), березитизацией (золоторудный этап) и околожильным преобразованием пород с развитием карбонат-полевошпат-арсенопирит-кварцевых прожилков (рис. 4.2). Карбонатизация развита в отложениях атканской и омчакской свит и заключается в замещении карбонатами хлорита и кварца, слабой сульфидизации (пирит, реже пирротин). Гидротермальные изменения представлены березитизацией, которая выражена в замещении альбита серицитом и кварцем; развитии прожилков кварц-полевошпатового, кварц-карбонатного и кварцевого состава с включением арсенопирита и развитии равномерной вкрапленности пирита. Максимальное количество новообразований наблюдается в диамиктитах атканской свиты [Алпатов, Михалицына, 2000]. Вмещающие породы характеризуются повышенной щелочностью (НКМ – 0,54), преобладанием натрия над калием (ЩМ – 1,96), средними значениями ТМ – 0,049. В зоне интенсивной березитизации отмечается увеличение содержаний калия ЩМ – 0,21. Величина ГМ составляет, в среднем, 0,19, что позволяет их отнести к кремнисто-глинистым сланцам.

По значению гидролизатного модуля (среднее – 0,28) вмещающие породы месторождения Павлик относятся к глинистым силицитам (кремнисто-глинистым сланцам). Величина ТМ составляет, в среднем, 0,042, что также предполагает их принадлежность к кремнисто-глинистым сланцам; ФМ составляет 0,09. По значению НКМ – 0,35 породы относятся к нормально-щелочным с калиевым типом щёлочности.

Все рудные тела месторождения Ветренское располагаются в самой верхней сохранившейся части разреза геттангского яруса. В углеродистых сланцах месторождения Ветренское отмечается широкий диапазон значений гидролизатного и титанового модулей. Так, значения гидролизатного модуля колеблются ГМ от 0,05 (силициты) до 1,10 (гидролизатные глинистые породы), составляя в среднем 0,50 (глинистые породы), а величина титанового модуля составляет ТМ – 0,021–0,061 (в среднем – 0,055), что характерно для кремнисто-глинистых сланцев; ФМ – 0,02–0,48 (в среднем – 0,19); НКМ – 0,21–0,36 (в среднем 0,25). В окварцованных, брекчированных углистых сланцах содержание натрия возрастает при ЩМ – от 1,77 до 4,27; а в милонитизированных углистых сланцах, с включением рассеянной сульфидной вкрапленности, наоборот, увеличивается содержание калия (ЩМ – 0,60 до 0,80). Между фемическим и титановым модулями отмечается прямая корреляционная связь [Михалицына, Соцкая, 2014].Обобщив приведённые данные по петрохимическим показателям можно отметить, что поведение модулей в неизменённых породах и во вмещающих породах на месторождениях малоконтрастно. По значению ГМ неизменённые породы пермских и нижнеюрских отложений относятся к сиаллитам – глинистым породам, а вмещающие породы месторождений Наталка и Павлик соответствуют глинистым силицитам – кремнисто-глинистым сланцам. Наблюдается повышение ГМ (ГМ – 0,50) во вмещающих породах месторождения Ветренское по сравнению с неизменёнными нижнеюрскими отложениями (ГМ – 0,38), что может быть связано с повышенным содержанием FeO в карбонатной иили сульфидной форме [Юдович, 1981]. Изученные отложения являются нормотитанистыми, что характерно для глинистых пород. Максимальные содержания щелочного модуля (ЩМ 1) наблюдаются в отложениях атканской свиты и во вмещающих породах месторождения Наталка, что связано с поступлением вулканического материала в бассейн седиментации. Это подтверждается присутствием эффузивов среднего состава в диамиктитах атканской свиты. По показателю общей нормативной щелочности (НКМ) рассматриваемые породы являются нормально-щелочными, за исключением вмещающих пород месторождения Наталка. Это может отражать наличие вулканогенного материала и продуктов его изменения [Юдович, 1981].

Микроминералогия благородных металлов

Уровень содержания благородных и сопутствующих элементов в рудах изученных месторождений представлен в Главе 4. Следует отметить, что средние содержания Au по данным подсчета запасов весьма низкие и составляют для месторождения Наталка – 1.7 г/т, Дегдекан – 1.2 г/т, Павлик – 2.8 г/т, Ветренское – 10-11 г/т [Путеводитель , 2011]. Это обусловлено низкой степенью сульфидности руд (не более 5% в среднем) и тонкодисперсностью золота в них. Сульфидные минералы образуют тонкую вкрапленность в породах, реже скопления до 5-10 мм. Основная масса минералов тяжёлой фракции руд изученных месторождений представлена арсенопиритом и пиритом. Пирит преобладает на месторождении Павлик, на остальных месторождениях его соотношения с арсенопиритом варьируют. Для арсенопирита характерны призматические, уплощенно-гексагональные, ромбические кристаллы и их обломки (месторождение Наталка и Павлик), а также зернистые агрегатные срастания (преобладают на месторождении Ветренское) (рис. 5.1). Размер выделений арсенопирита составляет от 10 до 80 мкм по длинной оси. Часто на гранях кристаллов арсенопирита наблюдается поперечная штриховка. На месторождениях Павлик и Ветренское довольно часто присутствуют асенопириты массивного сложения с системой пор. На месторождении Ветренское иногда встречаются арсенопириты с примесью Co до 5%, с которыми связаны вкрапления золота. Составы пирита и арсенопирита и других сульфидов изучаемых месторождений более подробно описаны в предыдущей главе.

Пириты кубической и пентагон-додекаэдрической формы характерны для месторождений Наталка, Павлик и Дегдекан, а для месторождения Ветренское типичны, в основном, изометричные зёрна неправильной формы (рис. 5.2). Размер зёрен пирита колеблется от 10 до 60 мкм. В составе пирита очень часто присутствует примесь As до 2-3%, редко достигая 6,0 %,. Можно отметить, что больше всего арсенопирита и пирита с хорошо выраженными кристаллографическими формами выявлено на Наталкинском месторождении, немного реже они встречаются на месторождении Павлик и совсем редко на месторождениях Ветренское и Дегдекан.

Главным промышленным компонентом изучаемых месторождений является самородное золото. Относительно высокие содержания золота, прежде всего, обусловлены наличием в рудах достаточно крупных его самородных частиц, а также постоянной его примесью в арсенопирите и пирите. Форма выделений самородного золота в рассмотренных образцах разнообразная - от микроскопических округлых, иногда неправильной формы чешуек и плёнок до отдельных самостоятельных кристаллов и сростков широко варьирующих по размерам, но в значительной массе -0,25 мм [Гончаров и др., 2002]. Крупное золото локализовано, как правило, в кварцевых жилах, прожилках и тесно ассоциирует с галенитом [Гончаров и др., 2002]. Нами, при исследовании проб указанных месторождений, помимо обычного относительно крупного самородного Au установлено широкое распространение его ультрамикроскопических зёрен, образующих микровключения в виде капель, плёнок и прожилков в арсенопирите и мышьяковистом пирите (рис. 5.3), иногда в срастаниях с галенитом, шеелитом и кобальтином (рис. 5.3).

Микровключения золота изометричных очертаний часто встречаются в виде тонких вкраплений размером от 0,6 до 6 мкм в арсенопирите и пирите. Плёночное золото обрастает зёрна сульфидов и заполняет в них трещинки.

Крупные зёрна золота чаще всего имеют неправильную форму и комковатый вид. Изредка встречаются кристаллы размером 30-60 мкм с видимыми гранями октаэдра (рис. 5.5а, б). На месторождении Ветренское преобладают округлые комковидные выделения золота с неровной дырчато-ямчатой поверхностью, а на Наталкинском месторождении комковатые частицы с гладкой поверхностью (рис. 5.5в, г).Чаще всего самородное золото образует сростки с кварцем, сульфидами (арсенопиритом, пиритом, галенитом и сфалеритом), реже с шеелитом и кобальтином. Основная масса сростков золота выявлена в ассоциации с арсенопиритом и пиритом. Формы срастаний золота с арсенопиритом самые различные: наросты золота на гранях кристаллов арсенопирита, плёночные зёрна золотин на поверхности зернистых агрегатов арсенопирита, удлинённые выделения золота в массивном арсенопирите, срастание комковидных золотин с неправильными выделениями арсенопирита, сростки золота и арсенопирита в единое зерно. Сростки золота с галенитом и сфалеритом встречаются гораздо реже и представляют собой срастания комковато-угловатых зёрен (рис. 5.6а, б).

На месторождении Наталка золото также образует уплощённые вытянутые кристаллы ромбододекаэдрической формы на зёрнах шеелита (рис. 5.6в). В единичных случаях наблюдались мелкие вкрапления золота на зерне кобальтина (рис. 5.6г).

Иногда самородное золото в обрамлении кристаллов альбита и арсенопирита выполняет пустоты в агрегате пирита (рис. 5.7). Такая зональная золото-альбит-арсенопиритовая ассоциация, закапсулированная в пирите, обнаруженная на месторождении Павлик, на наш взгляд свидетельствует о переносе и отложении золота в сложных сульфоарсенид-Na-силикатных системах, на что ранее указывалось в литературе [Некрасов, 1991].

По нашим данным пробность самородного Au для месторождения Наталка составляет 732-886, для Ветренского - от 831 до 1000, для месторождения Павлик – 824-886 и на месторождении Дегдекан колеблется от 432 до 938 с преобладанием классов от 700 до 900. Наши полученные данные по пробности Au вполне согласуются с уже известными ранее. В.И. Гончаров с соавторами отмечают, что пробность Au на Наталкинском месторождении колеблется от 600 до 940 при среднем значении - 730-790 [Гончаров и др., 2002]. На месторождении Дегдекан, по данным Л.А.Остапенко с соавторами, самородное Au имеет достаточно низкую пробность – 700-800 , без значительных разбросов [Остапенко и др., 2004, Михайлов и др., 2010]; а по результатам исследования И.С.Литвиненко основная масса золота месторождения Дегдекан относится к низко-среднепробной генерации (780-820 ), высокопробная (885-931) имеет подчинённое распространение [Литвиненко, 2006]. Проба золота на месторождении Ветренское составляет 880 - 890 [Новожилов, Шер, 1974].

Нашими исследованиями, помимо многочисленных микровыделений самородного Au, были выявлены микровключения самородного Ag округлой формы размером от 1,1 до 5 мкм в рудах месторождений Наталка, Павлик и Дегдекан (рис. 5.8а, б), причем в рудах Наталкинского месторождения кроме этого был обнаружен гессит (Ag2Te) в виде овальных и изометричных зёрен от 2 до 59 мкм (рис. 5.8в, г) [Sotskaya et. al. 2012]. Состав гессита близок к теоретическому: Ag - 62,4%; Te – 36,8% [Sotskaya et al., 2012].

Тесная связь Au и Ag в процессе формирования руд проявилась в спорадическом появлении в их составе микровыделений (0,6 до 2,5 мкм) селенидов Au и Ag – науманита и фишессерита (?) на гранях кристаллов арсенопирита (рис. 5.9а, б, таб. 5.1), впервые установленных нами в рудах месторождений Павлик и Ветренское [Соцкая, Горячев, 2012]. Наличие таких фаз позволяет уточнить не только минеральные формы Au и Ag в рудах, но и дополнить наши сведения о параметрах рудоотложения. Исходя из термобарометрических данных [Горячев и др., 2008; Гончаров и др., 2002] процесс рудообразования на месторождениях Наталка и Павлик происходил при 220-350С, что в соответствии с данными И.Я. Некрасова [1991], обеспечивает преимущественное формирование селенидов Ag и Au, вследствие более сильного сродства Ag к Se, чем к S при таких Р-Т параметрах флюида. Фактором, ограничивающим распространение селенидов является низкая концентрация Se во вмещающих углеродистых толщах и, соответственно, в объеме флюидной системы месторождений.

Кроме того, на месторождении Дегдекан нами впервые были установлены минеральные фазы платиноидов: самородный осмий, рутениридосмин, осмирид, рутеносмирид, лаурит, иридарсен, арсенид Ru, Os и Ir (рис. 5.10а, б, в). Размеры минералов колеблются от 0,5 до 3 мкм. Они образуют мелкие изолированные включения в матрице вмещающих измененных алевролитов и глинистых сланцев, состоящей из варьирующих по соотношениям минералов: халькопирит + пирит + серицит + альбит + хлорит + кальцит + анкерит + апатит + ильменит + гидроокислы железа, иногда встречается хромит. Очень редко отмечаются их срастания с матрицей метасоматитов похожие на просечки или пленочные формы, редко встречаются изометричные индивидуальные частицы [Горячев и др., 2011, 2012].

К тому же на предмет присутствия платиноидов нами был изучен золото-серебряный королёк - продукт пробирного концентрирования тяжёлой сульфидной фракции, выделенной из руды месторождения Дегдекан, предоставленный Е.М. Никитенко в 2012 г. Свежий срез королька массой 18,698 мг был вмонтирован в эпоксидную смолу и проанализирован на микроанализаторе Camebax в СВКНИИ ДВО РАН (г. Магадан), аналитик - Горячева Е.М. Условия проведения измерения: напряжение 20 kV, аналитические линии Ag – L (кристалл РЕТ), Rh – L (кристалл РЕТ), Pb – L (кристалл LiF). В результате проведённых исследований в объекте было обнаружено несколько оптически неразличимых фаз, содержащих до 25 масс.% Rh. Анализ рассматриваем как полуколичественный [Михалицына и др., 2015].

Правильность выбранной нами методики была проверена при изучении золотых руд месторождения Чудное (Полярный Урал), где известна разнообразная платиноидная минерализация [Кузнецов и др., 2007; Тарбаев и др., 1996]. В образце фукситового метасоматита автором были обнаружены микровключения (от 0,5 до 8 мкм) минералов благородных металлов, представленные самородным Au, антимонидами и арсенидами Pd, селенидами Ag и Pd, образующих вростки в фукситовую матрицу [Соцкая и др., 2014].

Форма включений золота разнообразная: чаще всего встречаются округлые чешуйки и плёнки, реже наблюдаются удлинённые разности и зёрна (микрокристаллы) с гексагональными очертаниями размером от 1 до 8 мкм (рис. 5.11а, б).

Кроме микровключений золота редко встречаются самостоятельные неправильные кристаллы октаэдрического и ромбододекаэдрического облика и их сростки размером от 5-10 до 57 мкм (рис. 5.11в, г). Пробность самородного золота колеблется от 750 до 770 .

Антимониды и арсениды Pd (предположительно мертиит) также образуют мелкие включения размером от 0,5 до 3 мкм (реже до 5 мкм) в фукситовой матрице (рис. 5.12). Наблюдаются колебания в составе мертиита: содержание Pd варьирует от 70 до 77 %, Sb – от 14 до 24 % и As – от 8 до 14 %.

Иногда наблюдаются сростки зёрен самородного золота величиной до 23 мкм с антимонидами и арсенидами Pd размером до 5,6 мкм (рис. 5.13). Форма зёрен золота – удлинённая, а у мертиита – изометричная. В отдельных случаях на Au установлена плёнка Pd и при прохождении линейного профиля концентрации через это зерно наблюдается неоднородность по составу (рис. 5.14).