авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 6 |

«ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ ТУВИНСКИЙ ИНСТИТУТ ...»

-- [ Страница 2 ] --

Отношения микроэлементов (Zr / Nb, Zr / Y, Y / Nb, Ti / V) свидетельствуют о том, что мезозойские вулканиты по составу близки к N-MORB. Высокое содержание LILE, отрицательная аномалия ниобия и значения отношений 87Sr / 88Sr от 0,7064 до 0, говорят о значительной доле в составе вулканитов корового компонента — от 13 до 17 % (Fiechtneret et al., 1992). По нашим данным, аналогичный магматизм проявлен и в Имитерском рудном районе. Так, дайки «риолитов», прорывающие отложения кемб ро-ордовика у г. Тигрир (в 10 км к северу от шахты P V Igoudrane) и докембрийские толщи в 3–4 км к югу от месторождения Игудран на самом деле являются высокока лиевыми кварцсодержащими микросиенитами. Их возраст, установленный Ar / Ar ме тодом по биотиту и калишпату, составляет 204–200 млн л. (поздний триас). С триасо вым магматизмом на месторождении Бу Аззер связывается формирование поздней (218 млн л.) самостоятельной кварц-альбит-адуляр-серебряной минерализации (Levresse, 2001;

Essarraj et al., 2005). К этому же этапу относится и месторождение флюорита El Hammam с высокими содержаниями редкоземельных элементов (Cheilletz et al., 2010), а также, что будет показано ниже, и Ag-Hg оруденение место рождения Имитер.

II. ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ РУДНОГО ПОЛЯ IMITER В результате длительной (c VIII в. н. э. по настоящее время) эксплуатации месторож дения Имитер установлено, что главнейшим фактором локализации ртутно-сереб ряного оруденения является структурный контроль, свидетельствующий о постконсо лидационном формировании рудоконтролирующих зон. Для локализации промышлен ных концентраций сульфидов и сульфосолей серебра и полиметаллов, и в первую очередь — серебра в кварц-карбонатных жильных зонах, наиболее благоприятна си стема сбросо-сдвиговых дислокаций северного и южного падения в зоне Имитерской долгоживущей системы разломов (Vargas, 1983;

Ouguir, 1991, 1994;

Baroudi, 1999, 2002;

Gаouzi et al., 2001, 2010;

Levresse, 2001 и др.). Эта система трассирует северную границу выходов на поверхность неопротерозойских чёрных сланцев (пелитов) и пес чано-алевролитовых толщ NP2, отделяя их с несогласием от вулканогенно-осадочных (с базальными конгломератами в основании) образований NP3 (см. рис. I.4, c. 20, 21 и рис. I.5, с. 22). Рудолокализующие терригенные отложения NP2 смяты в крупную анти клиналь, осложнённую мелкими складками различной морфологии (шевронными, ко робчатыми, арочными), метаморфизованы в зеленокаменной фации и прорваны отно сительно разновозрастными гранитоидами пёстрого состава возрастом 570– 550 млн л. Весь комплекс стратифицированных терригенных (NP2) и вулканогенно осадочных (NP3) образований рассечён относительно разновозрастными дайками ос новного, среднего и кислого состава повышенной щёлочности.

Решение проблемы наращивания ресурсов серебра в контурах рудного поля ртут но-серебряного месторождения Имитер, учитывая высокую степень геолого-геохими ческой и геофизической изученности его отдельных участков и структур как с поверх ности, так и до глубины 400 м, требует нетрадиционных подходов и разработки инте гральной геолого-генетической модели рудообразования, а также совершенствования поисковой модели ртутно-серебряного оруденения и промышленных рудных тел в руд ном поле месторождения. Анализ накопленной геологической информации и собствен ные исследования нашей группы позволяют поставить под сомнение принятый многи ми предшественниками неопротерозойский возраст ртутно-серебряного месторожде ния Имитер и «генетическую связь» серебряной минерализации с вулканизмом NP3, что не исключает значительного влияния интрузивного и, особенно, дайкового магма тизма на рудоподготовительном этапе. Весьма существенна и роль изменчивости фи зико-химических условий флюидного режима в процессе многоэтапного формирова ния рудно-магматической системы и многостадийного образования сереброносных жил в рудном поле.

Получение объективных и непротиворечивых данных о закономерностях образо вания и локализации продуктивной ртутно-серебряной минерализации потребовало проведения специализированных минералого-геохимических, изотопно-геохронологи ческих и других видов исследований, а также обобщения опубликованных материалов по геологии и металлоносности boutonnire Saghro. Собран представительный факти ческий материал, свидетельствующий о том, что после интрудирования складчатой структуры рудного района Имитер гранитоидами Takhatert, а позднее — Taouzzakt и Bou Teglimt (NP2), произошёл её размыв и несогласное перекрытие базальными конг ломератами и вулканогенными образованиями NP3. Окончательное «запечатывание»

складчато-блоковой структуры рудного поля обусловлено становлением многофазного массива гранитоидов плутона Igoudrane. Особую роль играли интрузивы трахириолит порфиров субвулканического облика, некки и дайки которых прорывают и массив Ig oudrane, и вмещающие его вулканиты неопротерозоя. Установлено несогласное нале гание пород трахириолит-порфировой вулкано-плутонической ассоциации на вулкани ты NP3 и прорывающие их гранитоиды Igoudrane. Подтверждено маршрутами по про стиранию несогласное налегание осадочных отложений кембрийского возраста (517– 530 млн л.) на вулканиты NP3 и прорывающие их интрузивы, что свидетельствует об очередном орогенезе продолжительностью в 10–15 млн л. По сути, ранний – средний кембрий — это длительный период многоэтапного «досеребряного» формирования металлоносного водно-солевого флюида и его «гидротермально-метаморфогенное»

обогащение Ag, Pb, Zn, Cu, Mn, Fe, Ni и Co за счёт извлечения этих элементов из вмещающих неопротерозойских пород. Мы полагаем, что одновременно со складча тостью в NP2 и её «запечатыванием» в NP3 гранитоидами Takhatert, а позднее — Taouzzakt и Bou Teglimt (570 млн л.), происходило внедрение относительно разновоз растных даек основного, среднего и кислого составов, часть из которых синхронна со складчатостью, а часть — близка по времени становления к «запечатывающим» инт рузивам. Мало вероятно, что эти интрузивы могли служить «спусковым механизмом»

серебряного оруденения в неопротерозое. На этом этапе в термальных полях форми ровались кварцевые малосульфидные жилы (иногда с молибденитом — обнажение № 222 или самородным золотом — обн. № 89). К этой же временной группе жильных образований относятся и наиболее ранние кварцевые жилы, «будинированные» в про цессе пликативных деформаций осадочных отложений NP2. Подобным деформациям подверглись также некоторые дайки и силлообразные залежи интенсивно изменённых габбро-диабазов и субщелочных базальтоидов. По плоскостям напластования, а так же в зонах рассланцевания и смятия в терригенных осадках NP2 и вулканогенных об разованиях NP3 зафиксированы ранние сульфиды (пирит, марказит, пирротин), суль фоарсениды (арсенопирит, герсдорфит) и арсениды (лёллингит), возникшие в резуль тате соединения «сидерофильных» элементов с серой и мышьяком.

В прилегающем к boutonnire Saghro районе соленосные отложения (эвапориты) накапливались не только в кембрии, но и в ордовике – девоне. По-видимому, синхрон ная сульфидная минерализация, локализованная в неопротерозойских осадках, могла подвергаться максимальному воздействию захороненных хлоридных растворов экзо генного происхождения именно в эти периоды, а возможно и позднее — в триасе и юре. Такое предположение потребовало проведения дополнительных специализиро ванных металлогенических и изотопно-геохимических исследований.

II.1. МОРФОЛОГИЯ РУДНОГО ПОЛЯ Размещение многостадийной ртутно-серебряной минерализации в Имитерском руд ном поле (рис. II.1) контролируется одноимённой долгоживущей системой разрывных нарушений восток-северо-восточного направления протяжённостью 10 км, отчётли во фиксирующейся при дешифрировании космических снимков (рис. II.2).

Промышленные серебряные руды локализованы преимущественно в сцементиро ванных жильным кварцем и карбонатами зонах брекчий зеленокаменно изменённых углеродистых пелитов (чёрных сланцев) неопротерозоя (NP2), иногда проникая в несогласно залегающие на них базальные конгломераты вулканогенно-осадочной толщи NP3. Интенсивно минерализованные интервалы в зоне разломов прослежива ются по простиранию на 1–1,5 км. При бортовом содержании Ag (80 г / т) в эксплуати руемых рудных телах, выделяются четыре основных участка (см. рис. II.1).

Участок Imiter I — Nouvelle Carriere (см. рис. II.1) является частью древнейшей системы отработки серебряных руд и включает старый и большой карьеры.

Рисунок II.1. Геологическая карта рудного района Имитер (по материалам SMI, 2010) Рудные тела, локализованные в неопротерозойских метаосадочных образованиях, имеют горизонтальную протяжённость 800 м и прослеживаются на глубину до 250 м.

Среднее содержание Ag варьирует от 800 до 1200 г / т. Для термобарогеохимических исследований и определения физико-химических параметров минералообразования нами отобраны пробы минеральных парагенезисов из кварц-карбонатных жил и квар цевых прожилков рудоносных систем северного и южного падения как с поверхности, так и на горизонтах шахт PF (с отметками 1459, 1443, 1439, 1416, 1374, 1356 м н. у. м.) и PE (1416, 1398, 1357, 1338 м н. у. м.). На шахтных горизонтах отобраны образцы бога тых серебряных руд с ртутно-серебряными амальгамами в сером кварце (gris), пласти нами самородного серебра и прожилками аргентит-пираргирит-пруститового состава в розовом кавернозном доломите, пересечённом шестоватым и друзовым молочно белым кварцем.

Участок Colline B3 (см. рис. II.1) характеризуется самым высоким средним содер жанием Ag — 2500 г / т. Минерализация локализована как в неопротерозойских ме таосадочных породах NP2, так и в базальных конгломератах и туфах вулканогенно осадочной толщи NP3. Оруденение прослежено по простиранию на 350 м, на глуби ну — до 300 м. Отобраны штуфные пробы с минеральными парагенезисами серого кварца (gris), розового и белого доломита, шестоватого и друзового молочно-белого кварца, прожилков с ртутно-серебряными амальгамами и киноварью из брекчиевых жильных зон северного и юго-восточного падения, вскрытых на горизонтах шахты Puits III (с абс. отм. 1448, 1390, 1312, 1266 м н. у. м.).

Рисунок II.2. Структуры рудного района Имитер (космоснимок) Участок Puits IV (см. рис. II.1) находится в 3 км к востоку от металлургического комплекса SMI. Минерализация локализована как в неопротерозойских метаосадках NP2, так и в базальных конгломератах NP3. Промышленные руды образуют линзовид ное тело широтного направления протяжённостью 160 м и круто падающее под углом 70 90 на север. По вертикали тело прослежено на 200 м. Здесь нами отобраны про бы с шахтного горизонта 1320 м н. у. м. В процессе меркурометрического профилиро вания и геологических детализационных маршрутов на поверхности из кварцево жильных зон, расположенных к северу от шахтного ствола, отобраны штуфы окислен ных и полуокисленных «руд» с минеральными парагенезисами, содержащими суль фиды меди, свинца и цинка, блёклые руды, арсенопирит, герсдорфит и лёллингит.

Участок Puits V — Igoudrane (см. рис. II.1) на восточном фланге рудного поля.

Минерализация локализована в сдвиговых зонах среди пелитов NP2. Рудоконтроли рующая структура, представленная зоной брекчирования с прожилками кальцита без видимой минерализации продуктивной стадии, вскрыта протяжённой ( 50 м) древней выработкой и зафиксирована нами на поверхности газортутной аномалией интенсив ностью 1500 нг / м3 (см. подробнее разд. V). На шахтных горизонтах оруденение про слежено по горизонтали на 240 м, а буровыми скважинами и подземными выработка ми — на глубину более чем на 350 м. Рудные тела вскрыты и частично отработаны на горизонтах с абсолютными отметками 1400, 1332, 1318, 1241, 1208 м н. у. м. Разведан ные запасы серебра со средним содержанием 528 г / т оценены в 107 т (SMI, 2011).

Наземными маршрутами южнее участка Игудран в терригенной толще NP2 прослеже ны зоны брекчирования с кварцево-карбонатной минерализацией, содержащей вкрап ленность и прожилки сульфидов меди, свинца и цинка.

Часть таких минерализованных зон отрабатывалась в VIII–XII вв. н. э. древними рудокопами. Некоторые из жильных минерализованных зон фиксируются газортутной съёмкой в виде слабо контрастных аномалий.

Из отобранных проб изготовлены препараты минералов, которые в камеральный период изучены с помощью минералого-геохимических исследований методами ра мановской спектроскопии, газовой хроматографии, криометрии, лазерного микроана лиза, растрового электронного анализа, КР-спектроскопии. Исследование флюидных включений в минералах продуктивных стадий позволило определить физико-хими ческие параметры рудообразования и специфику условий отложения минералов в жильных системах различной кинематики.

II.2. ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В процессе геолого-структурных исследований в рудном поле месторождения Имитер выделены основные структурные элементы, изучены их пространственные взаимоот ношения и кинематические характеристики, составлена схема последовательности деформационных событий (рис. II.3, II.4). Кроме того, отобраны ориентированные об разцы для микроскопического изучения деформаций, уточнения их временных взаи моотношений и корреляции с процессами минералообразования;

проведена деталь ная структурная документация стенок карьеров, канав, штолен и шахт с целью увязки основных рудоконтролирующих структурных элементов с продуктивной по серебру жильно-прожилковой минерализацией рудных тел;

проведены массовые замеры структурных элементов для прослеживания основных рудоконтролирующих структур на участках Южный, Северный и Центральный Ташкакашт, на южном и северном флангах центральной части и на западном фланге рудного поля Имитер, к юго-западу и северо-востоку от участка Igoudrane (см. рис. II.1).

Основные этапы формирования структуры рудного поля Имитер. Анализ фондовых и опубликованных материалов и результаты наших исследований место рождения Имитер подтверждают, что одним из главных тектонических элементов, с эволюцией которых связана история формирования структуры рудного поля, является зона Имитерского субширотного долгоживущего разлома, вдоль которого фиксируют ся разновозрастные тектонические деформации.

Складчато-надвиговые деформации этапа D1 проявлены преимущественно в пес чано-сланцевых толщах и связаны с формированием термально-купольной антикли нали северо-восточного простирания. В пределах рудного поля фиксируется северное крыло этой антиклинали. Слоистость в слагающих её породах имеет устойчивые па дения к северу под углами 70–90, вплоть до опрокинутых. На отдельных участках мо ноклинальное строение толщ осложнено складками различного размера и разной морфологии, шарниры которых субгоризонтально или полого погружаются как на се веро-восток, так и на юго-запад (рис. II.5 А). В зонах надвиговых деформаций форми руются также мелкие флексурные складки (рис. II.5 B).

В карьере В8 (Colline B8) толща пелитов NP2 смята в коробчатую антиклинальную складку этапа D1 (рис. II.6). Антиклиналь срезана сбросами, вдоль которых пелиты NP2 контактируют с конгломератами NP3. Южный (сброшенный) их контакт интрудиро ван дайкой диоритов.

Элементы слоистости в конгломератах (см. рис. II.6, I A) в целом описывают Z-образную кулисную складку право-сдвигового типа этапа D3 с пологим погружением шарнира на северо-восток под углом 30. Параллельно осевой плоскости складки раз виты субвертикальные трещины кливажа (S3) северо-восточного простирания (см.

рис. II.6, I B). Большинство трещин кливажа минерализовано. Наиболее интенсивно кливаж проявлен вдоль сорванных границ между породами разного литологического состава, которые представляют собой зоны внутриформационных срывов мощностью первые метры. Разломы сбросовой кинематики и трещины кливажа, по-видимому, со ставляли основу сереброрудного штокверка, отработанного карьером В8.

Рисунок II.6. Восточная стенка карьера В (панорамный снимок и геологический разрез) На диаграммах (I и II) показаны: A — плотность распределения полюсов слоистости;

B — ориен тировка трещин (в изолиниях) и прожилков (крестики). Сетка Вульфа, верхняя полусфера.

В толщах тонко переслаивающихся песчано-глинистых разностей вдоль трещин кливажа фиксируются дифференцированные подвижки слоистости (рис. II.7) и фор мируются муллион-структуры (Задорожный, 2010). В парагенезисе со складчато-на двиговыми деформациями выступают кварцевые жилы и прожилки, часто с хлоритом и карбонатом, иногда с вкрапленностью пирита (см. рис. II.7 B). Межпластовые жиль но-прожилковые образования, приуроченные к сорванным контактам литологически разнородных пород, имеют наибольшее распространение среди зеленокаменно изме нённых и рассланцованных осадочных пород с дайками основного и среднего состава.

Жилы сложены серым перекристаллизованным кварцем и наследуют послойное рас сланцевание пород в виде характерных полосчатых текстур (см. рис. II.7 C). В пе литах вдоль сланцеватости пород часто фиксируется вкрапленность метакристаллов пирита кубической и кубооктаэдрической формы размером от долей миллиметра до 0,2 см. Иногда наблюдаются тонкие (1–3 мм) мономинеральные прожилки пирита или линзовидные сегрегации, уплощённые в плоскости рассланцевания.

В зеленокаменно изменённых вулканогенных породах NP3 фрагментарно развита линейность, образованная крупными (до 1–3 мм) кристаллами и агрегатами кордиери та. Минеральная метаморфогенная линейность по кордиериту более поздняя по от ношению к складкам и связана с внедрением гранодиоритов Igoudrane, которые «запечатывают» складчато-надвиговые деформации неопротерозоя, внедряясь в ба зальные гравелиты среднего кембрия.

Рисунок II.7. Структуры и жильно-прожилковая минерализация складчато-надвигового этапа деформаций D А — секущие взаимоотношения слоистости и сланцеватости (карьер В7).

B — будинированная кварцевая жила (участок Igoudrane).

C — изоклинальная складка в пелитах, замещённая вкрапленностью арсенопирита и Co-сульфо арсенидов (Colline B3, гор. 1300 м н. у. м.): игольчатые кристаллы не деформированы и развиваются по более раннему пириту, трещины сланцеватости (S1), параллельные осевой плоскости складки выполне ны кварцевыми прожилками с вкрапленностью, лёллингита, в интерстициях которых развиты более поздние галенит и сульфосоли серебра.

Сбросовые деформации этапа D2 связаны с формированием поверхности срыва, срезающей толщи песчано-сланцевого состава в начальный период накопления гру бообломочных толщ NP3 (рис. II.8). Пологая поверхность срыва фиксируется в осно вании конгломератов (см. рис. II.8 В, C). Разломы сбросовой кинематики и трещины кливажа составляют основу штокверка, отработанного карьером B8. Часто наблюда ется преломление кливажа, от косо секущего слоистость в песчаниках до практически субпослойного в пелитах.

_ Рисунок II.8. Характер сбросовых деформаций этапа D А — плохо сортированные грубообломочные толщи (конгломераты), накопившиеся в основании тектони ческих уступов.

В, C (фотография и схема) — контакт конгломератов NP3 и пелитов NP2 вдоль пологой поверхности срыва, нарушенный более поздними крутопадающими сбросами (юго-восточная стенка карьера B8).

D – G — в пелитах NP2 сбросы смещают ранние кварцево-жильные тела и сопровождаются (G) мелкой приразломной складчатостью северной вергентности, вдоль осевой плоскости складок развиваются по логие и горизонтальные трещины кливажа (S2).

Более поздние крутопадающие разломы сбросовой кинематики установлены в разрезах вулканогенно-осадочных толщ к северу от Имитерской зоны разломов (см.

рис. II.8 D – G). Сформированы они в результате растяжения, ориентированного в субмеридиональном направлении и сопровождались становлением вулканотектони ческой структуры — грабена, в строении которого участвуют покровы вулканитов, экс трузивные тела и гипабиссальные интрузивы.

Рисунок II.9. Характер право-сдвиговых деформаций этапа D в песчано-сланцевых толщах (NP2) А (уэд Tachkakkacht) — присдвиговая Z-образная складка с субвертикально погружающимся на север северо-восток шарниром (b = 10, 75) и кливажем осевой плоскости S3.

В (точка наблюдений Im-36) — кварцевая жила, смятая в асимметричную Z-образную складку с круто падающим на север шарниром (b = 0, 60).

Правосдвиговые деформации D3 проявлены, как уже отмечалось выше (см.

рис. II.3), во всех изученных комплексах и связаны с перемещениями по крутопадаю щим разломам восток – северо-восточного простирания и сопровождаются субверти кальными трещинами кливажа c азимутом падения 110–130 и углами падения 70–90.

Трещины группируются в зоны трещиноватости и обычно выполнены наиболее позд ней кварцево-карбонатной с баритом минерализацией, часто содержащей прожилки и вкрапленность галенита, сфалерита, халькопирита, блёклых руд и пирита. При этом характер строения разрывных структур и проявления сдвиговых деформаций сущест венно зависит от состава пород, в которых они развиваются.

В песчано-сланцевой толще разломы сдвиговой кинематики часто совпадают с элементами слоистости и рассланцевания пород или секут их под небольшим острым (1015) углом, не имеют резких ограничений и рассредоточены вдоль многочислен ных межпластовых плоскостей скольжения и сланцеватости (рис. II.9 A). Межпласто вые кварцевые жилы и прожилки будинированы, разорваны, смяты в асимметричные складки право-сдвигового типа с шарнирами, круто погружающимися к север-северо востоку (см. рис. II.9 В). На поверхности слоистости и сланцеватости фиксируются ко сые борозды и зеркала скольжения. Разломы сопровождаются маломощными (первые метры) зонами смятия и дробления пород глинисто-щебнистого состава, материал ко торых слабо минерализован и интенсивно окислен.

В конгломератах разломы право-сдвигового этапа деформаций проявлены в виде невыдержанных по мощности зон дробления, часто сменяющихся по простиранию системой тесно сближенных притёртых трещин с глинкой трения. Между плоскостями сближенных трещин развиты прожилки кварц-карбонатного состава, огибающие или рассекающие гальку и глыбы в конгломератах и образующие на их окончаниях расхо дящиеся пучки прожилков или гнёзда неправильной формы. Толща конгломератов смята в крупные Z-образные (в плане) складки шириной до 200–300 м, которые уста навливаются прямыми наблюдениями за слоистостью пород (напр., за прослоями песчаников, направлением уплощения гальки и др.). Проявлены складки конической геометрии, расчётные шарниры которых погружаются в северо-западном и северо восточном направлениях под углами 30–40.

В гранодиоритах массива Игудран право-сдвиговые деформации проявлены не равномерно — как в виде единичных поверхностей скольжения, так и в виде их груп пировок, которые часто сближаются и сливаются в зоны рассланцевания (рис. II.10 A).

В осевой части таких зон наблюдаются разновеликие линзовидные (Z-образные) бло ки скольжения размером от десятков сантиметров до первых метров. При этом в цент ральных частях некоторых блоков первичные магматические структуры могут быть слабо затронуты процессами динамометаморфизма. На участках рассланцевания по роды подвергаются преобразованию в милониты и протомилониты с отчётливо выра женной деформационно-полосчатой текстурой. По структурно-морфологическим при знакам эти структуры в магматических породах соответствуют S-C-тектонитам (см.

рис. II.10 A).

В вулканогенно-осадочных толщах разломы право-сдвиговой кинематики пред ставлены субвертикальными зонами дробления и смятия мощностью от первых мет ров до 10–20 м. Внутри зон дробления отдельные чётко выраженные сместители пе ремежаются с участками грубого рассланцевания пород или в разной степени мине рализованными брекчиями.

Рисунок II.11. Характер левосдвиговых деформаций этапа D в песчано-сланцевых толщах NP А — S-образная складка с субвертикальным шарниром (уэд Икрис). В — кварцевые прожилки, выпол няющие трещины отрыва в зоне левостороннего сдвига (уэд Tachkakkacht).

Левосдвиговые деформации D4 также проявлены во всех изученных комплексах (песчано-сланцевой толще NP2, конгломератах NP3, гранитоидах массива Igoudrane, вулканитах NP3) вдоль разломов северо-восточного простирания по азимуту 50–75.

Для них характерны те же особенности, что и для правосдвиговых деформаций в раз личных структурно-вещественных комплексах неопротерозоя (рис. II.11).

Вдоль разломов фиксируются мелкие S-образные (в плане) складки с крутопада ющими шарнирами преимущественно на запад-юго-запад под углами 60–80. В такие же складки изогнуты ранние кварцево-жильные тела и синкинематичные дайки основ ного и кислого состава. Дайки выполняют как межслоевые границы скольжения, так и полости отрыва, возникающие внутри слоёв при их левосдвиговом проскальзывании.

Разломы сопровождаются зонами дробления, в которых локализуются мощные (до 1 м) жилы кварц-сидеритового состава.

Жилы полосчатой брекчиевой текстуры сложены на 70–90 % крупнокристаллическим сидери том и анкеритом. Кварц фиксиру ется в зальбандах жил в виде маломощной оторочки или внут ри жил в виде отдельных полос, чередующихся с карбонатами (сидеритом, анкеритом, кальци том, доломитом). Близкая на правленность левых и правых сдвигов часто приводит к активи зации одних и тех же разрывных структур на разных этапах де формаций, в результате чего:

1 — в замках относительно круп ных S-образных складок фикси руются более мелкие Z-образные складки и, наоборот, при этом осевые поверхности ранних складок вторично сминаются, об разуя складки колчановидного облика;

2 — вдоль одного разло ма могут фиксироваться как пра во-, так и левосдвиговые пере Рисунок II.13. Структурные условия локализации мещения, которые устанавлива ртутно-серебряного оруденения в рудном поле Имитер ются по разновозрастным марки A — формирование двух генераций кливажа в процессе рующим телам — правосдвиго складчато-надвиговых деформаций этапа D1: S1 — субвер- вые смещения ранних кварцевых тикальная сланцеватость, параллельная осевым плоскостям жил и левосдвиговые смещения региональных складок широтного направления;

S1–2 — поло- даек;

3 — на участках пересече гие трещины кливажа, параллельные осевым плоскостям ния трещинами кливажа осевой мелких складок, сопровождающих надвиги. На рудном этапе плоскости правосдвиговых (с аз.

D5 происходит раскрытие и минерализация пологих и суб вертикальных кливажно-трещинных структур этапа D1 в ре- падения 110–130, 70–90) и левосдвиговых (с аз. пад. 210– зультате сбросовых перемещений в обстановке растяжения.

230, 70–90) складок форми B — раскрытие и минерализация трещин кливажа в осевой плоскости (S3) правосдвиговых складок этапа D3: происхо- руется кливаж плойчатости (рис.

дит в обстановке растяжения, сформированной в результате II.12 E, F), который на отдельных поздних лево-сдвиговых перемещений по субширотным раз- участках трансформируется в но ломам на рудном этапе D5. вообразованную (милонитовую) C — раскрытие и минерализация трещин кливажа осевой полосчатость.

плоскости (S4) левосдвиговых складок этапа D4 осуществ- Более поздние деформации ляется в обстановке растяжения, сформированной в резуль- связаны с малоамплитудными тате поздних правосдвиговых перемещений по разломам сдвиговыми перемещениями по северо-восточного направления на рудном этапе D5. разломам север-северо-восточ ного (по аз. 20–40) и север-северо-западного (по аз. 345–330) направлений и пред ставлены зонами повышенной трещиноватости. Эти трещины сформировались как трещины кливажа осевой плоскости правосдвиговых и левосдвиговых складок.

В дальнейшем они активизировались как трещины скола, на поверхности которых ши роко развиты косые борозды и зеркала скольжения, фиксируются горизонтальные смещения жильных тел и даек основного состава с амплитудой от первых сантимет ров до 20 м. Трещины группируются в зоны трещиноватости мощностью в десятки метров, которые часто осложняют строение рудоконтролирующих зон. Внутри ру доконтролирующих зон такие трещины протяжённостью первые десятки метров обыч но минерализованы и часто выполнены продуктивными ассоциациями с самородным серебром, но самостоятельных рудных тел не образуют.

Продуктивные рудные тела рудного поля Имитер образовались в обстановках (дуплексах) растяжения (рис. II 13;

см. также рис. II.3), сформированных при взаи модействиях левых субширотных и правых северо-восточных сдвигов.

Дуплексы растяжения возникают в области кулисного перекрытия разрывов сдви говой кинематики — при правоступенчатом эшелонировании для правых и при лево ступенчатом для левых сдвигов. Это приводит к развитию сбросов и раздвигов внутри дуплексов растяжения, а также повторному раскрытию и минерализации многочис ленных структурных форм предшествующих этапов деформаций, чем обусловлен штокверковый характер участков с богатым серебряным оруденением.

Микроисследования прожилков (рис. II.14) штокверковых зон месторождения Ими тер показывают, что формирование их трещинного каркаса и развитие серебряной минерализации разорвано во времени и характеризуется разными структурными условиями образования. Главная структурообразующая роль в формировании што кверков принадлежит трещинам кливажа и сланцеватости, образующимся на разных стадиях деформаций песчано-сланцевых толщ формации NP2 (кливаж осевой плоско сти региональной складчатости, кливаж присдвиговых Z- и S-образных складок и др.).

Трещины кливажа и сланцеватости группируются в зоны трещиноватости, которые обеспечивают значительную нарушенность геологического объёма. Однако механизм их формирования обусловлен стресс-метаморфическими преобразованиями пород при сжатии, что не позволяет напрямую связывать процессы кливажирования и рудо образования. Минерализация трещин кливажа и сланцеватости связана с последую щими стадиями деформаций, когда они попадают в обстановку растяжения, раскры ваются и выполняются более поздними сереброрудными минеральными ассоциация ми. Масштабы развития сереброрудной минерализации определяются масштабами проявления обстановок растяжения, контролирующихся сдвиговыми деформациями вдоль зоны Имитерского разлома.

Рудная зона, вскрытая Nouvelle Carriere, как уже отмечалось выше, приурочена к структурам растяжения северо-восточного простирания в области перекрытия двух субширотных левосторонних сдвигов (см. рис. II.4). Серебряная минерализация лока лизуется среди крутопадающих (под углами 65–85) к северо-западу интенсивно рас сланцованных глинистых пород (пелитов NP2) с прослоями песчаников мощностью до 10–15 м. Падение пород вскрытой карьером части разреза осложнено мелкими флек сурными складками южной вергентности, ориентировка и характер асимметрии кото рых свидетельствуют о взбросовом типе перемещений в процессе складчатости.

В пределах рудной зоны, наряду со «взбросовыми» складками южной вергентности, широко развиты «сбросовые» складки северной вергентности. При этом шарниры как «взбросовых», так и «сбросовых» складок полого погружаются к востоку. Сбросовые перемещения сопровождались раскрытием многочисленных субвертикальных трещин сланцеватости и выполнением их сереброрудной минерализацией в виде прожилков кварц-карбонат-сульфидного состава. Прожилки группируются в штокверковую зону мощностью до 40 м в средней части карьера и сужающейся к поверхности до 7–10 м.

Участок Igoudrane (Puits V) локализован в структурах растяжения северо-запад ного простирания (по азимуту 300), сформированных в области перекрытия разломов правосдвиговой кинематики восток–северо-восточного простирания (по азимуту 70–80) (рис. II.15–II.17;

см. также рис. II.3).

Вдоль разломов развиты дайки андезитов, внедрявшиеся вдоль межпластовых границ скольжения и трещин отрыва, возникающих внутри пластов на этапе ранних левосдвиговых деформаций. Изучение таких даек позволило установить разнона правленный характер сдвиговых перемещений по разломам. При этом на дневной по верхности и на шахтных горизонтах фиксируются одни и те же структурные элементы (см. рис. II.15), сформированные в области растяжения, что позволяет использовать их в качестве критерия для выделения в рудном поле площадей, перспективных на выявление слепых (не вскрытых эрозией) сереброносных зон. Это очень важный ре зультат геолого-структурного анализа, поскольку обнаружение выходящих на поверх ность новых рудных тел с серебряной минерализацией промышленного типа весьма маловероятно в районе с высокой степенью изученности. Поздние деформации даек связаны с правосдвиговыми перемещениями по разломам, о чём свидетельствует ха рактер их тектонического разлинзования.

Рудные тела участка Igoudrane локализуются между разломами, вмещающими дайки. Оруденение залегает среди рассланцованных пород глинистого состава, пада ющих к северу под углами 60–80 и осложнённых по падению мелкими флексурными складками взбросового типа южной вергентности, сопровождающихся пологими тре щинами кливажа их осевой плоскости (с азимутом падения 150–170, 10–20).

В подземных выработках шахты Igoudrane в пределах рудных интервалов наблюдает ся наложение поздних сбросовых деформаций на сланцеватость в виде складок «сбросового» типа обратной северной вергентности (см. рис. II.15 III). Сбросовые пе ремещения сопровождались раскрытием многочисленных субвертикальных трещин сланцеватости (F1) и их выполнением прожилками кварц-карбонат-сульфидного со става с сульфосолями серебра (см. рис. II.15 I–B). В одной из выработок (на горизонте абс. отм. 1244 м н. у. м.) установлены сбросовые деформации дайки андезитов, в ле жачем боку которой развиваются минерализованные кварц-кальцитовые прожилки с самородным серебром (см. рис. II.16).

Структуры кливажа и сланцеватости широко проявлены на поверхности в виде су хих притёртых трещин (см. рис. II.17 А и II.15 I–А). Под острым углом к сланцеватости, на отдельных интервалах — наследуя её, развиты зоны брекчирования, часто ступен чатого строения (см. рис. II.17 В). Розовый доломит цементирует угловатые обломки сланцев, не обнаруживающие следов вращения или окатанности. На отдельных ин тервалах брекчирование проявлено в виде тонких ( 1 мм) трещин разной ориентиров ки, выполненных доломитом с вкрапленностью галенита и самородного серебра (см. рис. II.17 C).

Мелкие флексурные складки этапа D1 (см. рис. II.17 А) сопровождаются пологими трещинами кливажа (S1–2) южного падения. В пределах рудных интервалов эти склад ки минерализованы (см. рис. II.17 В, С), складчатые изгибы слоёв выполнены прожил ками розового доломита с вкрапленностью галенита.

На участке Colline B3 жильные тела приурочены к пологим и субгоризонтальным поверхностям скольжения (cместителям) трещин кливажа (рис. II.18). На участках юж ного падения фиксируется взбросовый тип перемещений, на участках северного — сбросовый, в целом отражающие общее перемещение пород с юга на север в обста новке растяжения (см. также рис. II.17).

_ Рисунок II.15. Структурные особенности участка Igoudrane (Puits V) I–А, поверхность — присбросовая мелкая складчатость рассланцованных пелитов;

I–B, шахта, гор. -180 м — её минерализованные фрагменты в зальбанде карбонат-галенитовой (Crb+Gl) жилы.

II–А, поверхность — сбросовое смещение ранней кварцевой жилы на поверхности;

II–B, в шахте, гор. -220 м — минерализованная (розовый доломит (Dol) + галенит (Gl)) сбросовая структура.

III–А, поверхность — дайка андезитов, изогнутая в результате сбросовых деформаций;

III–B, в шахте, гор. -180 м — минерализованная зона карбонат-сульфидного (Gl + Sph + + сульфосоли Ag) прожилкования, сформированная в процессе сбросовых деформаций в лежачем боку дайки.

Рисунок II.16. Пластина самородного серебра в кварц-кальцитовой жиле в лежачем боку дайки андезитов (Igoudrane, гор. -180 м) Рисунок II.17. Сравнение однотипных структурных деформаций, выявленных на поверхности и на шахтных горизонтах A, на поверхности — мелкие флексурные складки этапа D1 сопровождаются пологими тре щинами кливажа S1–2 южного падения.

B, в шахте — в пределах рудных интервалов флексурные складки минерализованы, а складча тые изгибы толщ выполнены прожилками розово го доломита (Dol) с вкрапленностью галенита (Gl).

C, в шахте — к трещинам кливажа приурочены пологие карбонатно-сульфидные (Crb-Slf) жилы с галенитом (Gl), сфалеритом (Sph), сульфосо лями серебра и самородным серебром.

Жилы сложены розовым доломитом и более поздним кварцем-gris, содержат вкрапленность и гнёзда галенита, сфалерита, сульфосолей серебра и самородное се ребро. В лежачем боку одной из таких жил карбонатные прожилки секут раннюю кварц-хлоритовую жилу (см. рис. II.18 А, D), нарушенную дорудными надвиговыми по движками.

Подводя итог сказанному выше, следует ещё раз подчеркнуть, что структурные критерии выделения перспективных зон определяются выявлением локальных обста новок растяжения в зонах сдвиговых деформаций, проявленных вдоль Имитерской системы разломов, а также вдоль отдельных разрывов (F0, F1, F2), ориентированных параллельно или под острым углом к ним.

Сдвиговые деформации развиваются на уже структурированном субстрате отло жений NP2 и NP3.При этом в обстановках растяжения раскрываются, главным обра зом, структурные формы предшествующих этапов деформаций (кливаж, сланцева тость, пологие срывы), которые выполняются более поздней серебряной минерализа цией (см. рис. II.3 и II.13). Обстановки растяжения фиксируются в виде зон устойчи вых во времени («долгоживущих») сбросовых деформаций, накладывающихся на структурные формы всех предшествующих этапов деформаций, — на складки сбросо вого типа северной вергентности, обратные по отношению к складчато-надвиговым структурам южной вергентности, а также на разломы сбросовой кинематики, смеща ющие ранние кварцево-жильные тела и деформирующие дайки основного и кислого состава. Ширина подобных зон сбросовых деформаций превышает мощность рудных тел в несколько раз. Так, по данным структурных исследований, ширина такой зоны в Nouvelle Carriere составляет 100 м, а на участке Igoudrane — 150 м. При этом, структуры растяжения, в отличие от рудных тел, проявляются как в подземных выра ботках участка Igoudrane, так и на поверхности, что позволяет использовать их в каче стве поискового критерия для поиска не вскрытых эрозией рудных тел с ртутно серебряной минерализацией промышленного типа.

На северо-восточном фланге рудного поля Имитер (севернее шахтного поля Igoudrane, между координатами 3121,523 – 3120,918 с. ш. и 539,887 – 541,381 з. д.) прослежены по простиранию две субпараллельные протяжённые ( 3-х км при мощно сти от 10 см до 5 м) брекчиево-жильные зоны юго-восточного падения (рис. II.19;

см.

также рис.VI.16, с. 176).

Брекчия гидротермально изменён ных пород сцементирована кварц-ба рит-карбонатной крустификационной жильной массой с галенитом, сфалери том, халькопиритом, блёклыми рудами, на отдельных участках — с герсдорфи том. В зоне окисления развиты церус сит, смитсонит, малахит, аннабергит, скородит, лимонит, гидроокислы мар ганца, «сухари» с марганцовистыми се ребросодержащими «чернями». На вос точном фланге эти жильные зоны лока лизованы в гранодиоритах массива Igoudrane, в центральной части — пере секают контакт гранодиоритов с агло Рисунок II.19. Брекчии гидротермально мератовыми туфами NP3 и прослежи изменённых пород, сцементированных ваются к западу до слияния уэдов Tach минерализованной карбонатной массой kakkacht и Igoudrane. В правом борту (фрагмент обнажения на юго-западном фланге уэда Igoudrane жильная зона сечёт аг жильной зоны уч. Северный Игудран) ломератовые туфы смешанного соста ва, которые подстилаются базальными конгломератами вулканогенной толщи NP3, залегающей в 150 м южнее с угловым несогласием на пелитах NP2 и прорываю щих их гранодиоритах массива Tachkakkaсht.

Рисунок II.20. Взаимоотношения гранодиоритов ( — A, B), трахириолит-порфиров ( — C) и долеритов (µ — D) с вулканитами NP3 и терригенно-карбонатными отложениями Є Вулканогенная толща NP3 в северо-восточной части рудного поля Имитер пере крывается с несогласием фаунистически охарактеризованными терригенно-карбонат ными отложениями среднего кембрия, а также прорывающими их гранитоидами мас сива Igoudrane (рис. II.20 А, B). Массив гранитоидов Igoudrane, в свою очередь, про рван некками — многокорневыми аппаратами вулканоплутонических построек трахи риолит-порфиров и долеритов (см. рис. II.20 С). Они, вероятно, продуцировали квар цевые фельзит-порфиры и трахириолит-порфиры субвулканического облика, залега ющие на размытой поверхности гранодиоритов. Некки трахириолит-порфиров иногда секутся маломощными дайками диабазов и кварц-барит-карбонатными жилками с гнёздами и вкрапленностью галенита и халькопирита. Одна из апофиз некка трахи риолит-порфиров пересечена дайкой пиритизированного долерита северо-восточного простирания по азимуту 40 (см. рис. II.20 D). Дайкообразные апофизы некков иногда прослеживаются в гранодиоритах до подошвы горизонта пелитоморфных ракушняко вых известняков среднего кембрия, в которые внедряются в виде силлообразных залежей мощностью до 6–8 м. В одном из обнажений трахириолит-порфирами «съедены» базальные мелкогалечные гравийные конгломераты среднего кембрия.

Вместе с тем, окатанные валуны гранодиоритов и гравийные обломки гидротермально изменённых пород зафиксированы в базальных конгломератах и пелитоморфных из вестняках кембрия.

В пробе-протолочке из базальных слоёв среднего кембрия в контакте с прорыва ющими их гранодиоритами минералогическим анализом, наряду с кварцем, гидротер мально изменёнными породами и баритом, установлено присутствие рудных минера лов (галенита, пирита, арсенопирита) и минералов зоны окисления — малахита, гёти та и др. Кроме того, в концентрате обнаружены знаки серебра.

Рисунок II.21. Терригенно-карбонатные отложения Є2, прорванные гранитоидами массива Igoudrane () (в правой части фотографии — секущая их кварц-барит-карбонат-полиметаллическая жила повышенной ртутоносности) В северо-восточной части рудного поля Имитер закартирована также разрывная (сбросовая) структура субширотного простирания, cмещающая на 50–70 м по верти кали пелитоморфные известняки с базальными гравелитами и глауконитовыми алев ропесчаниками среднего кембрия, залегающими в контакте с гранодиоритами массива Igoudrane. Этот сброс вмещает кварц-барит-карбонатную жильную зону южного паде ния (аз. пад. 180, угол падения 55) протяжённостью 700 м и мощностью от 1 до 9 м (рис. II.21). Базальный горизонт среднего кембрия, прорванный гранитоидами, сбро шен по этой разрывной структуре на 50 м, а в её северном крыле вновь обнажены гранодиориты. Кварц-барит-карбонатная жильная зона (см. рис. II.21) фиксируется га зортутной аномалией воздуха интенсивностью до 500 нг / м3 (см. подробнее разд. V), а в кварц-барит-карбонатных прожилках наблюдается обильная вкрапленность галени та, халькопирита, теннантита, пирита.

В интервале координат 3121,577 с. ш. и 542,255 з. д. – 3121,617 с. ш. и 542,209 з. д. терригенные отложения среднего кембрия рассечены кварцево-жильной зоной северного падения (с аз. пад. 350 под углом 75) крустификационного выпол нения с друзами горного хрусталя. В жильной массе наблюдаются ксенолиты глауко нитовых алевропесчаников Є2 и гнёзда травяно-зелёного хлорита. Посткембрийские брекчиево-жильные зоны с сереброносными минеральными парагенезисами зафикси рованы на северном фланге рудного поля Имитер. Они имеют секущие взаимоотно шения с интрузивами гранитоидов и относительно разновозрастными дайками основ ного, среднего и кислого состава. Подобные же взаимоотношения даек с секущими их жильными парагенезисами ртутно-серебряного оруденения (рис. II.22) также задоку ментированы в подземных выработках Puits V Igoudrane, PF, PE, P III, Colline B3.

Рисунок II.22. Жилы сереброносного розового кавернозного доломита (Dol), секущие чёрные графитизированные пелиты (Phe) и прорывающую их дайку диабазов (µ) Картирование на поверхности и документация в подземных выработках секущих взаимоотношений минерализованных зон с вмещающими их породами и, особенно, дайками основного и кислого состава служат неоспоримым доказательством постмаг матического образования гидротермального низкотемпературного ртутно-серебряного оруденения в рудном поле Imiter.

III. МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ Различные схемы последовательности тектономагматических событий и рудообразо вания в рудном поле Имитер, в т. ч. становления относительно разновозрастных комп лексов даек различного состава, предложены рядом исследователей этого уникально го объекта (Vargas, 1983;

Guillou et al., 1988;

Popov, 1995;

Popov et al., 1986;

Baroudi et al., 1999;

Etat…, 2010 а, б и др.). Для уточнения некоторых дискуссионных вопросов нами отобраны пробы горных пород из относительно разновозрастных магматических комплексов и минеральных парагенезисов из пересекающихся жильных систем как на поверхности в детализационных маршрутах, так и при изучении таких взаимоотноше ний в подземных выработках. Особое внимание уделялось отбору проб из гидротер мальных образований, и, в первую очередь, индикаторных минералов — кварца, кар бонатов и барита разных этапов и стадий минералообразования, продуктивных по се ребру. Опробованы, кроме того, дорудные будинированные кварцевые малосульфид ные жилы, а также пострудные кварц-карбонатно-баритовые и хлорит-кварцевые жи лы. В шахтах P III, PF, PE, Colline B3, P V Igoudrane на всех горизонтах из доступных выработок взяты образцы из сереброносных тел.

Рудные тела с продуктивной ртутно-серебряной (Hg-Ag) минерализацией в боль шинстве своём локализованы в брекчиево-жильных зонах крутого (под углами 70–85) северного и относительно пологого (50–65) юго-восточного падения, локализованных чаще всего в чёрных графитизированных пелитах NP2. Во вмещающих рудные тела осадочных породах, метаморфизованных в зеленокаменной фации, широко развита минерализация сульфидов (пирит, марказит) и сульфоарсенидов железа (арсенопи рит), часто секущая как слойки, так и сланцеватость. Из жильных зон, сложенных белым кальцитом, желтоватым анкеритом и коричнево-жёлтым сидеритом, розовым и беловато-жёлтым доломитом, отобраны штуфные пробы. Карбонаты в таких зонах цементируют обломки брекчий чёрных пелитов, содержат прожилки и вкрапленность арсенопирита, сульфидов железа и меди, сульфосолей свинца, цинка и серебра, пластинки, вкрапления и плёнки самородного серебра, в т. ч. ртутистого.

В шахтах Р III (горизонт с абсолютной отметкой 1208 м н. у. м.) и PF (горизонты 1393 и 1373 м н. у. м.) отобраны пробы из жил с серым «рисовидным» кварцем-gris, содержащим Hg-серебро, а также из друз молочно-белого кварца и розового доломи та, из которых изготовлены препараты для термобарогеохимических исследований флюидных включений, определения физико-химических параметров рудообразования и других аналитических исследований.

Результаты выполненных исследований подтвердили, что рудное поле Имитер формировалось в течение длительной геологической истории, в которой отчётливо выделяется несколько разновозрастных этапов образования минеральных парагене тических ассоциаций (рис. III.1). Из этого рисунка видно, что, несмотря на некоторые различия в количестве выделяемых этапов и стадий у разных исследователей нашей группы, в целом полученные схемы принципиально очень похожи.

Приведённая ниже характеристика особенностей рудоотложения и последова тельности минералообразования соответствует преимущественно второй парагенети ческой схеме (см. рис. III.1 B), согласно которой рудное поле Имитер сформировано в четыре этапа.

Первый (неопротерозойский) этап (3 стадии): 1-я стадия — доскладчатый парагене зис представлен рассеянной послойной вкрапленностью, шлирами и тонкими про жилками пирита и марказита в графитизированных чёрных пелитах NP2;

2 — обра зование кварцевых, часто «будинированных» жил с калиевым полевым шпатом, хлоритом и пиритом (иногда с молибденитом);

3 — пирит-пирротиновая минерали зация, подобная проявленному на месторождении Bou Madine колчеданному ору денению, с более поздними жилами железистого (Fe-Dol)-доломита, которые встречаются как в рудном поле Bou Madine, так и на месторождении Имитер.

Второй (кембрийский) этап (4 стадии): 1 — проявление вкрапленной Ni-Co сульфоарсенидной минерализации в графитизированных чёрных пелитах NP2;

2 — кварцевые жилы с лёллингитом и арсенопиритом;

3 — гидротермальная полиме таллическая (Pb-Zn) минерализация в кварцевых жилах;

4 — представлен низко температурными кварц-карбонат-баритовыми жилами (с доломитом кремового цвета — «палевым карбонатом», и баритом красновато-розовой и беловато-серой окраски) с галенитом, сфалеритом, халькопиритом, герсдорфитом, блёклыми ру дами (часто серебросодержащими) и акантитом.

Третий (пермь-триасовый) продуктивный (или серебряный) этап 3-хстадийной ртутно-серебряной минерализации в рудном поле Имитер накладывается на все минеральные парагенезисы предыдущих этапов. По новейшим изотопно-геохими ческим данным, полученным в аналитических лабораториях СО РАН Ar / Ar мето дом, его возраст определён как ранний триас.

Четвёртый (юрский?) пострудный этап представлен малочисленными кварц-бари товыми и кварц-карбонатно-баритовыми жилами с хлоритом и, иногда, с убогой вкрапленной пирит-халькопирит-сфалерит-галенитовой минерализацией, пересе кающей в подземных горных выработках жилы третьего этапа с Hg-Ag рудами, а на поверхности — вулканиты NP3 и терригенно-карбонатные отложения среднего кембрия.

Пиритовый, Ni-Co-сульфоарсенидный и арсенопиритовый минеральные парагене зисы (стадии) первого и второго этапов выделены в рудном поле Имитер впервые, остальные с той или другой последовательностью отложения выделялись в ранее разработанных схемах рудообразования (Popov et al., 1986, 1989;

Popov, 1995;

Ba roudi, 1999, 2002;

Levresse, 2001, Tuduri et al., 2006 и др.).

III.1. МИНЕРАЛИЗАЦИЯ НЕОПРОТЕРОЗОЙСКОГО ЭТАПА Как уже отмечалось выше, дислоцированные и метаморфизованные в зеленосланце вой фации неопротерозойские терригенные толщи NP2 и вулканогенно-осадочные об разования NP3 содержат рассеянную вкрапленную и прожилковую сульфидную мине рализацию, синхронную как накоплению стратифицированных образований, так и пе риодам их участия в складкообразовании.

Минерализация 1-го этапа в пелитах (чёрных сланцах) NP2. Деформированные при смятии прожилки пирита в чёрных сланцах подтверждают их доскладчатое обра зование (рис. III.2).

Ранние кварцевые жилы с хлоритом, калиевым полевым шпатом и пиритом (рис.

III.3;

см. также рис. III.1) сопровождаются ореолами гидротермально изменённых хлоритизированных пород.


Образование таких жил, вероятно, связано с неопротерозойским магматизмом, да тируемым в возрастном интервале 778–565 млн л. В этот период происходило станов ление интрузивов гранодиоритового состава и(или) формирование покровов андези товых лав позднего неопротерозоя NP3.

Рисунок III. A — диагенетический пирит (Py) в чёрном пелите (Phe) NP2 (P V Igoudrane, гор. -300 м);

В — прожи лок пирита в чёрных пелитах, деформированный при смятии (Colline B3, гор. -300 м).

Рисунок III. A — дорудная кварцевая (Q1) жила с хлоритом (Chl) и пиритом (Py) (шх. Р IV);

B — кварц-пиритовые прожилки пересекают слоистость в чёрных пелитах (Phe) (скв. IC.L6.75N).

Рисунок III.4 (Imiter, шх. Р IV, 1320 м н. у. м.) А — кварц-пиритовые (Q1+Py) прожилки раздроблены и смещены в результате наложения последую щих сереброносных стадий;

В — кварцевые прожилки с ртутистым серебром (Q+HgAg) 3-го этапа ми нералообразования наложены на кварц-хлоритовую жилу.

В зальбандах кварц-хлоритовых жил отмечаются гнездовые скопления пирита и шлиры биотита метаморфического происхождения. Наличие высокотемпературного кварца (мориона) и биотита свидетельствует об относительно высоких температурах гидротермального процесса образования этих жил. Прожилки, выполненные кварц пиритовым агрегатом с хлоритом, секут слоистость в пелитах (см. рис. III.3 B). Пирит в них раздроблен, а прожилки пересечены более поздними жилками последующего (3-го, продуктивного по Ag, см. рис. III.1) этапа рудообразования с арсенопиритом и ртутистым серебром (рис. III.4).

Рисунок III.5 (месторождение Bou Madine) А, B — прожилки мелкозернистого кварца с гале нитом и сфалеритом (Q+Gl+Sph) и кварцевый прожилок с новообразованным пиритом (Q-Py), секущие пиритовую руду (Py);

С — замещение пирротина марказитом (Mrk) при наложении на пирротин-пиритовую руду кварцевых прожилков с галенитом и сфалеритом.

Рисунок III.6 (Центральный Имитер) Взаимоотношения пирита раннего (неопротерозойского) этапа минерализации с кварц-лёллингит-арсено пиритовым парагенезисом второго рудного этапа: А — шх. PF, 1443 м н. у. м.;

В — шх. РЕ, 1416 м н. у. м.

Пиритовая минерализация 1-го этапа в рудном поле Имитер аналогична ранней пиритовой минерализации оруденения месторождения Bou Madine (рис. III.5). В Nou velle Carriere она проявлена фрагментарно в виде обломков пиритовых агрегатов, раздробленных массивных пиритовых руд и пиритизированных гидротермально изме нённых пород в доломите серебряного этапа.

В составе пирита первого этапа в рудном поле Имитер иногда содержится до 1,5 мас. % As и характерные примеси Pb и Zn (прил. III.1 и III.1 A), в то время как пирит месторождения Bou Madine более высокомышьяковистый и, по опубликован ным данным (Abia et al., 2003), содержание мышьяка в нём достигает 2–3 мас. %. Раз дробленные агрегаты имитерского пирита (рис. III.6) пересечены кварцевыми прожил ками с лёллингитом и арсенопиритом, а также кварцевыми жилками с галенитом и сфалеритом 2-го этапа минерализации (см. рис. III.1).

Рисунок III.7 (месторождение Bou Madine) А — прожилки позднего молочно-белого кварца со сфалеритом (Q+Sph) пересекают пиритовый агрегат и секущие его галенит-сфалеритовые (Gl Sph) прожилки более ранних парагенезисов;

В — пиритовые метасоматиты (Py-Mtsm) рассечены прожилком белого кварца со сфалеритом.

Рисунок III.8 (Bou Madine) Самородное золото в полиметаллической руде На месторождении Bou Madine ранняя пиритовая минерализация (пиритовые ме тасоматиты) также сменяется более поздними стадиями с арсенопиритом, галенитом и сфалеритом. Кроме того, здесь проявлена ещё одна, более поздняя, стадия молоч но-белого жильного кварца с пиритом и сфалеритом, которая сечёт прожилки более ранних генераций (рис. III.7). Вокруг колчеданных руд Bou Madine развиты гидротер мально-изменённые хлорит-гидрослюдистые породы зеленовато-серого цвета с рас сеянной вкрапленностью пирита. В рудах месторождения в галенит-сфалеритовом аг регате, цементирующем пирит, присутствует золото (рис. III.8).

Метасоматиты, аналогичные проявленным на месторождении Bou Madine, обна ружены и в рудном поле Имитер — в шахтах PF, 1443 м н. у. м.;

PE, 1416 м н. у. м.;

Р III;

южнее шахты В3;

на участке Игудран. Чёрные пелиты с вкрапленностью пирита и пиритовые метасоматиты 1-го этапа пересекаются кварц-арсенопиритовыми и кварц галенит-сфалеритовыми прожилками и встречаются в виде обломков в жилах с лёл лингит-арсенопиритовой и галенит-сфалеритовой минеральными ассоциациями вто рого этапа минерализации, а также секутся жилами розового доломита с галенитом и серебряной минерализацией третьего (серебряного) этапа (рис. III.9–III.11). На фраг менты раздробленной неопротерозойской пиритовой минерализации наложены про жилки серебряного этапа, сложенные срастаниями сахаровидных кристаллов кварца с ртутистым серебром виде проволоковидных кристаллов причудливой формы (рис.

III.12 А). Мелкие реликты обломков окисленных пиритовых агрегатов в кварце (см.

рис. III.12 В) встречаются в доломитовых жилах продуктивного по серебру этапа сов местно с ртутистым серебром и пираргиритом (шх. P III, 1300 м н. у. м.).

Рисунок III.9 (Imiter, шх. PF) А — прожилки мелкозернистого кварца (Q), секущие пиритовые метасоматиты (Py-Mtsm) первого эта па;

В — прожилки с новообразованным пиритом (Py);

С — прожилки с арсенопиритом (Apy);

D — квар цевые прожилки c арсенопиритом, галенитом и сфалеритом 2-го этапа рудоотложения (см. рис. III.1).

Рисунок III. Фрагменты пиритового агрегата первого этапа в жиле розового доломита (Dol-rose) 3-го (серебряного) этапа (Imiter, шх. В3).

В рудном поле Имитер достаточно распространены жилы железистого доломита (палевого) с гребенчатыми агрегатами кристаллов кварца в зальбандах, растущих к центру жил. В составе Fe-доломита отмечается повышенное количество Fe (от 2 до 3,5 мас. % FeO), а также MnO от 0,3 до 1 мас. % (прил. III.2), а внешне он похож на сидерит (рис. III.13 А). Иногда в доломите отмечаются сорванные с зальбанда агрега ты шестоватого кварца на подложке халцедоновидного кварца (см. рис. III.13 В).

Рисунок III.11 (Imiter, шх. Р III) А — чёрные пелиты с вкрапленностью пирита и секущие их кварц-пиритовые прожилки раздроблены со смещением в приконтактовой зоне с жилой розового доломита;

В — пиритовые метасоматиты пересека ются прожилком розового доломита (Dol-rose) с галенитом.

Рисунок III.12 (Imiter) А — кварцевый прожилок с проволоковидными кристаллами ртутистого Ag продуктивного этапа пересе кает раннюю пиритовую (Py) минерализацию (шх. PF, 1443 м н. у. м.);

В — обломки окисленного пирито вого агрегата в кварцевом прожилке с пираргиритом (Prg) серебряного этапа (шх. P III, 1300 м н. у. м.).

Рисунок III.13 (Imiter, Tachkakkacht Sud) А — железистый доломит (Fe-Dol) с друзовым кварцем (Q);

В — железистый доломит с «висячими» аг регатами шестоватого кварца (Q) на подложке халцедоновидного кварца.

Наложенные более поздние процессы гематитизации часто окрашивают Fe-доло мит в красный цвет. Тонкие прожилки, сложенные кварц-гематитовым агрегатом, про слеживаются вдоль границ зёрен и по спайности карбонатов. Такие жилы отмечаются как в рудном поле Имитер, так и на месторождении Bou Madine.

Методом КР-спектроскопии установлено, что кварц первого неопротерозойского этапа минералообразования (стадия Q1-Py-Clt), содержит газовые и двухфазные вторичные включения, обильно насыщающие кварц этой генерации (шх. РС, 1390 м н. у. м.) (см. рис. IV.5 A, B, с. 104 и табл. IV.1, с. 103).

III.2. МИНЕРАЛЬНЫЕ ПАРАГЕНЕЗИСЫ КЕМБРИЙСКОГО ЭТАПА Прожилково-вкрапленная рассеянная Ni-Co-сульфоарсенидная минерализация (1-я стадия 2-го рудного этапа, см. рис. III.1 B) проявлена в неопротерозойских оса дочных породах вблизи даек долеритов и диабазовых порфиритов. На месторождении Imiter она представлена тонкой вкрапленностью кубических кристаллов пирита (см.

прил. III.1, III.1 A, с. 192, 193), иногда Ni-содержащего, изометричных почковидных аг регатов Fe-герсдорфита и минералов ряда кобальтин – герсдорфит (прил. III.3–III. с. 196, 197) с мелкими кристаллами Co-Ni-содержащего арсенопирита и лёллингита (прил. III.6, III 7 с. 197–203) в чёрных пелитах и в составе секущих их тонких кварцевых прожилков (рис. III.14). Она наложена также на зеленовато-серые гидротермально из менённые породы хлорит-гидрослюдистого состава и, в свою очередь, вместе с ними пересекается прожилками серого кварца-gris с Hg-серебром 3-го продуктивного этапа.

В случаях, когда рудные жилы серебряного этапа содержат обломки пелитов с сульфо арсенидной минерализацией, они сцементированы доломитом или кварцем-gris.

На участке Igoudrane почковидные агрегаты герсдорфита, замещённые Hg-сереб ром, встречены в прожилке серого кальцита с Hg-серебром, которым пересечён круп нокристаллический белый кальцит с галенитом.

Арсенопиритовый парагенезис (2-я стадия 2-го этапа, см. рис. III.1 B), пред ставленный преимущественно кварц-арсенопирит-лёллингитовым агрегатом, широко развит в пределах рудного поля Имитер. Этот парагенезис обычно образует скопле ния массивной текстуры, локализованные в кварцевых жилах, секущих чёрные графи тизированные пелиты и гидротермально изменённые пиритизированные метасомати ты березит-аргиллизитовой фации (см. рис. III.14). Массивные арсенопиритовые руды содержат фрагменты окисленного пирита, вокруг которых концентрируется перекри сталлизованный новообразованный пирит (см. рис. III.14 А). В арсенопирит-лёллин гитовом агрегате присутствуют корродированные кристаллы пирита первой стадии раннего этапа (см. рис. III.14 В). В отличие от более раннего пирита неопротерозойс кого этапа рудоотложения, новообразованный пирит не содержит примеси As (см.


прил. III.1, ан. 7, 8, с. 192 и прил. III.1 A, ан. 14–17, с. 193).

Арсенопиритовая минерализация массивного сложения тяготеет к центральной ча сти рудного поля (район Nouvelle Carriere В8;

южная часть уч. Ташкакашт — обр. Im– 24), а также встречается к югу от шахт В3, Р V, PF и PE. Представлена она псевдо ромбическими призматическими и игольчатыми кристаллами арсенопирита размером до нескольких миллиметров и их сростками в виде цепочек в кварце, а также средне- и мелкозернистым массивным агрегатом (см. рис. III.14 С–Е). Нередко кристаллы и аг регаты арсенопирита, окаймляя кристаллы и зёрна кварца, образуют очковые структу ры (см. рис. III.14 D, Е).

Кварцевые прожилки содержат лёллингит (см. рис. III.14 А, прил. III.7, с. 202) в ви де вкрапленности мелких кристаллов в кварце, а также в виде незакономерно ориен тированных включений мелких кристаллов в более крупных кристаллах арсенопирита.

Рисунок III.14 (месторождение Imiter) А — массивная арсенопиритовая руда (Apy) с фрагментами окисленного пирита (Py) неопротерозойс кого этапа, вокруг которых кристаллизуется новообразованный пирит;

В — корродированные кристаллы раннего пирита в массивной арсенопиритовой руде;

С — призматические псевдоромбические кристаллы арсенопирита (Apy) в составе кварц-лёллингит-арсенопиритового прожилка;

D, Е — цепочки кристаллов и агрегатов (Apy), кристаллизующегося вокруг зёрен кварца с образованием очковых структур;

F — фрагмент белого кварца ранней пиритовой стадии первого этапа (Q1) в жиле серого кварца с тонкой вкрапленностью мелких кристаллов арсенопирита и лёллингита (Apy+Ll) 2-го рудного этапа.

Призматические, псевдоромбические и игольчатые кристаллы арсенопирита из разных частей рудного поля Имитер отличаются повышенными содержаниями As ( 47 мас. % (см. прил. III.6, с. 197, 198)), а в ассоциации с лёллингитом — до 49 мас. % при атомном соотношении As / S 1 (см. прил. III.6 A, с. 198–202), что сви детельствует о мышьяковом геохимическом профиле этого минерального парагенези са. Околорудные изменения вмещающих жилы пород проявлены слабо — отмечается образование гидрослюд (иллита) и замещение хлорита серицитом.

Рисунок III.15 (P III, 1300 м н. у. м.) А — вкрапленность лёллингита (Ll) в кварце (Q) вокруг более крупных кристаллов арсенопирита (Apy);

В, С — раздробленные пиритовые мета соматиты (Py-Mtsm) 1-го (неопротерозойского) этапа сцементированы жильным кварцем (чёр ное) с арсенопиритом (Apy).

Рисунок III.16 (месторождение Imiter) Пересечение кварц-лёллингит-арсенопиритового парагенезиса (Q + Ll + Apy) розовым доломитом с галенитом (Dol+Gl) и (В, С) — тонкими квар цевыми прожилками с ртутистым Ag.

Рисунок III.17 (Р V Igoudrane, гор. -240 м) A, В — обломки вмещающих пород с кварц-лёллингит-арсенопиритовой (Q+Ll+Apy) минерализацией цементируются розовым доломитом (Dol) с серебряным оруденением 3-го (серебряного) этапа.

Рисунок III.18 (месторождение Imiter) А — кварцевый прожилок (Q) с галенитом (Gl) и сфалеритом (Sph) сечёт пиритовые метасомати ты (Py-Mtsm) (шх. PE, обр. PE 11–2);

В — фрагмент раздробленного пиритового метасома тита в кварц-галенит-сфалеритовом (Q-Gl-Sph) прожилке (Nouvelle Carriere, 1340 м);

С — сфа лерит-галенитовая (Sph-Gl) полиметаллическая минеральная ассоциация (шх. PС, 1334 м н.у.м.).

Кварцевые жилы и прожилки с арсенопиритом и лёллингитом наиболее часто встречаются в метаморфизованных и ороговикованных чёрных пелитах, где они пере секают дайки основного состава (обр. PF–6 / 1).

Арсенопиритовые прожилки содержат в виде обломков продукты всех предыдущих стадий минерализации, представленные мелкими фрагментами окисленного пирита и спайными обломками карбонатов, а также пиритовых метасоматитов, при этом серый кварц лёллингит-арсенопиритовой ассоциации с многочисленными включениями мел ких кристаллов существенно отличается от белого кварца ранней пиритовой стадии (см. рис. III.14 F). Раздробленные пиритовые метасоматиты (состав пирита см. в прил. III.1, с. 192 и III.1 A, ан. 11, 12, с. 193) и герсдорфитовые прожилки в сланце це ментируются кварцем с арсенопиритом (см. рис. III.15 В, С).

Рисунок III. A — реликты кварц-арсенопиритового парагенезиса 2-й стадии (Q-Apy) в галените (шх. В3, 1300 м н. у. м.);

пересечение кварц-доломит-серебряным прожилком (Q+Dol+Ag) 3-го (серебряного) этапа кварц-халькопирит-сфалерит-галенитового парагенезиса (Q-Chpy-Sph-Gl): B — Nouvelle Carriere, 1340 м н. у. м., C — шх. Р V, Igoudrane;

D — галенит со следами динамического воздействия из кварц-халькопирит-сфалерит-галенитового агрегата (Nouvelle Carriere, 1340 м н. у. м.).

Рисунок III.20 (месторождение Imiter) A — галенит (Gl) выполняет интерстиции в арсенопиритовом (Apy) агрегате;

В — галенит с халькопи ритом (Gl+Chpy) нарастают на кристаллы арсенопирита (Apy) и реликты пирита (Py), по периферии зёрен галенита развит акантит (Аc) (шх. РС, 1334 м н. у. м.).

Рисунок III.21 (месторождение Imiter) А — кварц-серебряный прожилок (Q + Ag), секущий халькопирит-сфалерит-галенитовый парагенезис (Chpy-Sph-Gl);

В — вмещающие пелиты (Phe) с массивной галенитовой минерализацией пересекаются кварц-доломитовым прожилком с галенитом, пираргиритом, сфалеритом и самородным серебром (Gl+Prg+Sph+Ag) серебряного этапа (шх. PE, обр. РЕ 9).

Минерализованные кварцевые жилы с вкрапленными или массивными-лёллингит арсенопиритовыми агрегатами охарактеризованной стадии секутся жилками розового доломита с галенитом, сфалеритом, полибазитом и акантитом, и тонкими прожилками кварца-gris с ртутистым серебром 3-го этапа рудоотложения (рис. III.16), а также в виде обломков и фрагментов совместно чёрными пелитами и пиритовыми метасома титами NP2 цементируются розовым доломитом и кварцем-gris (рис. III.17).

Гидротермальная Pb-Zn минерализация (3-я стадия 2-го этапа, см. рис. III.1 B), в которой главными рудными минералами являются галенит и сфалерит, наблюда лась в центральной части рудного поля Имитер — в Nouvelle Carriere на горизонте 1340 м н. у. м., в районе шахт PF и PE, а также в шахте Р V участка Igoudrane Продукты этой парагенетической ассоциации встречаются в виде самостоятельных кварцевых жил и прожилков с сульфидами Pb, Zn, Fe и Cu (рис. III.18).

Эти прожилки иногда содержат брекчии пиритового агрегата раннего (неопротеро зойского) этапа (см. рис. III.18 В), сцементированные кварцем с немногочисленными кристаллами арсенопирита второй стадии (рис. III.19 A), а также новообразованным пиритом и главными рудными минералами 3-й стадии — сфалеритом и галенитом.

К тому же, встречаются кварцевые прожилки с преобладающим галенитом, в которых присутствуют обломки пиритовых метасоматитов. В Nouvelle Carriere халькопирит сфалерит-галенитовый минеральный парагенезис образует жилы мощностью 20 см, которые пересечены более поздними кварц-доломитовыми жилами и прожилками продуктивного собственно серебряного этапа (рис. III.19 B, C). Полиметаллическая минерализация 3-й стадии представлена галенитом и сфалеритом с подчинённым ко личеством халькопирита, содержит вкрапления кристаллов пирита и арсенопирита, а также реликты более раннего пирита.

Кварцевые прожилки с галенитом полиметаллической ассоциации наложены на арсенопиритовый парагенезис, реликты которого цементируются галенитом (см.

рис. III.19 С) со следами динамического воздействия (см. рис. III.19 D). Возможно, от ложение халькопирит-сфалерит-галенитового парагенезиса сближено во времени с предшествующей лёллингит-арсенопиритовой стадией, поскольку галенит и сфалерит часто выполняют интерстиции между кристаллами арсенопирита либо нарастают на них (рис. III.20). Галенит этой минеральной ассоциации несёт на себе следы динами ческого воздействия в результате тектонических подвижек, предшествовавших 3-му, собственно серебряному, этапу рудообразования (см. рис. 19 A, D;

II.20 B).

Галенит-сфалеритовые жилы пересекаются кварцевыми прожилками иногда с до ломитом, содержащим Hg-серебро (обр. Im–178). Известны случаи, когда массивная галенитовая минерализация локализована во вмещающих породах и пересечена до ломитовыми прожилками с пираргиритом, галенитом, сфалеритом и Hg-серебром (рис. III.21).

Галенит 3-й стадии 2-го этапа характеризуется повышенными содержаниями при меси цинка и, в отличие от галенита серебряных руд продуктивного этапа, не содер жит примесей других элементов (прил. III.8, с. 203–206). Когда железистый сфалерит (Fe-сфалерит) этой ассоциации содержит от 2 до 8 мас. % Fe (прил. III.9, с. 206, 207), в ней обычно присутствуют кристаллы пирита, а также характерно наличие структур распада сфалерит – халькопирит, что свидетельствует о температурном интервале рудообразования от 350 до 300С.

Кварц-барит-карбонатный парагенезис (4-я стадия 2-го этапа, см. рис. III.1 B) отмечается в зонах брекчирования и гидротермального изменения пород аргиллизи товой фации.

Рисунок III.22. Взаимоотношения карбонатов 4-й стадии 2-го этапа с парагенезисами предыдущих стадий минерализации А — карбонатно-кварцевая жила (Crb-Q) с теннантитом-тетраэдритом (Tn-Ttr), аннабергитом (Anb) и азуритом (Az) (Центр. Имитер, обр. Im–31);

В — кварц-карбонатный агрегат (Q-Crb) с реликтами окис ленного теннантита-тетраэдрита 3-й стадии 2-го этапа (Сев. Ташкакашт, поверхность);

C, D — образцы из жил «палевого» карбоната с друзовидным кварцем и ксенолитами халькопирит-сфалерит-галени тового парагенезиса (Chpy-Sph-Gl) (Сев.-Вост. Игудран, поверхность).

Рисунок III.23 (Северный Игудран, поверхность) A — жильный доломит (Dolпал.) кремового цвета («палевый карбонат») с обломками более раннего Fe-Dol;

B — на мелкозернистый кварц (Q) нарастает кремовый окисленный Dol;

C, D — при пересече нии кварцевыми жилами с халькопиритом (Chpy)) и галенитом (Gl) палевого (кремового) карбоната (Dolпал.), в последнем также появляются галенит и сфалерит.

В центральной части рудного поля Имитер на поверхности встречаются жилы мелкозернис того и криптозернистого кварца с (см. прил. III.2, доломитом с. 193–196) с реликтовыми пири том, низкожелезистым сфалери том и галенитом, а также второ степенными минералами — халь копиритом и теннантитом-тетра эдритом, содержащими до 1,5 мас. % Ag (рис. III.22;

см.

прил. III.3, с. 196).

Доломит часто не содержит Рисунок III.24 (к северу от уч. Igoudrane) рудных минералов, однако в тех В зальбанде жилы кавернозного доломита («палевого карбо случаях когда он ассоциирует с ната» — Dolпал.) с галенитом (Gl) друза кварца (Q) нарас кварцем, содержащим гнёзда, тает на брекчию вмещающих чёрных пелитов (Phe).

вкрапленность и прожилки круп нокристаллического галенита и халькопирита в светлом кремо вом доломите также появляются и галенит, и халькопирит (рис. III.23).

В северо-восточной части рудного поля в гранодиоритах Igoudrane нами зафикси рованы подводящие каналы (некки трахириолит-порфиров), а также излившиеся покровы игнимбритоподобных туфолав изменчивой мощности, полого залегающие на размытой поверхности вулканитов NP3, а в ряде случаев — и на прорывающих вулка ниты гранитоидах. Как в подводящих каналах, так и в изверженных породах локализо ваны кварц-барит-карбонатные жилы и прожилки с пирит-халькопирит-галенит сфалерит-блёкловорудной минерализацией. Севернее участка Igoudrane прослежена по простиранию субширотная жильная зона протяжённостью 3270 м (см. рис. II.19, с. 61 и рис.VI.16, с. 176), падающая на юг под углами 60–85 и выполненная мелкокри сталлическим кварцем и «палевым» карбонатом (рис. III.24). В обнажении Л 42–4 зо на пересечена жильным крупнокристаллическим баритом красного цвета.

В жильном выполнении наблюдается обильная вкрапленность, гнёзда и прожилки галенита, сфалерита, халькопирита, герсдорфита и блёклых руд, а на участках интен сивного окисления — малахит, смитсонит, аннабергит, азурит. На своём восточном фланге, в районе «древней фабрики» по добыче и переработке полиметаллических свинцово-цинковых руд (1950–1959 гг.), жильная зона сечёт гранодиориты массива Igoudrane (2000 м н. у. м.) и жилообразные тела трахириолит-порфиров субмеридио нального простирания. На западном фланге она пересекает экзоконтакт гранитоидов с агломератовыми туфами NP3 и прослеживается в запад–юго-западном направлении ещё на 1270 м до базальных конгломератов неопротерозоя NP3, вскрытых в уэде Таш какашт. Нами также установлено, что гранитоиды массива Igoudrane прорывают отло жения среднего кембрия, а кварц-барит-карбонатная жила с галенит-сфалерит-халько пирит-герсдорфит-теннантитовой минерализацией сформировалась уже после ста новления этого массива и прорывающих его более поздних некков и жилообразных тел трахириолит-порфиров, в свою очередь, пересечённых дайками долеритов.

К северу от шахты Р V Igoudrane, аналогичная по морфологии кварц-карбонат баритовая жила с галенитом, сфалеритом и халькопиритом, выполняет протяжённую ( 750 м) и мощную (до 8 м) зону субширотного сбросо-сдвига южного падения под уг лами 65–70. Базальные мелкогалечные конгломераты и ракушняковые пелитоморф ные известняки среднего кембрия, залегающие в южном крыле этого разлома, сбро шены на 50–70 м. Приведённые фактические данные неоспоримо доказывают пост среднекембрийский возраст образования подобных кварц-карбонат-баритовых жил с галенитом, сфалеритом, халькопиритом, герсдорфитом и блёклыми рудами.

Рисунок III. А — прожилки розового доломита (Dol3-rose) пересекают жилу железистого доломита (Fe-Dol2) (Tach kakkacht Sud);

B — обломки вмещающих пелитов (Phe) в розовом и кремовом кавернозном доломите («палевом карбонате» — Dol2);

вдоль зальбандов розового доломита развиваются тонкие прожилки га ленита (Gl) (образец из древней выработки, расположенной в 1 км к югу от шахты P V Igoudrane — обр. Л–86, Л–210).

Карбонатные жилы железистого (Fe-Dol) и кремового доломита, а также галенит сфалеритовые жилы с мелкозернистым кварцем известны и в рудном поле месторож дения Bou Madine, колчеданно-полиметаллические руды которого формировались в рифтогенной геодинамической обстановке на этапе становления субвулканического субдукционного комплекса. Подобные жильные тела «палевого» карбоната с крусти фикационным кварцем и галенитом в рудном поле Имитер пересечены жилками розо вого доломита, принадлежащего к более позднему низкотемпературному (собственно серебряному) этапу рудообразования (рис. III.25).

В кварце 2-го дорудного этапа (стадия Q2-Gl-Sph) обнаружены первичные и псев довторичные газовые и двухфазные флюидные включения в зонах роста кристаллов друзовидных агрегатов кварца (напр., пр. Im–31 и др.) (см. рис. IV.5 C, D, с. 104 и табл. IV.1, с. 103).

III.3. МИНЕРАЛЬНЫЕ ПАРАГЕНЕЗИСЫ ПРОДУКТИВНОГО РТУТНО-СЕРЕБРЯНОГО ПЕРМО-ТРИАСОВОГО ЭТАПА Формирование ртутно-серебряных минеральных парагенезисов в рудном поле Имитер происходило в 3 стадии (см. парагенетическую схему — рис. III.1 B).

Кварц 1-й стадии продуктивного по серебру этапа — Q-(Dol-rose) (Ag) — образует срастания зональных кристаллов в доломите и формирует зальбанды кварц-доло митовых прожилков, а также прожилки существенно кварцевого состава (пробы РМ и РМ 28). Газовые и двухфазные первичные включения в этом кварце располагаются по зонам роста (см. подробнее разд. IV, рис. IV.5 E, F, с. 104 и табл. IV.1, с. 103). Во включениях кварца этой в составе газовой фазы устанавливаются диоксид углерода (CO2), азот (N2) и метан (CH4), в то время как в кварце-gris второй фазы серебряного этапа CO2 отсутствует и отмечается тенденция к преобладанию азота над метаном (см. табл. IV.1, с. 103 и рис. IV.6, с. 105).

Серый кварц основной продуктивной по серебру стадии (Q3-gris)-Ag образует тес ные срастания с серебром и тонкоигольчатым арсенопиритом или лёллингитом, при этом рисовидный агрегат этого кварца либо содержит вкрапленность рудных минера лов, либо его округлые зёрна цементируются ими. Кварц-gris хорошо идентифициру ется: он, как правило, прозрачный, часто зональный, с редкими единичными относи тельно крупными (15–10 мкм) первичными или псевдовторичными газовыми и двух фазными включениями или их группами (пр. Im-111) (см. рис. IV.5 G, H, с. 104).

В целом же по данным КР-спектроскопии, гидротермальные флюиды 3-го продук тивного рудного этапа характеризуются сравнительно стабильным, существенно азот но-метановым составом газовой фазы и по этому параметру радикально отличаются от минералообразующих флюидов стадий более ранних этапов рудоотложения, для которых характерна более низкая плотность газовой фазы и спонтанная изменчивость её состава, по крайней мере, в изученных нами образцах.

Минеральный парагенезис 1-й сереброносной стадии 3-го (продуктивного по серебру) этапа отличается преобладанием карбоната (доломита) при подчинённой роли кварца. В центральной части рудного поля Имитер рудообразование начиналось с формирования жил, в зальбандах которых кристаллизовался кварц в переменных количествах, часто в виде шестоватых агрегатов кристаллов, растущих от зальбандов к осевой части жил, выполненных розовым доломитом–2 (рис. III.26).

Вмещающие околорудные породы гидротермально изменены в кварц-серицитовой фации, что особенно отчётливо выражено на центральной части участка Имитер (рай он шахты В3), где вмещающие алевропесчаники NP2 и конгломераты NP3 превращены в кварц-серицитовые метасоматиты.

Рисунок III.26 (месторождение Imiter) A — розовый кавернозный доломит (Dol2) первой стадии ртутно-серебряного этапа с галенитом (Gl) в центральной части и шестоватым кварцем (Q) — в зальбанде;

B — вдоль зальбанда доломитовой жилы (Dol2) отлагается кварц (Q2) с тонкой вкрапленностью самородного серебра (Ag), содержащего 1–3 мас. % Hg.

Рисунок III.27 (Igoudrane) A — галенит (Gl) замещается серо-белым пираргиритом (Prg), вокруг которого развиты каймы полиба зита (Plb) (образец подвергнут светотравлению);

В — на сфалерит со структурами «сфалерит-халько пиритового» распада (Sph+Chpy) нарастает пираргирит (Prg) с мелкими кристаллами фрейбергита (Frb), в верхней части шлифа — галенит замещается полибазитом (Plb).

На участке Игудран чёрные графитизированные пелиты кварц-серицитовому изме нению подвержены в меньшей степени. Крупнокристаллический доломит розового цвета этой парагенетической ассоциации постоянно содержит существенную примесь марганца (MnO 1,5–2 мас. %) (см. прил. III.2, с. 193–196). Совместно с доломитом в жилах отлагались галенит, тёмно-коричневый сфалерит, пирит и небольшие коли чества халькопирита. Иногда в зальбандах доломитовой жилы на контакте с чёрными пелитами в кварце или во вмещающих породах отмечается тонкая вкрапленность са мородного Ag (см. рис. III.26 В). Это характерно как для тех жил, которые пересечены более поздними прожилками кварца-gris, так и для жил, где такие пересечения не установлены. Состав самородного серебра первой генерации отличается отсутствием примеси Hg, либо невысокими eё содержаниями — 1–8 мас. % (прил. III.10, с. 207– 212). Иногда мелкие зёрна серебра в кварце имеют неоднородное строение: в цент ральной части серебро чистое или с минимальным содержанием Hg (1–2 %), а по его периферии развита тонкая кайма ртутистого серебра (Hg-серебра) с более высоким содержанием Hg до 15–19 мас. %.

Галенит образует агрегаты и мелкие гнёзда как в зальбандах жил, так и в их центральных частях (см. рис. III.26 А).



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 6 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.