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 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 6 |

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

-- [ Страница 3 ] --

Обычно он присутствует в срастаниях со сфалеритом, причём сначала сфале рит нарастает на кварц–1, а затем на галенит. Иногда в галените наблюдают ся включения халькопирита. Сфалерит этой парагенетической ассоциации от личается от сфалерита более ранних и более поздних парагенезисов тёмно коричневой окраской. Для него харак терны повышенные содержания желе за — от 1 до 8 мас. % (см. прил. III.9, с. 206, 207). В парагенезисе первой ста дии этапа встречается пирит, как более ранних стадий минерализации — в виде обломков и замещённых кристаллов, так и новообразованный. В составе мелких кристаллов пирита в кварце су щественного содержания примесей не установлено (см. прил. III.1, III.1 A, Рисунок III. с. 192, 193). Вокруг кристаллов галенита Кварц-доломитовая (Q- Dol2) жила с самородным образуются каймы пираргирита (рис. серебром (Ag), отлагающимся в её зальбанде на контакте с чёрным сланцем (Phe), пересекается III.27 A), реже акантита.

Пираргирит (см. рис. III.27) в отра- прожилком Q3-gris с ртутистым серебром (HgAg) жённом свете серо-белый с голубова- (шх. PF, 1376 м н. у. м.).

тым оттенком. Полибазит образует вкрапленность отдельных мелких зёрен в кварце и каймы вокруг пираргирита и отличается эффектами светотравления.

Рисунок III.29 (P III, 1320 м н. у. м.) Жила, выполненная кварцем и розовым кавернозным доломитом (Q- Dol2), приурочена к пологой, субго ризонтальной поверхности скольжения, секущей дислоцированные чёрные пелиты (Phe) и раздроблен ную дайку диабаза (), содержит прожилки серого кварца Q3-gris с ртутистым серебром (HgAg) и амальгамами, а также просечки и гнёзда галенита (Gl), сульфосолей Ag.

Рисунок III. Кварц (Q3-gris) с ртутистым Ag (HgAg) 2-й стадии с реликтами розового доломита (Dol2) первой стадии серебряного этапа, обломками вмещающих пород — пелитов (Phe) и диаба зов (µ), на которые нарастают шестоватый кварц (Q) и самородное ртутистое серебро (HgAg) (В3, 1256 м н. у. м.).

Рисунок III. A — кавернозный доломит (Dol2) сечётся прожилком кварца (Q) с тонкозернистым агрегатом милонити зированных пелитов (Phe) и раздробленного доломита, с галенитом (Gl), сфалеритом (Sph), ртутистым серебром (HgAg) и сульфосолями серебра (Q + Phe + Ag…) (шх. В3, пр. R 6 W, 1312 м н. у. м.);

В — кварц-gris с ртутистым серебром (HgAg) и пираргиритом (Prg) в розовом доломите (Dol2) (шх. PF, 1376 м н. у. м.);

С — кварц-gris (Q3-gris) с ртутистым серебром и сульфосолями серебра в розовом до ломите (шх. В3, 1300 м н. у. м.);

D — агрегат кварца-gris с ртутистым серебром из прожилка в доломито вой (Dol2) жиле, галенит (Gl) отлагается по контакту доломита и кварца-gris, образуя в последнем мел кие просечки, не выходя за пределы кварцевого прожилка (шх. PF, 1376 м н. у. м.).

В кварце и доломите часто присутствуют мелкие кристаллы пираргирита в виде вкрапленности, иногда полибазит, очень редко стефанит в срастаниях с полибазитом.

Редкий фрейбергит, с содержанием до 27 мас. % Ag (см. прил. III.11, ан. 1, с. 213), нарастает на самородное серебро в виде внешней каймы. Изредка зёрна самородного серебра в интерстициях жильных минералов в осевой части жилы окружены каёмками Hg-серебра (с содержанием Hg 15–19 мас. %), что указывает на увеличение содержа ния ртути в серебре к завершению первой стадии серебряного этапа рудоотложения.

При отложении основной массы розового доломита из рудообразующего флюида в результате локального снижения окислительно-восстановительного потенциала (ре докс-потенциала) на контактах жил с чёрными сланцами отлагались небольшие коли чества самородного серебра в ассоциации с пираргиритом, полибазитом и фрейбер гитом (рис. III.28, III.29).

Доломитовые жилы первой сереброносной стадии с пираргиритом и самородным серебром (см. рис. III.28), кристаллизующимся в их зальбандах и чёрных пелитах, пе ресекаются прожилками кварца-gris 2-й стадии серебряного этапа (рис. III.30, III.31;

см. также рис. III.29). В зальбандах прожилков розового доломита первой серебро носной стадии, где обломки вмещающих пород брекчированы и сцементированы кварцем–1 первого этапа рудоотложения, часто встречаются кварцевые прожилки с Hg-серебром второй стадии серебряного этапа, секущие брекчию.

На участке Игудран в первую сереброносную стадию 3-го этапа формировались гидротермальные жилы, сложенные крупнокристаллическим розовым доломитом и белым крупнокристаллическим кальцитом, или кальцитом от бледно-розового до оранжевого цвета с высоким содержанием марганца. На эти карбонаты, без признаков замещения или перерыва в формировании, нарастает крупнокристаллический белый менее марганцовистый кальцит. В жилах, сложенных белым крупнокристаллическим кальцитом или с «глазками» розового доломита и оранжевого кальцита, отмечаются агрегаты кристаллов галенита и сфалерита. Состав этой минеральной ассоциации на участке Игудран коррелирует с составом существенно карбонатной (доломитовой) с галенитом 1-й стадии серебряного этапа участка Центральный Имитер.

Минеральный парагенезис 2-й сереброносной стадии продуктивного этапа на участке Центральный Имитер выполняет как крутопадающие на север стволовые жилы, так и пологозалегающие — юго-восточного падения (см. рис. III.29). Пара генезис представлен мелкозернистым кварцем-gris, галенитом, сфалеритом, ртутис тым серебром, сульфосолями Ag, пиритом, арсенопиритом, розовым доломитом.

Прожилками, выполненными этим парагенезисом, пересечены жилы крупнокристал лического розового доломита (см. рис. III.28, III.29, III.30) и приконтактовые брекчии жил первой стадии продуктивного этапа рудообразования. Преобладающими мине ралами в таких прожилках являются кварц и Hg-серебро, которое обычно содержит от 17-ти до 36 мас. % Hg (см. прил. III.10, с. 207–212). Эта минеральная ассоциация максимально проявлена на участке Центральный Имитер в рудных зонах под изомет ричными телами минерализованных брекчий (см. рис. III.30), образовавшихся, веро ятно, в результате «гидроразрыва» на контакте чёрных пелитов NP2 и базальных конг ломератов вулканогенной толщи NP3. Серебро этой минеральной ассоциации преим ущественно Hg-содержащее, однако в зальбандах тонких в графитизированных пелитах отлагаются мелкие зёрна и пластинки серебра, практически не содержащего примесей ртути (см. прил. III.10, ан. 30–32, с. 208). Количество доломита–3 в прожилках варьирует от микроскопического до заметного, а сульфосоли и сульфиды серебра и полиметаллов присутствуют спорадически.

Для минерального парагенезиса 2-й сереброносной стадии, в отличие от мине ральной ассоциации 1-й стадии, характерно присутствие Hg-содержащих минералов:

Hg-серебра (HgAg) и имитерита. В пирите 2-й сереброносной стадии в качестве изо морфной примеси часто присутствуют Ag и Hg (см. прил. III.1, ан. 10, с. 192), а гале нит и сфалерит, образующие сростки, локализованы в виде вкрапленности и мелких прожилков в кварце-gris (Q3-gris). Сфалерит этого минерального парагенезиса отли чается от сфалерита предыдущих и последующих стадий минерализации более свет лой (до желтовато-коричневой) окраской. По составу он низкожелезистый, однако, по периферии кристаллов и зёрен он окаймляется железистым сфалеритом (см. прил.

III.9, с. 206, 207). В тонких прожилках для сфалерита этой стадии характерна тёмно коричневая окраска, возможно, обусловленная заимствованием Fe из вмещающих чёрных сланцев (см. прил. III.9, с. 206, 207).

Ртутистое серебро нарастает на пирит, арсенопирит, галенит и сфалерит, часто образует включения в галените.

Пираргирит в интерстициях более раннего арсенопирита или нараста ющий на Fe-сфалерит со структурами сфалерит-халькопиритового распада содержит мелкие кристаллы фрей бергита. Это говорит о том, что при дефиците железа в металлоносном флюиде Fe-содержащие минералы кристаллизовались вокруг железис тых сульфидов. Появление акантита в кварце-gris связано с формирова нием серебросодержащих минералов вокруг сульфидов железа и полиме таллов. Акантит нарастает на галенит (иногда — на пирит), образуя вокруг его зёрен тонкие каёмки (рис. III.32), Рисунок III.32 (шх. B 3, 1300 м н. у. м.) а также тонкие прожилки в доломи те–1 и агрегате кварца–2 с Hg-се Кайма акантита (Ac) по периферии зёрен галенита (Gl), сменяющаяся вкрапленностью самородного серебра ребром. Состав акантита приведён в (Ag) и пираргирита (Prg). приложении III.12, с. 213, 214.

Рисунок III.33 (PC, 1340 м н. у. м.) А — строение жеоды в кварце-gris (Q3-gris): на обломки рисовидного кварца-gris нарастают друзы шес товатого кварца Q4, на который, в свою очередь, — ромбоэдры розового доломита (Dol3);

В — фрагмент прожилка мелкозернистого Q с пиритом (Py) в жиле Q-gris.

Рисунок III.34 (PC, 1334 PC, 1340 м н. у. м.) А — обломок серого кварца (Q3-gris) в брекчии чёрного пелита (Phe) пересечён прожилком кавернозно го доломита (Dol3) с пластинками и плёнками самородного серебра (Ag);

В — фрагменты более ранне го доломита в прожилке новообразованного Dol3.

Рисунок III. (P V Igoudrane, гор. -240 м) А, B — обломки пиритовых метасоматитов и чёр ных сланцев в жиле кварца-gris с ртутистым се ребром (HgAg);

C — обломки пиритовых мета соматитов в кварце-gris.

Кварц-gris обычно представлен мозаичным агрегатом мелких зёрен сахаровидного или рисовидного облика (рис. III.33, III.34). Он цементирует мелкие обломки осадоч ных и магматических пород, доломита–1, растёртых милонитизированных вмещающих пород с вкрапленностью кристаллов пирита и арсенопирита предыдущих стадий рудо отложения. В кварце-gris присутствует Hg-серебро, заполняющее интерстиции между его зёрнами, кроме того, он содержит вкрапленность и тонкие прожилки галенита. На обломки чёрных пелитов в кварце-gris нарастает друзовидный кварц, отлагаются ар сенопирит и графит. Мелкозернистый агрегат кварца-gris содержит обломки раздроб ленного розового доломита–2 первой стадии серебряного этапа (см. рис. III.28, III.30) и обильную вкрапленность Hg-серебра и полибазита (см. рис. III.27), а весь кварц карбонатный агрегат насыщен вкрапленностью и тонкими волосовидными прожилками серебра и полибазита, который является преобладающим минералом среди сульфо солей этого парагенезиса.

При кристаллизации ртутистого серебра вокруг кристаллов пирита и арсенопирита, как новообразованных, так и захваченных (реликтовых), возникают мелкозернистые, видимые только под микроскопом, минеральные фазы переменного состава (Ag, Hg) Fe-S, соответствующие примерно Hg-штернбергиту (прил. III.13). Этот мелкозерни стый агрегат, для которого характерны графические срастания мирмекитового облика, замещает пирит сначала до образования аргентопирита, в котором количество приме сей Hg и Ag в процессе замещения возрастает. Для агрегатов этих минеральных фаз характерны сильные эффекты светотравления.

Пустоты в кварце-gris выполнены доломитом–3, который в шлифе хорошо отлича ется от доломита–2 (cм. рис. III.34 В). Микропустоты внутри кварца выполнены крис таллами кварца, растущими к центру, и пломбируются доломитом–3, который являет ся наиболее поздним минералом этой стадии.

Возникающие в процессе рудоотложения трещинки в кварце-gris залечены доло митом–3 (cм. рис. III.34). На фотографии (cм. рис. III.34 В) в прожилке доломит– (более светлый) присутствует в виде обломков в новообразованном доломите–3 (тём но-серый). Кроме того, в кварце присутствуют обломки пиритовых метасоматитов и чёрных сланцев с пиритом (рис. III.35;

см. рис. III.34). Новообразованный пирит также входит в состав рассматриваемой минеральной ассоциации, его мелкие кристаллы выглядят более свежими по сравнению с корродированными обломками и замещён ными реликтами более раннего пирита, захваченного из вмещающих пород и параге незисов более ранних стадий минералообразования.

Каёмки вокруг зёрен Hg-серебра в кварце-gris близ контакта с пелитами выполнены фрейбергитом с высоким (от 26 до 42 мас. %) содержанием Ag (см. прил. III.11, с. 213).

Фрейбергит иногда нарастает на полибазит, который часто образует тонкие каёмки вокруг арсенопирита, Hg-серебра и самородного серебра, нарастающего на арсено пирит, а также встречается в виде разрозненных мелких вкраплений в кварце. Поли базит является характерным минералом парагенетической ассоциации 2-й серебро носной стадии, тогда как пираргирит более обычен для 1-й стадии. Состав полибазита приведён в приложении III.14 (с. 215, 216). Содержание Sb в пираргирите выше, чем в полибазите (прил. III.15, с. 216, 217;

см. прил. III.14, с. 215, 216), поэтому присутствие пираргирита свидетельствует о более высоких концентрациях Sb в гидротермальном растворе первой сереброносной стадии по сравнению с рудообразующими флюидами второй стадии. Стефанит в парагенетической ассоциации 2-й стадии является очень редким минералом, он образует срастания с полибазитом, его состав приведён в при ложении III.16 (с. 217).

Арсенопирит, как правило, появляется в составе прожилков кварца-gris только на контакте с чёрными пелитами. В отличие от более раннего арсенопирита, предше ствующего сереброносному этапу арсенопирит-лёллингитового парагенезиса с высо ким содержанием As (см. прил. III.6, с. 197, 198;

III.7, с. 202, 203) второго этапа рудо отложения, арсенопирит сереброносного парагенезиса второй стадии содержит меньше As (43–45 мас. %) и больше S (см. прил. III.6, с 197, 198). При этом атомное отношение As / S составляет 1 или чуть больше 1, что соответствует области крис таллизации минеральной ассоциации пирит + арсенопирит (рис. III.36).

Имитерит относится к наиболее поздним минералам второй сереброносной ста дии. Он образует короткие микропрожилки или просечки, не выходящие за пределы прожилка, кристаллизуясь синхронно с акантитом. Об этом свидетельствуют каёмки акантита с мелкой рассеянной вкрапленностью имитерита вокруг галенита. Кристаллы имитерита образуют срастания с кристаллами кварца в полостях жил серого кварца gris (Q3-gris), а пространство между ними выполнено акантитом. В составе имитерита, кристаллизующегося вокруг галенита, содержание Hg ниже (прил. III.17, ан. 1, 2, с. 217), чем в кристаллах имитерита из пустот кварца-gris (см. прил. III.17, ан. 6–11, с. 217). Кроме того, кристаллы имитерита с пираргиритом, а иногда и с халькопиритом, образуют друзы в пустотах доломита–2 при наложении прожилков второй серебро носной стадии на карбонатные жилы первой стадии (см. рис. III.33 А) и заполнении пустот металлоносными флюидами. Халькопирит этого минерального парагенезиса появляется в рудных телах на глубоких горизонтах, где для него характерны примеси Ag и Hg (прил. III.18, с. 218). Акантит является наиболее поздним минералом мине рального парагенезиса 2-й стадии и присутствует в виде микропрожилков в кварце gris. Ветвящиеся апофизы прожилков кварца-gris пересекают доломитовые жилы предыдущей сереброносной стадии и выходят за их пределы во вмещающие породы.

На глубоких горизонтах (с абс. отметками ~ 1150 м н. у. м.) месторождения Имитер (скв. SFC–289, 56 м) задокументированы тонкие прожилки (мощность 1–5 мм) кварца с калиевым полевым шпатом и Hg-серебром. Калишпат отложился в них вдоль заль бандов на контакте с вмещающими чёрными пелитами. Мелкие кристаллы калишпата (размером несколько микрон) присутствуют в виде включений в зёрнах кварца или об разуют агрегаты микроскопических зёрен в зальбандах прожилков. Отложение кали шпата в жилах происходит при снижении кислотности небольшой порции гидротермаль ного хлоридного раствора по мере его фильтрации через вмещающие изменённые по роды, содержащие полевой шпат и серицит. Многоступенчатая реакция взаимодействия раствор – порода (когда породы значительно больше раствора) приводит к дополни тельному накоплению К и Na в исходном хлоридном растворе и отложению калишпата в составе прожилка при увеличении рН раствора.

Рисунок III.36. Состав арсенопирита и лёллингита центральной части Имитер ского рудного поля на срезе Lo-Py фазовой диаграммы Т – Х в системе Fe – As – S (Carriere В8) Apy — арсенопирит, Ll — лёллингит, Py — пирит, Pyr — пирротин, Ni-Co — Co-суль фоарсенидные прожилки.

Арсенопирит из массивных руд Carriere В8;

Ni-Co (зелёные кружочки) — состав арсено пирита из Co-сульфоарсенидных прожилков 2-го этапа рудоотложения;

Ag — состав ар сенопирита из серебряных (жёлтые) и ртутис то-серебряных (красные кружочки) руд 3-го (серебряного) этапа;

Fe – As (белые кружоч ки) — состав лёллингита (левая часть зате нённого поля) и арсенопирита из прожилков кварца-gris на контактах с чёрными пелитами.

Рисунок III.37 (Центральный Имитер, шх. B3) A — кристаллы кварца, арсенопирит и графит (Grf) вокруг обломка чёрного пелита (Phe) в кварце-gris;

B — самородное серебро (Ag) (чёрное) отлагается на пелите (Phe) и по трещине проникает в него (шх. В3, 1256 м н. у. м.);

С — мелкие фрагменты вмещающих пород в кварцевых прожилках с Hg-се ребром;

D — милонитизированный (Mln) агрегат вмещающих пород с обломками разного размера.

Рисунок III.38 (Центральный Имитер, шх. P III, поверхность) А — кристаллы плагиоклаза в обломках даек основного состава (µ) в агрегате кварца-gris;

B — ртутис тое серебро (HgAg) в кварце-gris (Q3-gris), видны мелкие лейсты серицита (Src);

C — обломки раннего розового доломита (Dol2-rose) (цветной) в кварце-gris;

D — микропустоты в кварце-gris с растущими внутрь более поздними кристаллами кварца (Q4) и доломита (Dol3).

Термодинамическое моделирование рудоотложения c Hg-серебром показало, что образование калишпата возможно и непосредственно из К-содержащего гидротермаль ного раствора, менее кислого и более восстановленного, чем флюид сереброносной карбонатной стадии. Это происходит за счёт снижения давления и сепарации флюида и парогазовой фазы. Расчётные оценочные значения рН такого флюида при Т = 250С со ставляют 4,0–4,2.

В приконтактовых частях кварц-доломитовых жил первой и доломит-кварцевых жил второй сереброносной стадии наблюдается рассеянная вкрапленность самород ного серебра во вмещающих породах. В образцах с глубоких горизонтов шахт В3 и PЕ под микроскопом зафиксировано, что микроапофизы кварцевых прожилков толщиной в несколько микрон рассекают вмещающие породы, а серебро вместе с кварцем при сутствует в трещинках (рис. III.37, III.38), секущих чёрные пелиты, образуя в них рас сеянную вкрапленность и плёнки чистого от примесей самородного серебра (см. прил.

III.10, ан. 160–164, с. 212).

На участке Игудран минеральный парагенезис этой стадии представлен кварц карбонатными, преимущественно кальцитовыми жилами с Hg-серебром (рис. III.39).

Этими жилами пересечены жилы крупнокристаллического доломита и кальцита пер вой сереброносной стадии. По сравнению с центральным участком рудного поля Ими тер, количество кварца-gris в минеральной ассоциации второй стадии на участке Игудран резко подчинено преобладающему кальциту. Доломит–2 или кальцит с гале нитом и сфалеритом первой генерации, слагающие основной объём сереброносных жил, пересечены и рассечены вдоль простирания прожилками с кварцем-gris, образу ющим срастания с Hg-серебром, сфалеритом и кальцитом (см. рис. III.39 C–G).

Рисунок III.39 (P V Igoudrane) _ Рисунок III.39 (P V Igoudrane) А — доломит-кальцитовая жила (Dol-Clt) первой стадии с галенитом (Gl) (1200 м н. у. м.);

B — кварц кальцитовый (Q-Clt) прожилок с ртутистым серебром (HgAg) и галенитом рассекает крупнокристалли ческий кальцит первой генерации (1230 м н. у. м.);

C — кварц-кальцитовый прожилок с HgAg;

D — на разрезанном образце вкрапленность Hg-серебра в Q3-gris;

обломок розового доломита (Dol2) в белом кальците не содержит серебра, хотя в самом кальците оно присутствует;

E — кварц-кальцитовый прожи лок с Hg-серебром (HgAg) (гор. 1230 м н. у. м.);

G — прожилок с Hg-серебром и сфалеритом (Sph) в крупнокристаллическом белом кальците;

F — галенит в кварц-кальцитовом прожилке с Hg-серебром (гор. 1230 м н. у. м.);

Н — кварц-gris (Q3-gris) в срастании с Hg-серебром (гор. 1230 м н. у. м.).

Иногда в составе кварц-кальцитовых прожилков присутствует арсенопирит и, реже, герсдорфит, особенно вокруг обломков чёрных пелитов. Судя по составу проанализи рованных крупных кристаллов арсенопирита псевдоромбического габитуса и обломка игольчатого кристалла арсенопирита, они могли быть заимствованы из чёрных сланцев, поскольку на участке Игудран значительным распространением пользуется Ni-Co-сульфоарсенидной и арсенопиритовый минеральные парагенезисы 2-го этапа, предшествующего 3-му, продуктивному по серебру, этапу рудообразования. В сечении жилы (см. рис. III.39 D) в составе кварц-кальцитового прожилка видна вкрапленность Hg-серебра в кварце и кальците, отсутствующая в обломке более раннего розового доломита–2.

Иногда и в малых количествах сахаровидный кварц встречается в кальцитовых жилах, образуя агрегаты мелких кристаллов в срастании с Hg-серебром (см.

рис. III.39 E).

Hg-серебро при отсутствии кварца-gris в доломит-кальцитовых жилах иногда обра зует крупные пластины с занозистой шероховатой поверхностью, которые при раскалы вании рудных образцов как бы скрепляют между собой обломки жильного карбоната (рис. III.40). Содержание примеси ртути в серебре из минеральной ассоциации второй стадии в образце с горизонта 1230 м н. у. м. шахты Р V Igoudrane изменяется от 26 до 29 мас. % (см. прил. III.10, с. 207–212) при среднем — 28 мас. %, что соответствует средним количествам ртути в Hg-серебре центральной части рудного поля Имитер на горизонте 1312 м н. у. м. шахты РЕ.

Минеральный парагенезис третьей сереброносной стадии 3-го этапа рудоот ложения представлен кварц-карбонатной жильной массой, которая цементирует брекчию раздробленных минерализованных образований предшествующих стадий (рис. III.41).

Рисунок III.40 (P V Igoudrane) А — пластина ртутистого серебра (HgAg), на поверхности которой развивается порошковатый агрегат киновари (1350 м н. у. м.);

В — жильный агрегат с пластинами серебра (Ag), на которых держатся дроб лёные куски кальцита (Clt) (гор. 1230 м н. у. м.).

Рисунок III.41 (P V Igoudrane) Доломитовая (Dol) жила в чёрном сланце пере секается прожилком поздней карбонатной ста дии: сидерит (Sid) — бледно-коричневый, бе лый кальцит (Clt), галенит (Gl) и сфалерит (Sph).

Рисунок III.42 (шх. В3, 1312 м н. у. м., R 6 W east) A — дендрит самородного Ag в жеоде скаленоэдрического кальцита (Clt);

В — кристаллы имитерита (Im), пираргирита (Prg) и халькопирит (Chpy) в полости кавернозного доломита (Dol) в составе карбо натной жилы;

С — кристаллы Im в каверне доломита;

D — кристаллы Prg в каверне розового доломита.

Парагенезис поздней продуктивной стадии (см. рис. III.1 B) характеризуется пре обладанием карбонатов — кавернозного доломит-кальцитового агрегата c анкеритом сидеритом и белым прозрачным кальцитом, цементирующими обломки и фрагменты жильного кварца-gris с наросшим на него в виде шестоватых друз кварца, пересечён ного прожилками Dol3. Карбонаты этой ассоциации содержат обломки рудных мине ралов предыдущих стадий, выполняют трещины и пустоты в доломитовых жилах, в ко торых часто встречаются дендриты самородного серебра, друзы имитерита и сульфо солей серебра (рис. III.42). Пластинки и проволочные агрегаты перекристаллизован ного Ag, практически чистого от примесей (см. прил. III.10, ан. 135–159, с. 212), крис таллизуются в пустотах позднего карбоната (рис. III.43, III.44;

см. рис. III.42 А).

Рисунок III.43 (P V Igoudrane, 1204 м н. у. м.) Розовый доломит (Dol3) цементирует обломки дайки диабаза (µ) и чёрных пелитов (Phe), на него нарастают ромбоэдры белого кальцита (Clt);

чёрное — фрагменты дроблёных чёрных пелитов.

Рисунок III.44 (P V Igoudrane, 1200 м н. у. м.) А — обломки пирита (Py) и сфалерита (Sph) предшествующих этапов минералообразования в карбона те 3-ей стадии серебряного этапа (Clt): видна кайма переотложенного сфалерита (Sph), на который нарастает кварц (Q), затем — сидерит (Sid) и кальцит (Clt);

В — жеода в доломитовой жиле с галени том (Dol+Gl) выполнена Sid (бледно-коричневый) и прозрачными кристаллами позднего белого Clt.

На крупнокристаллический агрегат кавернозного доломита в полостях нарастают каймы и мелкие друзы и агрегаты кристаллов сидерита. Этот сидерит обрастает про зрачными кристаллами кальцита, либо кальцит нарастает непосредственно на розовый доломит с галенитом, выполняя новообразованные трещины. Часто розовый доломит и кальцит образуют совместный агрегат в жилах с многочисленными порами и пустотами.

Галенит 3-й стадии сереброносного этапа образует гнёзда и вкрапленность в кар бонатах. Иногда обломки сульфидов (пирита, галенита, сфалерита) предшествующих стадий частично перекристаллизованы с образованием тонких плёнок окаймляющих их минеральные агрегаты (см. рис. III.44). На грани кристаллов сидерита и кальцита в кавернах нарастают в виде мелкой сыпи кристаллики новообразованного пирита куби ческого габитуса. Прожилками наиболее позднего акантита пересечены агрегаты до ломита–2 и кварца-gris, а также все ранее образованные минеральные парагенезисы, присутствующие в сереброносных жилах в виде реликтов.

III.4. МИНЕРАЛЬНЫЕ ПАРАГЕНЕЗИСЫ ПОСТРУДНОГО ЭТАПА Многочисленные кварц-баритовые и кварц-карбонат-баритовые жилы с хлоритом, а ино гда с убогой вкрапленной пирит-халькопирит-сфалерит-галенитовой минерализацией, пересекают в подземных выработках жилы с Hg-серебряными рудами 3-го (продуктив ного по Ag) этапа, а на поверхности — вулканиты NP3 и терригенно-карбонатные отло жения Є2. Из гипергенных минералов следует выделить киноварь, замещающую в виде порошковатых агрегатов имитерит в пустотах кавернозного доломита (рис. III.45).

Рисунок III.45 (шх. В3, 1312 м н. у. м., R 6 W east) А — в пустотах продуктивной жилы кварца-gris с ртутистым Ag — (Q3-gris) + HgAg — отлагается агре гат порошковатой киновари (HgS);

В — замещение имитерита (Im) в гипергенных условиях порошкова тым агрегатом киновари (HgS);

С, D (аншлиф под бинокуляром) — развитие гипергенной киновари (HgS) и акантита (Ac) по имитериту переменного состава (Im) в раннем кварце (Q2).

Исследовать состав газовой фазы включений в кварце пострудного этапа методом КР-спектрометрии не удалось в связи с её низкой плотностью и отсутствием достаточ но интенсивного аналитического сигнала.

Выделение разновозрастных этапов образования парагенетических ассоциаций в различных частях Имитерского рудного поля сопровождалось изучением состава ха рактерных для них минералов, для чего выполнено порядка 700 рентгеноспектраль ных микроанализов, результаты которых приведены в приложениях III.1–III.18 (см.

с. 192–218).

IV. ГЕНЕЗИС РТУТНО-СЕРЕБРЯНОГО ОРУДЕНЕНИЯ ИМИТЕРСКОГО РУДНОГО РАЙОНА Одна модель образования Имитерского ртутно-серебряного месторождения уже сформулирована и зафиксирована в работах французских и марокканских геологов, в т. ч. и геологов рудника Имитер. Она, несомненно, являлась базовой и для нас в про цессе разработки уточнённой генетической модели. Предлагаемая нами обобщённая новая генетическая модель формирования собственно серебряных руд Имитерского рудного района предварительна, поскольку нуждается в детализации и наполнении фактическим материалом. Для создания уточнённой прогнозно-поисковой модели се ребряного оруденения имитерского типа и, особенно, выявления главных факторов его локализации и, далее, разработки и обоснования на этой базе поисковых критери ев, необходимо оценить ряд важнейших факторов, главными из которых являются:

1) возраст оруденения;

2) связь оруденения с магматизмом;

3) представления об источниках рудного вещества и рудообразующих растворов;

4) структурный и литологический контроль в локализации оруденения;

5) физико-химические параметры рудоотложения.

Для интегральной геолого-генетической модели уже на первом этапе необходимо было решить ряд весьма спорных вопросов по её основным элементам. Для этого нами детально проанализированы опубликованные данные по возрасту магмати ческих пород и разных типов минерализации, а также проведены специальные изо топно-геохронологические (Ar / Ar и U / Pb методами) и термобарогеохимические ис следования.

IV.1. РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗОТОПНО-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ Анализ литературных изотопно-геохронологических данных показал, что датирование интрузивных магматических пород U / Pb методом позволяет получить вполне удовле творительные результаты, согласующиеся с геологическими наблюдениями. Такие дан ные были получены по возрасту интрузивов крупнокристаллических магматических по род — тоналитов, диоритов и гранодиоритов Имитерского района (Ducrot, Lancelot, 1977;

Levresse, 2001;

Levresse et al., 2004;

Cheilletz et al., 2010;

Gasquet et al., 2005 и др.).

С датированием вулканических и дайковых субвулканических пород имеются большие сложности, что уже отмечалось выше (см. разд. I). В первую очередь, это относится к дайкам «риолитов», в качестве которых в Имитерском рудном поле выделялись явно разновозрастные и существенно различающиеся по составу известково-щелочные рио литы, высококалиевые трахириолиты, трахириолит-порфиры и микросиениты. Для всех этих пород были получены близкие, в основном поздне-неопротерозойские значения возраста, укладывающиеся в довольно узкий интервал 554–543 млн л. (Levresse, 2001;

Levresse et al., 2004;

Cheilletz et al., 2010;

Gasquet et al., 2005 и др.).

Достоверность этих данных вызывает сомнение, т. к. они нередко противоречат геологическим фактам. Анализ имеющихся данных показал, что возможна и другая интерпретация полученных этими исследователями U / Pb датировок. Как правило, определение ими возраста проводилось по центральным частям зонального циркона, и практически не анализировались его более молодые внешние, зоны. Интервал опре деления датировок цирконов, по опубликованным данным (Mifdal, Peucat, 1985;

Mrini, 1993), укладывается в диапазон от 520 до 220 млн л., что свидетельствует о том, что большая часть цирконов является ксеногенной, т. е. они были захвачены расплавом из субстрата или вмещающих пород. Поэтому данные по возрасту риолитов вряд ли можно признать корректными. Если учитывать молодые, близкие к конкордантным, значения U / Pb датировок, то возраст, по крайней мере, некоторой части, даек таких «риолитов» составляет 535 5 млн л. (т. е. раннекембрийский).

Ошибочность таких определений возраста можно наглядно показать на примере дайки кварцевых микросиенитов (ранее выделявшихся как «риолиты»), прорывающей отложения кембро-ордовика в 10 км севернее Puits V Igoudrane и докембрийские тол щи в 3–4 км к югу от месторождения Игудран (см. рис. II.1, с. 42). Геологический воз раст этой дайки однозначно определяется как послеордовикский, а значение, полу ченное нами Ar / Ar методом по биотиту и калиевому полевому шпату (рис. IV.1 A, B), составляет 204–200 млн л. (т. е. — поздний триас).

Рисунок IV.1. Результаты определения абсолютного возраста дайки микросиенитов (в 3–4-х км южнее месторождения Игудран;

анализы выполнены в лаб. Изотопно-геохронологических исследований ИГМ СО РАН, Новосибирск, аналитик А.В. Травин) Ar / Ar методом: A — по биотиту;

B — по калишпату.

U / Pb методом по циркону: C — из микросиенитов в неопротеро зойских сланцах NP2;

D — из микросиенитов в кембро-ордовикских от ложениях.

Окончание рис. IV. Отобранные нами из этой дайки цирконы для определения возраста микросиени тов U / Pb методом относительно крупные, округлой формы, как правило, зональные и часто содержат метамиктное ядро. Очевидно, такие цирконы были захвачены распла вом из субстрата при его плавлении или при транспортировке из вмещающих пород.

Полученный по ним возраст кварцсодержащих микросиенитов по двум пробам соста вил, соответственно, 571,3 5,1 и 605 15 млн л. (см. рис. IV.1 C, D). Эти значения яв но противоречат как их постордовикскому геологическому возрасту, так и абсолютно му возрасту Ar / Ar методом по биотиту и калиевому полевому шпату. Всё это под тверждает необходимость более корректного и целенаправленного применения спе циальных методик (в т. ч. и химических) по извлечению и отбору проб циркона из суб вулканических даек риолитов, гранит-порфиров, трахириолитов и трахитов. Циркон в таких мелкозернистых породах часто тонкокристаллический, что связано с быстрым остыванием и кристаллизацией расплава в близповерхностных условиях.

В недосыщенных кремнезёмом породах (базальтах, оливиновых габбро, щелочных породах) вместо циркона (Zr SiO4) часто присутствует бадделеит (ZrO2), что следует учитывать при U / Pb датировании магматических пород.

Из анализа изотопно-геохронологических данных вытекает важный для металлоге нии Анти-Атласа вывод о необходимости проведения новых специальных исследова ний по определению возраста дайковых комплексов риолитов, гранит-порфиров, тра хириолитов и трахитов, поскольку они наиболее сближены по времени формирования с разными типами гидротермального оруденения (Au-Ag, Au-Ag-Te, Cu-Mo-Au-пор фирового и др.) и могут выступать в качестве одного из надёжных индикаторов и кри терием при его прогнозировании и поисках.

Рисунок IV.2. Ar / Ar возраст адуляра из кварц-адуляр-хлоритовой жилы 7 месторождения Бу Аззер (по Levresse, 2001;

Levresse et al., 2004) Рисунок IV.3. Прожилки кварца-gris с ртутистым серебром (Q3-gris-HgAg) и адуляром (Ad) среди пелитов NP2 (Имитер, скв. № 289, гл. 56,5 м) По изотопно-геохронологическим данным в Анти-Атласе выделяется три этапа формирования серебряного и серебросодержащего оруденения (см. рис. I.2, с. 17): 1) поздне-неопротерозойский (540–555 млн л. н.) Cu-Pb-Au-Ag — Bou Madine;

2) поздне карбоновый-раннепермский (~ 300 млн л. н.) Au-Ag-Te тип — Bleida, Фар Вест, Tamlelt и (310–300 млн л. н.) Ni-Co(Ag) тип — месторождения района Bou Azzer;

3) мезозойс кий (215 млн л. н.) — поздние жилы с ртутистым серебром и адуляром на участках Центральный Bou Azzer и Тамдрост в рудном поясе Bou Offro – El Graara. Последние два этапа достаточно надёжно обоснованы изотопно-геохронологическими данными, полученными U / Pb, Ar / Ar, Re / Os методами. Для обоснования же раннего поздне неопротерозойского возраста Hg-Ag оруденения в Имитерском районе имеются лишь косвенные геологические данные и противоречивые U / Pb датировки «риолитов»

Ташкакашта и Тауззакта, с которыми предполагается генетическая связь серебряного оруденения. Поэтому нами проведено определение возраста Hg-Ag оруденения мес торождения Имитер по адуляру из жил кварца-gris 2-й стадии продуктивного по сереб ру этапа рудоотложения (см. рис. III.1 B, с. 66) Ar / Ar методом.

Первые данные о возрасте Hg-Ag оруденения Анти-Атласа были получены G. Levresse (Levresse, 2001;

Levresse et al., 2004) для месторождения Бу Аззер. Им был установлен Ar / Ar возраст адуляра из поздних пост-арсенидных кварц-адуляр хлоритовых жил и зон, содержащих ртутьсодержащее серебро (м-ние Бу Аззер, жи ла 7), составивший 218 8 млн л., что отвечает позднему триасу (рис. IV.2).

Для уточнения возраста формирования ртуть-серебряного (Hg-Ag) оруденения месторождения Имитер нами изучен адуляр из прожилков кварца-gris 2-й стадии про дуктивного по серебру этапа (рис. IV.3 A) среди пелитов NR2 (скв. SFG 289, глубина 56,5 м). В этом прожилке отмечается также вкрапленность ромбических кристалликов адуляра (рис. IV.3 B–D), локализованного преимущественно вдоль его зальбандов.

Такие прожилки сложены мелкозернистым кварцем-gris с вкрапленностью амаль гам серебра. По данным фазового рентгеноструктурного анализа, содержание адуля ра в них составляет 5–7 %. Полученный Ar / Ar методом по адуляру возраст (рис. IV.4) составил 254,7 3,2 млн л., т. е. установленный нами возраст Ag-Hg оруде нения близок к границе перми и триаса и отвечает начальным стадиям развития ран немезозойского рифтогенеза, связанного с раскрытием Атлантического океана.

В Анти-Атласе выделяются три района проявления Hg-Ag оруденения (см. рис. I.1, с. 16 и рис. I.2, с. 17): Имитерский (месторождения Имитер, Игудран), месторождение Zgounder и Hg-Ag оруденение в жиле 7 на месторождении Бу Аззер. Эти районы от личаются многоэтапным проявлением мантийного базитового и щёлочнобазитового магматизма.

Рисунок IV.4. Результаты Ar / Ar датирования адуляра из прожилков кварца-gris среди пелитов NPR2 (Имитер, скв. № 289, гл. 56,5 м, см. также рис. IV.3;

аналитик А.В. Травин, лаб. ИГИ, ИГМ СО РАН, Новосибирск) Так, в Имитерском рудном районе развиты дайковые комплексы долеритов, габбро и трахириолитов неопротерозойского возраста;

долериты, монцониты и кварцсодер жащие микросиениты триаса;

лавы и вулканические постройки щелочных пород и ан каратритов (меланократовых нефелиновых базальтов со значительным содержанием моноклинного пироксена и фенокристаллами оливина) неогенового и четвертичного возраста. В районе месторождения Zgounder известны докембрийские и триасовые и фонолиты неогенового возраста. В районе Бу Аззера установлены раннекембрийские щелочные породы (вулкан Джебель Бохо), а также базиты раннепермского и триасово го возраста. Многоэтапным является и оруденение этих сереброрудных районов. Осо бенно отчётливо многоэтапность рудоотложения проявлена в Имитерском (см.

рис. III.1, с. 66) и Бу Аззерском рудных районах.

Многоэтапностью развития мантийного базитового и щёлочнобазитового магма тизма эти рудные районы существенно отличаются от других рудных районов Анти Атласа, что позволяет рассматривать её в качестве одного из критериев выделения новых прогнозных площадей и перспективных участков в их контурах для поисков ртутно-серебряного оруденения. Так, некоторое сходство с названными районами по характеру проявления разновозрастного мантийного базитового и щёлочнобазитового магматизма имеют некоторые рудные районы северо-восточной части Анти-Атласа, такие как Sidi Flah, Boumalne, район месторождения Bou Madine и др.

Таким образом, анализ литературных данных и результаты собственных изотопно геохронологических исследований позволили сделать следующие выводы:

1. Серебряное оруденение является наиболее молодым гидротермальным образо ванием в Имитерском рудном районе, что подтверждается и пространственно временными соотношениями его проявления с разными типами магматических по род и гидротермальной минерализации.

2. Полученные ранее (Levresse, 2001;

Levresse et al., 2004) изотопно-геохроноло гические данные об Ar / Ar возрасте адуляра из поздних кварц-адуляр-хлоритовых жил Имитера, содержащих серебро и его амальгамы, и из жилы 7 месторождения Бу Аззер, а также наши данные Ar / Ar датирования адуляра из кварца-gris место рождения Имитер свидетельствуют о мезозойском возрасте Hg-Ag оруденения Восточного Анти-Атласа.

3. В boutonnire Saghro широко проявлен раннемезозойский высококалиевый щелоч ной и щёлочно-базитовый магматизм, что подтверждается и экспертными изо топно-геохронологическими данными по Ar / Ar датированию кварцевых микросие нитов в Имитерском рудном районе. Это косвенно свидетельствует о возможности проявления в этом структурном блоке гидротермальных процессов в мезозое.

IV.2. РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ ФЛЮИДНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В МИНЕРАЛАХ Физико-химические условия формирования серебряного оруденения рудного района Имитер осуществлялось посредством изучения флюидных включений в кварце соб ственно серебряных руд (кварце-gris и кварце из жил розового доломита с минерала ми серебра), а также в кварце разных типов дорудной (досеребряной) гидротермаль ной минерализации (рис. IV.5). Результаты термобарогеохимических исследований, выполненных по методике, описанной в работе А.С. Борисенко и др. (1987), с учётом данных Z. Baroudi et al. (1999), показали, что разные типы гидротермальной минера лизации Имитерского рудного поля существенно различаются по физико-химическим параметрам их формирования. Наиболее контрастно они отличаются по составу газо вой фазы гидротермальных флюидов и соотношению в ней CO2 : N2 : CН4, в особеннос ти по кварцу-gris 3-го (продуктивного по серебру) этапа рудоотложения (табл. IV.1).

Таблица IV.1. Состав газовой фазы флюидных включений в кварце различных этапов минерализации в рудном поле Имитер (см. рис. III.1 B, с. 66) Состав, мольн. % Ста- Парагене- № пробы Этап Тип включения дия зис и место отбора CO2 N2 CH 1-й (NP, 1 Q1-Py-Crb шх. PC, 1400 м н. у. м газ. вторичн. 0,0 82,1 17, Имитер) шх. PC, 1390 м н. у. м 2-хфазн. вторичн. 56,8 14,3 28, Q2-Gl-Sph Im-31(шх. B3, гор. 1312 м н. у. м) 2-й 3, 4 газовое первичн. 0,0 91,5 8, (кембрийс- (из м/з Q 2-хфазн. первичн. 2,6 49,8 47, кий, Ими- жил с 0,0 59,7 40, тер) Ag газовое первичн. 0,0 0,0 100, содержащи ми блёклы- Im-65 (к СВ от шх. P V, Игудран) газовое первичн. 0,0 29,8 70, ми рудами L-41-1b (к СВ от шх. P V) 2-хфазн. первичн. 0,0 84,2– 15,8– и Gl) 76,4 23, L-56-10 (к С от шх. P V, Игудран, 0,0 82,9– 18,8– контакт с неопротерозоя с Є) 81,2 17, Q-Crbпал. РМ 13 (поверхность над шх. B3) 2-хфазн. первичн. 82,0 18,0 0, L-37-2 2-хфазн. первичн. 89,2 10,8 0, L-45-8 (в 2,8 км к сев.-вост. от 80,7– 33,7– 19,3– Nouvelle Carriere) 52,6 29,0 13, L-45-8/2 75,6– 25,4– 19,1– 60,3 5,7 14, ? 222 2-хфазн. вторичн. 49,1 50,9 0, (Q жилы с Mo в гранодиоритах) 0,0 100,0* 0, Q- PM 23 (Q из зальб. доломитовой 3-й 1 газ. псевдовторичн. 17,4 0,0 82, жилы, шх. B3, 1312 м н. у. м) -(Dol-rose) (серебря- 2-хфазн. первичн. 2,5 41,9 55, (Ag) ный, пермь 23,6 19,0 57, триасовый, 22,8 41,3 35, Имитер) Q из жилы Dol c ксенолитами 2-хфазн. первичные 6,9 50,5 42, вмещающих пород (шх. B3, 18,8 45,5 35, 1312 м н. у. м) 30,5 33,6 35, (Q3-gris)- Im-111 (кварц-gris) 2* газовое первичное 0,0 74,8 25, -Ag 2-хфазн. первичные** 0,0 88,6** 11, 0,0 76,1** 23, В2 2-хфазн. первичн. 0,0 37,2 62, Е3-Б 0,0 56,4 43, (шх. B3, 1312 м н. у. м) 0,0 57,8 42, 0,0 66,4 33, 0,0 54,3 45, SFG 289-56 (шх. B3, 1150 м н.у.м) 2-хфазн. первичн. 0,0 0,0 100, Q прожилки в измен. риолитах, V-80-12 (Q с пиритом, сфалери- 2-хфазн. вторичн. 0,0 0,0 100, аналогичных Bou Madine том и халькопиритом) газ. псевдовторичн. 98,6 0,0 1, Эпитермальные Q жилы, секу- L-38-7 (к С от шх. P V, Игудран) 2-хфазн. вторичн. 0,0 100,0* 0, щие гранодиориты (сев. часть L-54-1/1 (1,2 км к С от шх. P V) 0,0 100,0* 1, рудного поля Имитер) L-55-4 (к СВ от шх. P V) 0,0 100,0* 0, L-58-2 (Q из вулканитов к СВ от 0,0 100,0* 0, Nouv. Carriere,) 168-626-2 (эпитерм.) 0,0 100,0* сл.

Q жилы в экзоконтакте грано- Im-207 (в 3 км к ю.-вост. от Nouv. ? 62,0 0,0 38, диоритов Taouzzakt Carriere) Примечания. * Газовая фаза низкой плотности со следами азота. ** Включения с ксеногенной рудной фазой Ag.

_ Рисунок IV.5. Флюидные включения в кварце различных этапов минерализации в рудном поле Имитер (этапы и стадии приведены в соответствии с рис. III.1 B, с. 66) Красным контуром отмечены первичные включения, голубым — вторичные;

ГЖ — газово-жидкие вклю чения;

тв — твёрдая фаза;

тв (HgAg) — твёрдая фаза, представленная ртутистым серебром.

А, B — вторичные газовые и двухфазные флюидные включения в кварце стадии Q1-Py-Crb 1-го этапа минералообразования (пр. РС, 1390 м н. у. м.).

C, D — первичные газовые и двухфазные флюидные включения в кварце стадии Q2-Gl-Sph 2-го этапа.

E, F — двухфазные включения в кварце 1-й стадии Q+(Dol-rose) (Ag) 3-го (серебряного) этапа, содер жащие в качестве ксеногенной твёрдой фазы самородное серебро.

G, H — первичные двухфазные включения в кварце-gris 2-й стадии (Q3-gris)-Ag 3-го (серебряного) этапа, «прилипшие» к обособлениям самородного серебра (G — обр. Im-111).

Рисунок IV.6. Состав газовой фазы флюидных включений в кварце разных типов гидротермальной минерализации (см. табл. IV.1, а также рис. III.1 B, с. 66) Py — пирит, Chl — хлорит, Tn-Ttr — блёклые руды теннантит-тетраэдритового ряда, Gl — галенит, Q — кварц, Dol — доломит, Hg-Ag — ртутистое серебро, Mo — молибденит.

В рудном поле Имитер наиболее ранними являются крупные, как правило, полого залегающие безрудные кварцевые жилы 1-го этапа минерализации (см. рис. III.1 B, с. 66). В разных частях рудного поля в таких жилах присутствуют калиевые полевые шпаты (среди гранодиоритов или в их экзоконтактах), мусковит или хлорит (на удале нии от гранодиоритов) и редкий пирит.

В кварце из этих жил установлены высокотемпературные (до 300–400С) флюид ные включения, содержащие кристаллики галита (NaCl) и жидкую углекислоту СО2 (по Baroudi et al., 1999 и нашим данным). В газовой фазе включений преобладает либо только углекислый газ СО2, либо СО2 и СН4 при невысоких содержаниях азота (см.

табл. IV.1;

рис. IV.6).

В кварце из кварцевых жил с арсенопиритом, пиритом и тонкой вкрапленностью галенита 2-го этапа минералообразования установлены флюидные включения с температурой гомогенизации 180–140С и концентрацией растворов от 7-ми до 30 мас. %, содержащие высокоплотный диоксид углерода СО2, который преобладает в составе газовой фазы (Baroudi et al., 1999). Кроме СО2 в них отмечаются переменные количества азота и метана.

Среди более поздних жил и жильных зон эпитермального кварца 2-го этапа мине ралообразования по составу флюидных включений можно выделить две группы: пер вая включает жилы с Ag-содержащей блёклой рудой и галенитом (обр. Im 31, Im 65, L 41–1b, L 56–10 — см. табл. IV.1);

вторая группа представлена жилами без сульфи дов или с редкой вкрапленностью пирита и галенита, иногда барита.

В кварце из жил первой группы с Ag-содержащими блёклыми рудами и галенитом установлены флюидные включения с высокоплотной газовой фазой, состоящей из азота и метана (см. табл. IV.1). Температура гомогенизации таких включений 250С, концентрация растворов составляет 5–15 мас. %. По этим параметрам эпитермаль ные кварцевые жилы первой группы весьма сходны с жилами кварца-gris с Hg-сереб ром 3-го (серебряного) рудного этапа и отличаются от других типов кварцево-жильной минерализации. Весьма примечательно, что в пробах такого эпитермального кварца установлены высокие содержания серебра: в пр. Im–31 — 430 г / т;

в пр. Im–65 Ag — 839 и 1004 г / т, Hg — 93 г / т. Эти данные позволяют предположить, что, во-первых, жилы кварца первой группы, как и жилы кварца-gris, относятся к основному продук тивному сереброрудному этапу и, во-вторых, вероятно, являются своеобразной формой проявления серебряного оруденения 3-го серебряного этапа на верхних уровнях сереброносных жил.

Жилы 2-й группы отличаются низкими концентрациями растворов флюидных включений (1–3 мас. %) и малой плотностью газовой фазы, в составе которой по дан ным КР-спектрометрии установлен только азот, что свидетельствует о низких давле ниях образования этих жил, вероятно, в близповерхностной обстановке.

Включения в кварце из жил в зонах дробления с палевым карбонатом характери зуются высокими содержаниями углекислоты в газовой фазе (60–89 мол. %), а также присутствием азота и метана в существенно меньших количествах (см. табл. IV.1).

Своеобразный состав газовой фазы имеют флюидные включения в кварце из кварц-молибденитовых жил (см. табл. IV.1, обр. 222). Они отличаются азотно-угле кислотным составом при полном отсутствии метана, присутствием высокоплотной СО и высокими концентрациями растворов.

Газовые и двухфазные первичные включения в кварце 1-й стадии 3-го (продук тивного по серебру) этапа — Q-(Dol-rose) (Ag) (см. раздел III, подразд. III.3) — рас полагаются по зонам роста (см. рис. IV.5 E, F). Часто в них, как и в кварце-gris 2-й ста дии серебряного этапа (см. ниже), присутствует рыхлая хлопьевидная прозрачная твёрдая фаза (возможно, гидрослюда). В кварце этой стадии (см. табл. IV.1 и рис. IV.6) в составе газовой фазы преобладает метан над азотом (содержание CH4 — 82,6–35,8 мол. %, N2 — 50,5–19,0 мол. %) и часто устанавливается присутствие диок сида углерода CO2 (30,5–2,5 мол. %).

Серый кварц 2-й стадии серебряного этапа — (Q3-gris)-Ag — содержит как ред кие единичные относительно крупные (15–10 мкм) первичные или псевдовторичные газовые и двухфазные включения, так и их группы (пр. Im–111) (см. рис. IV.5 G, H, табл. IV.1 и рис. IV.6). Встречаются также двухфазные флюидные включения, содер жащие ксеногенную фазу серебра, что свидетельствует о их захвате синхронно с кри сталлизацией Ag (см. рис. IV.5 G). Зональные зёрна кварца-gris обычно содержат обильные флюидные включения субмикронного размера. В двухфазных включениях этой генерации присутствует неидентифицированная хлопьевидная твёрдая фаза в различных объёмных соотношениях.

Состав газовой фазы двухфазных включений в кварце-gris характеризуется отсут ствием CO2 (см. табл. IV.1 и рис. IV.6) и переменным соотношением азота и метана (содержание N2 варьирует от 88,6 до 0,0;

CH4 — от 100,0 до 11,4 мол. %). Значитель ный разброс соотношений N2 и CH4 во включениях кварца-gris в образцах может быть связан с эндогенной зональностью и свидетельствовать о локальных изменениях P–T параметров минералообразования. Температуры гомогенизации таких включений ва рьируют от 220 до 114С и свидетельствуют о низких температурах образования кварца-gris. Концентрация солей (NaCl + CaCl2) в растворах включений по данным криометрического анализа составила 25–7 мас. %. Сходные значения концентрации растворов (30–3 мас. %) и температуры гомогенизации включений (250–99С) в квар це-gris в рудном поле Имитер были получены ранее Z. Baroudi et al. (1999).

Близкие температуры гомогенизации (230–90С), концентрации растворов (32– 22 мас. %) и состав газовой фазы флюидных включений (см. рис. IV.6) установлены также в кварце из поздних кварц-адуляр-хлоритовых жил месторождения Бу Аззер (в частности — в жиле 7), содержащих Hg-серебро (Essarraj et al., 2005). При идентич ных физико-химических параметрах (температура 209–183С, концентрация раство ров 30–24 мас. % и существенно метан-азотный состав газовой фазы) отлагалось Hg серебро продуктивной стадии на месторождении Згундер (Essarraj et al., 2005).


Всё это свидетельствует о сходстве физико-химических параметров отложения кварц-серебряной минеральной ассоциации на месторождениях Имитер, Згундер и Бу Аззер, в то же время при их существенном отличии от других парагенезисов гидро термальной минерализации, проявленных на этих месторождениях.

Таким образом, результаты исследований состава газовой фазы флюидных вклю чений в жильном кварце 3-го (продуктивного по серебру) этапа рудоотложения стадий (Q3-gris)-Ag и Q-(Dol-rose) (Ag) показали её повсеместный существенно азотно метановый состав иногда с примесью углекислоты (см. табл. IV.1 и рис. IV.6) по срав нению с включениями в других типах и этапах гидротермальной минерализации.

С глубиной доля азотной составляющей снижается и увеличивается содержание ме тана, вплоть до 100 % на горизонте с абсолютной отметкой 1150 м (обр. SFG 289– 56,5 — см. табл. IV.1). Образование кварца-gris, по данным термодинамического мо делирования, происходило вследствие гетерогенизации и дегазации гидротермально го раствора и частичного удаления СО2 и Н2S из состава газовой фазы. Это обуслови ло снижение редокс-потенциала и увеличение рН раствора, что при одновременном воздействии с другим фактором (снижением температуры) привело к массовому от ложению ртутистого серебра, а не сульфидов Ag и Hg. В слабокислых хлоридных рас творах доминирующей химической формой является атомарная ртуть ( ) и при совмещении полей устойчивости ртути и серебра в низкотемпературной области 150С происходит отложение Hg-серебра. Из-за отсутствия СО2 в растворе карбона ты не отлагались. Гидротермальные растворы стадии Q-(Dol-rose) (Ag) были более кислыми, в их составе присутствовали СО2 и Н2S, что и определило формирование минеральной ассоциации карбонатов с сульфидами Ag, Hg, Pb, Cu, Fe и др. металлов.

Существенное отличие флюидов ранних этапов минералообразования от азотно метановых флюидов продуктивных по серебру стадий позволяет использовать состав газовой фазы флюидных включений в качестве одного из поисковых критериев и пря мых признаков для прогноза и выявления серебряного оруденения как в Имитерском рудном районе, так и в других бутоньерах Анти-Атласа.

IV.3. ОПРЕДЕЛЕНИЕ ГЕНЕТИЧЕСКОГО ТИПА ОРУДЕНЕНИЯ Выяснение генетического типа оруденения является важным элементом разработки прогнозно-поисковой модели рассматриваемого типа оруденения. Как говорилось вы ше, в Марокко известны четыре объекта, которые можно отнести к Hg-Ag типу — Имитер, Игудран, Згундер и жила 7 месторождения Бу Аззер с Hg-Ag минерализацией (Виноградова и др., 1994, 1995;

Лебедев, 1998, 2003;

Новиков и др., 2009 и др.). Для определения их генетического типа важно выяснить, являются ли они оригинальным и самостоятельным типом оруденения или своеобразной разновидностью (субтипом) серебро-сурьмяного (или пятиэлементного никель-кобальтового арсенидного) оруде нения. Другие типы серебряного оруденения Анти-Атласа — золото-серебряный, оло во-серебряный, Ag-содержащий полиметаллический (Ag-Pb-Zn) и др. — кардинально отличаются от рассматриваемого ртуть-серебряного типа по геологическим условиям образования, связи с магматизмом, минералого-геохимическим особенностям руд и другим параметрам.

Месторождений, в рудах которых высокортутистое серебро является одним из главных рудных минералов, в мире не так уж много (Борисенко и др., 1984, 1985, 1987;

Серебро-сурьмяная…, 1992;

Титов, Осиков, 1999;

Дьячков и др., 2004;

Павлова и др., 2008;

Третьякова и др., 2009). К ним можно отнести: 1 — объекты Ni-Co-As типа ору денения, такие как крупные серебряные месторождения, Актепе (Узбекистан), Конгсберг (Норвегия), сереброрудный район Канады Тандер Бей (Thunder Bau) (осо бенно месторождение Upper Beaver, жилы Big Harri, а также проявления гидротер мальной серебряной минерализации с высокортутистым серебром в Норильском руд ном районе (Спиридонов и др., 2009) и др.;

2 — объекты серебро-сурьмяного и сереб ро-ртутного низкотемпературного гидротермального оруденения, такие как месторож дения Хачакчан и Ночное (Верхоянье, Якутия), Ландсберг, Штальберг и др. (Пфальц, Германия).

К какому геохимическому типу гидротермального оруденения (формациям мышья кового ряда — Ni-Co-As, Cu-Co-As, Co-As, Au-As и др., или сурьмяного — Ag-Sb, Ag Pb(Sb), Ag-Pb-Zn(Sb)) относятся рассматриваемые нами сереброрудные месторожде ния Марокко, нам и предстояло выяснить.

Ртутистое серебро весьма характерно для Ni-Co-As месторождений (Актепе;

Конгсберг;

районы Кобальт и Тандер Бей в Онтарио и Большого Медвежьего озера в Северо-Западной Канаде;

Рудные горы в Германии и Чехии;

Шаланш во Франции и мн. др.). И, казалось бы, судя по минералого-геохимическим особенностям руд место рождений Имитер, Згундер и жилы 7 Бу Аззера, их тоже можно отнести к мышьяково му геохимическому типу оруденения, что согласуется с широким развитием арсенопи рита, вплоть до сливных арсенопиритовых образований, наличием вкраплений удли нённо-призматического арсенопирита в изменённых сланцах NP2, присутствием арсе нидов и сульфоарсенидов Ni и Co, мышьяковых сульфосолей, ассоциации самород ного серебра с арсенопиритом и т. д. К тому же, сурьмы в рудах мало, тетраэдрит и фрейбергит также не слишком распространены. Но, как показал анализ литературных данных и результаты наших исследований, арсенидная Ni-Co минерализация на ме сторождениях Бу Аззер и Имитер относится к более раннему (кембрийскому или кар боновому) этапу рудоотложения (см. рис.III.1, с. 66) и значительно оторвана по вре мени формирования от продуктивного пермо-триасового серебряного этапа рудоот ложения, которое является здесь самостоятельным геохимическим типом, обособлен ным от Ni-Co-арсенидного типа не только во времени, но и в пространстве.

Ртутистое серебро отмечается и в рудах серебро-сурьмяных месторождений (Вер хоянье, Памир, Алтай и другие районы). На месторождениях серебро-сурьмяного типа Обохо, Хачакчан и Ночное в Якутии (Серебро-сурьмяная…, 1992;

Константинов и др., 2003;

Задорожный, 2010;

Костин и др., 2011) в значительных количествах присутствует высокортутистое серебро. Руды этих месторождений локализуются в протяжённых, линейных зонах дробления чёрных сланцев. Cидерит-сульфидная минерализация в таких зонах проявляется в качестве цемента брекчий, а также в виде жил и прожил ков. Жильные минералы представлены в основном кварцем и сидеритом;

главные рудные минералы — галенитом, тетраэдритом, пираргиритом и Hg-серебром;

второ степенные — аргентитом, ленаитом, буланжеритом, джемсонитом, имитеритом, сте фанитом и киноварью. Самородное серебро содержит 11–33 мас. % Hg и присутству ет в рудах в виде вкрапленности, прожилков и крупных самородков (до 2–3 кг). Наибо лее обогащены самородным серебром фланги рудных зон, а в их центральных частях Hg-серебро образует мелкую вкрапленность, ассоциируя с пираргиритом, Ag-тетра эдритом и другими сульфосолями Ag и Pb. Главными компонентами руд являются Ag, Pb, Sb, Bi. Содержание серебра в рудах достигает 25 кг / т. Это промышленные место рождения с ресурсами Ag, оцениваемыми в несколько тысяч тонн, в настоящее время на них проводятся геологоразведочные работы. Формирование этих месторождений и других Ag-Sb объектов Верхоянской провинции пространственно и во времени (~ 100 млн л. н.) тесно связано с проявлением базитового и щёлочно-базитового маг матизма, представленного дайками долеритов, высококалиевых сиенитов и лампро фиров (Индолев, Невойса, 1974;

Pavlova, Borisenko, 2009;

Костин и др., 2011 и др.).

Других магматических пород (интрузивных и вулканических) на месторождениях Обо хо, Хачакчан и Ночное не установлено.

Итак, в зависимости от специфики геологических условий образования, геохимиче ских особенностей рудовмещающих черносланцевых толщ, характера проявления базитового и щёлочно-базитового магматизма, глубинности проявления температур и геохимического профиля гидротермальных процессов рудоотложения формируются разные типы месторождений, которые отличаются между собой лишь по минералого геохимическим особенностям руд (табл. IV.2). Ртуть-серебряные месторождения Имитерского рудного района (а также Згундер и Бу Аззер) по всем этим параметрам весьма сходны с месторождениями Ag-Hg (Sb) формационного типа, в частности — с объектами Верхоянского рудного района. При этом последние отличаются более от чётливо выраженным сурьмяным геохимическим профилем с широким развитием сурьмяных сульфосолей Cu, Pb, Ag, сидеритовым (а не кварц-доломит-кальцитовым, как в рудном поле Имитер) составом жильного выполнения, а также повышенным со держанием Bi в рудах.

Таблица IV.2. Характеристика геохимических типов серебряных руд Содерж. Ag в руде (г/т) и, в Геохим.

Тип руд Минеральный состав скобках, в Примеры месторождений профиль руд тетраэдрите (мас. %) Cu, Ag, Sb, Ag-Sb тетраэдрит, халькопирит, 200–600 Асхат (Монголия), Пограничное Bi, Pb, Zn, халькостибит, пирит, арсенопирит, (от 1,2–2,5 (Алтай, РФ);

Кумыштаг Hg, Ni, Co пирротин, гудмундит, висмутин, до 10) (Кыргызстан);

Кимпеченское антимонит, самородный Bi и Sb, бурнонит, (Якутия, РФ);

Акджилга, хоробетсуит, галенит, сфалерит В. Акджилга (Юго-Вост. Памир) Pb, Zn, Ag, Ag-Pb галенит, бурнонит, сфалерит, 400 Озёрное, Чаган-Гол (Алтай, РФ);

Sb, Cu, Bi, фрейбергит, тетраэдрит, семсейит, (5–36) Привет, Раннее, Перевальное, Ni, Co самородный Bi ( Sb) висмутин, Чочимбальское, Берёзкинское джемсонит, пирит, арсенопирит (Якутия, РФ) Ag-Hg Hg-тетраэдрит, галенит, Hg-серебро, Ag, Hg, Pb, 600–n 1000 Хачакчан, Ночное, Обохо халькостибит, пираргирит, Hg-сфалерит, Zn, Sb, Cu, (от 0,2–20 до (Якутия);


Швац (Австрия);

Сагсай, Ni, Co фрейбергит, бурнонит, имитерит, 50) Джылкыдал (Алтай, РФ) халькопирит, герсдорфит, киноварь Ag, Hg, Pb, 600–n 3000 Имитер, Згоундер (Марокко) Hg-серебро, галенит, сфалерит, пирит, Zn, Sb, Cu, пираргирит, полибазит, фрейбергит, (25–42) Ni, Co акантит, имитерит, халькопирит, герсдорфит, киноварь В качестве дополнительной и, в какой-то мере, противоречивой информации, сле дует подчеркнуть, что ртутистое серебро и его амальгамы характерны и для многих вулканогенно-гидротермальных колчеданно-полиметаллических месторождений. Они присутствуют в рудах Зареченского и Юбилейного месторождений Рудного Алтая, Са лаирском и Урском на Салаире, Сала в Швеции, Иберийского пояса Испании, свинцо во-цинковых месторождения Восточного Забайкалья и др. Однако, ртутистое серебро в таких рудах, как правило, золотосодержащее (с содержанием Au до 5 %), а сами ме сторождения являются высокосульфидными и принадлежат к другому промышленно генетическому типу.

V. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ Для изучения потоков рассеяния индикаторных на продуктивную ртутно-серебряную минерализацию рудных элементов нашей группой выполнено систематическое шли хогеохимическое опробование аллювиальных отложений временных водотоков (уэдов) с отбором проб через 200 м и литогеохимическое опробование делювиально пролювиальных отложений по сети 200 200 м;

проведены опытно-методические ис следования возможности применения метода газортутной съёмки с помощью высоко точного портативного ртутного газоанализатора РА–915+ и геолого-геохимическое со провождение опытно-методических меркурометрических исследований.

V.1. ЛИТОГЕОХИМИЧЕСКИЕ И ШЛИХОГЕОХИМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ Проводимые нами исследования в рудном поле Имитер стали продолжением опытно методических лито- и шлихогеохимических работ 2008 г., в результате которых опре делены наиболее информативные элементы-индикаторы руд;

установлены состав, строение и размеры первичных геохимических ореолов, формирующихся в связи с рудными телами;

определён наиболее рациональный комплекс аналитических иссле дований, обеспечивающий надёжную диагностику элементов-индикаторов орудене ния;

разработана поисковая геолого-геохимическая модель, позволяющая интерпре тировать результаты геохимических работ в пределах Имитерского рудного поля (Но виков, 2009). Кроме того, установлено, что традиционные методы поисков по вторич ным литохимическим ореолам рассеяния не обеспечивают надёжной фиксации сле пых (не выходящих на дневную поверхность) рудных тел, что потребовало апробации и внедрения в практику поисковых работ новых методов, способных фиксировать зна чительно ослабленные остаточные, а также наложенные солевые (в т. ч. и в ионной форме) ореолы рассеяния.

Выполненные нами геохимические исследования были направлены на решение ряда основных задач, таких как:

1) совершенствование и апробация геохимических критериев поисков и оценки скрытого серебряного оруденения;

2) интерпретация, оценка и заверка геохимических аномалий, выявленных в резуль тате поисков по вторичным литохимическим ореолам рассеяния м-ба 1 : 10 000 (по данным REMINEX, 2008 г.) в восточной части Имитерской площади;

3) выявление и оценка новых участков, перспективных на обнаружение серебряной минерализации в пределах Имитерского рудного поля и его флангов.

Суть шлихогеохимического метода, эффективность которого доказана при поис ках золотого и золото-серебряного (в т. ч. и скрытого) оруденения в аналогичных ланд шафтных зонах Средней Азии (Ажгирей, Арифулов, 1987;

Арифулов, 2010) и Восточного Казахстана (Титов, Осиков, 1999), заключается в комплексном (минералогическом и гео химическом) изучении шлихов из элювиально-делювиальных и аллювиально пролювиальных отложений. В Имитерском рудном поле апробированы оба метода.

Полевые работы проводились в 2011 г. в 2 этапа — летний (июнь – август) и зим ний (ноябрь – декабрь).

На первом (летнем) этапе опробованы элювиально-делювиальные образования над скрытыми рудными телами на участках Игудран, шахты P IV, Est Puits C и PC, а также в северной части Игудранской площади, где установлена протяжённая жильно прожилковая минерализованная зона. Для заверки, интерпретации и оценки геохими ческих аномалий, выявленных ранее поисковыми работами 2008 г. компании REMINEX (схему опробования REMINEX вост. части Имитерского рудн. поля см.

ниже — рис. V.3), опробованы участок Ташкакашт и фланги шахты P IV. На втором (зимнем) этапе для заверки установленных на первом этапе аномальных содержаний поисковые работы проведены на участках южнее Игудранской площади (на северо восточном продолжении структуры участка Tachkakkacht Sud) и южнее карьера В (центральная часть рудного поля Имитер). Пробы отбирались по профилям, разме ченным через 40 м со сгущением непосредственно над скрытыми рудными телами и при пересечении минерализованных зон до 20 м. Бортовые части долин опробованы эпизодически. Общее количество отобранных шлихогеохимических проб — 310 (рис. V.1).

Минералого-геохимическое шлиховое опробование аллювиально-пролювиальных русловых отложений временных водотоков выполнено с интервалом 150–200 м на площади ~ 10 км — отобрано 310 проб, что обеспечило достаточно высокую (30 проб на 1 км ) плотность опробования (см. рис. V.1).

Методика отбора и обработки проб заключалась в следующем (Методические ре комендации…, 1986). Отбираемый материал пропускался через сито с ячейкой 2 мм до получения пробы массой 20–25 кг, из которой отситовывалась фракция -0,5 мм для сопоставления шлихогеохимического метода с традиционными методами поисков по вторичным литохимическим ореолам и потокам рассеяния. Оставшаяся часть пробы после отмучивания (удаления глинистых частиц) промывалась до серого шлиха, при этом индикаторным минералом служил гранат, удаление которого не допускалось.

Отобранные на первом этапе пробы отправлялись в ИГМ СО РАН (Новосибирск) и ТувИКОПР СО РАН (Кызыл), где после деления в тяжёлых жидкостях и минералоги ческого изучения анализировались атомно-абсорбционным методом на Ag и Hg.

Фракция -0,5 мм литохимических проб анализировалась атомно-абсорбционным методом в лаборатории REMINEX с определением Ag, Pb, Zn, Cu, As, Bi, Cd. Одна ко, принимая во внимание значительную продолжительность (до полугода) произ водства анализа, слабую информативность As и Bi и недостаточную чувствитель ность определения этим методом Cd, все аллювиально-пролювиальные пробы, а так же элювиально-делювиальные пробы 2-го (заверочного) этапа, анализировались в лаборатории SMI химико-спектральным методом с определением основных элемен тов-индикаторов серебряного оруденения — Ag, Pb, Zn, Cu.

Обработка шлихогеохимических проб выполнялась по упрощённой схеме — с по лучением концентрата доводкой серого шлиха (без использования «тяжёлых» жидко стей) и сохранением лёгкой фракции, что способствовало оперативной заверке и раз браковке выявленных аномалий. Полученный концентрат (чёрный шлих) после высу шивания просматривался под бинокулярной лупой с фиксацией количества, размеров, степени окатанности и форм выделения серебра и других типоморфных минералов, что позволяло уже на стадии визуального изучения шлихов не только оконтуривать минералогические ореолы серебряной минерализации, но и фиксировать участки тех ногенного заражения, в частности, обусловленного плавлением серебряных руд.

Последние уверенно выделялись по сферическим и каплевидным формам серебра, распространённым наряду с железными и силикатными продуктами плавления.

При шлихогеохимических поисках золоторудных месторождений обычно анализи руется электромагнитная фракция, но с учётом того, что в Имитерском рудном поле подавляющая часть серебра находится в самородной форме, а выход электромагнит ной фракции предельно мал, химико-спектральным методом в лаборатории SMI ана лизировалась вся шлиховая проба, т. е. весь серый шлих без разделения на фракции, для чего после изучения под бинокуляром лёгкая и тяжёлая фракции вновь объединя лись в единую пробу. Эффективность такой модификации шлихогеохимического ме тода (анализ серого шлиха) установлена при оценке территории на золотое и редко металльное оруденение в Восточном Казахстане (Титов, Осиков, 1999).

Помимо шлихогеохимического метода поисков нами апробирован ионопотенцио метрический метод с применением ионоселективных электродов для измерения pH,, K+, Na+, Eh, а также избирательных электродов для определения концентраций – –– 2+ + 2+ 2+ Cl, Br, I, Ca,, Ag, Cu, Pb и других ионов.

Формирование ионопотенциометрических аномалий происходит, главным образом, благодаря разложению первичных минералов с последующей биогенной сорбционной аккумуляцией составляющих их элементов в ионной форме в рыхлом чехле. Наибо, K +, лее информативными индикаторами рудных месторождений являются ионы + – 2+ –– Na, Cl и потенциалы pH и Eh, в меньшей мере — ионы, Ca, Br, I.

Важным достоинством ионопотенциометрического метода является возможность обнаружения аномалий над рудными объектами, расположенными на глубине до 150 м от поверхности при мощности перекрывающих рыхлых отложений до 10–20 м.

При этом литохимические аномалии рудогенных элементов, как правило, носят точеч ный характер и отличаются содержаниями, незначительно превышающими нижние аномальные значения.

Для ионопотенциометрического анализа готовилась породная суспензия из фрак ции 0,25 мм смачиванием её дистиллированной водой в соотношении 1 : 1. Содержа ние элементов определялось в водных вытяжках при помощи ионоселективных элек тродов. Метод характеризуется дешевизной, высокой экспрессностью (до 80–100 проб в смену), возможностью получать данные непосредственно в полевых условиях.

Применение метода основано на существовании в верхних горизонтах элювиаль но-делювиальных образований слабых солевых ореолов, связанных с погребённой эндогенной минерализацией. Своим происхождением эти ореолы обязаны, в первую очередь, биогенной и сорбционной аккумуляции химических элементов в почвенном слое. Обменные химические реакции (гидратация и сорбция) ведут к «закреплению»

солевого ореола, придавая ему свойства устойчивого геологического образования.

При смачивании исходной пробы водой часть солевого ореола переходит в раствор и может быть проанализирована.

Часть водных вытяжек после выполнения потенциометрических измерений и опре деления области распространения околорудных солевых ореолов анализировалась методом ICP-MS (масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой) на содержа ние рудогенных и петрогенных элементов. Опытно-методическими работами на золо торудных месторождениях установлено, что геохимический спектр солевых ореолов практически полностью отражает элементный состав минерализованных зон в корен ном залегании. Концентрации рудо- и ореолообразующих элементов в водных вытяж ках оказываются весьма низкими, но, тем не менее, на несколько порядков превыша ющими пределы обнаружения современного многокомпонентного ICP-MS анализа.

Так, между содержаниями элементов в литохимических пробах из элювиально делювиальных отложений и их концентрациями в водных вытяжках устанавливается значимая положительная корреляционная связь.

Объём пробы в 50 г обеспечивает её весьма высокую представительность. В вод ный раствор, в первую очередь, переходят металлы, находящиеся в гидроксидных, карбонатных и других относительно легкорастворимых формах. Такая избиратель ность значительно увеличивает контрастность слабых аномалий и их площадь. При этом одновременно определяются все элементы, имеющие индикаторное значение (Au, Ag, As, Sb, Hg, Bi, Pb, Cu, Zn, Mo, К, Na, Ca и др.).

Потенциометрический метод апробирован нами над установленным слепым руд ным телом месторождения Игудран (разрез CTI–11, см. ниже — рис. V.11).

Оценка качества аналитических работ. Эффективность геохимических поисков обеспечивается, прежде всего, качеством аналитических исследований. Производство анализов в различных лабораториях (REMINEX, SMI) и различными методами (атом но-абсорбционным, химико-спектральным, атомно-эмиссионным с индуктивно связан ной плазмой — ICP-AES) требует их сопоставления и оценки качества полученной аналитической информации. Оценка результатов метода ICP-AES осуществлялась по графикам распределения содержаний рудогенных (Ag, Hg) и сопутствующих (Cu, Pb, Zn, As) элементов по конкретным профилям геохимического опробования.

Рисунок V.2. Соотношение содержаний Ag (абсолютных — С и нормированных на локальный геохимический фон — С / Сф) в восточной части Имитерского рудного поля (положение профилей литохимического опробования REMINEX см. далее на рис. V.3) Установлено, что в распределении Ag наблюдается отчётливо выраженное влия ние проб с относительно высокими содержаниями на уровень его концентраций в по следующих пробах. Графики (рис. V.2) отражают плавное, иногда с незначительными флуктуациями, либо дискретное снижение содержаний Ag от пробы с относительно высокими его концентрациями до уровня местного геохимического фона, что проявля ется в наличии необъяснимого с геологических позиций практически сплошного ано мального поля в северо-западной части Игудранской площади (восточная часть Ими терского рудного поля) и значительного количества «профильных» аномалий (рис. V.3). Следует отметить, что такие аналитические погрешности проявлены не по всеместно и на отдельных профилях наблюдается стандартное распределение Ag с аномальными максимумами над стабильным уровнем фоновых содержаний.

Колебания геохимического фона и значительное количество «профильных» ано малий отмечается также для Hg и Cu (для Cu — особенно резкие). Так, в пределах од ного и того же профиля фоновые содержания Cu могут резко понизиться с 30–40 до 2 г / т, а затем вновь достичь прежнего уровня (рис. V.4).

Наиболее стабильным распределением, согласующимся с особенностями геологи ческого строения площади, характеризуется Pb, аномальные поля которого чётко фик сируют площадь техногенного заражения в западной части участка и трассируют все известные минерализованные зоны (рис. V.5).

Рисунок V.6. Распределение Ag в аллювиальных отложениях Имитерского рудного поля (по данным различных аналитических методов) Таблица V.1. Сравнение результатов определения рудогенных элементов в аллювиальных отложениях различными методами (Имитерское рудное поле) ат.-абсорбц. анализ хим.-спектр. анализ (лаб. REMINEX, n = 136) (лаб. SMI, n = 165) Параметры Ag Cu Pb Zn Ag Cu Pb Zn Сф, г/т 2,9 52 132 158 4,3 46 104 2,19 1,34 1,71 1,43 1,64 1,51 1,88 1, Са1 = Сф, г/т 6,4 70 226 226 7,1 70 196 Са2 = Сф2, г/т 14 93 386 323 12 105 368 Са3 = Сф3, г/т 30 125 660 462 19 158 691 Примечания. Здесь и в др. таблицах раздела: С — содержание элемента (Сф — фоновое и Са — аномальное, индексы а1, а2, а3 — уровни аном.

содержаний);

— стандартный множитель;

n — кол-во проб.

Таблица V.2. Сравнение статистических параметров распределения рудогенных элементов в аллювиальных отложениях по данным различных аналитических методов (Имитерское рудное поле) ат.-абсорбц. анализ хим.-спектр. анализ (лаб. REMINEX) (лаб. SMI) Параметры Ag Cu Pb Zn Ag Cu Pb Zn Сод-ние, г/т: средн. (Сср) 3,8 53 170 168 5,1 50 131 min 0,5 24 35 65 1 12 17 max 12 93 382 322 11 99 363 медиана 3 52 166 160 5 47 112 Стандартное отклонение, г/т 2,85 16 94 71 2,43 20 80 Коэффициент вариации 0,75 0,30 0,55 0,43 0,48 0,39 0,61 0, Кол-во проб (n) 126 134 113 121 138 153 140 Примечания. Аномальные содержания, превышающие Са2 (см. табл. V.1), в выборку не включались. Коэффициент вариации рассчитан как отношение стандартного отклоне ния к среднему содержанию элемента.

Минимизация аналитических погрешностей осуществлялась определением фоно вых содержаний по каждому конкретному профилю (или фрагменту профиля) и после дующим нормированием полученных аналитических данных на соответствующие фо новые значения. В результате были получены унифицированные для всей площади, близкие к 1 значения местного геохимического фона и коэффициенты концентраций (содержаний, нормированных на фон) для аномальных значений (см. рис. V.2, V.4).

Сопоставление атомно-абсорбционного (лаб. REMINEX) и химико-спектрального (лаб. SMI) анализов показало их хорошую сходимость, что подтверждается практи чески идентичной конфигурацией графиков распределения Ag (рис. V.6) и близкими статистическими параметрами распределения Ag и сопутствующих элементов (табл. V.1, V.2). Некоторые различия, отмечающиеся в области низких концентраций (см. рис. V.6), не оказывают существенного влияния на уровень фоновых (Cф) и ано мальных (Cа) содержаний.

Таким образом, метод ICP-AES не обеспечивает требуемого качества определе ния содержаний Ag и Hg (главных рудогенных элементов Имитерского рудного поля) и при проведении дальнейших поисковых работ необходимо использовать атомно абсорбционный или химико-спектральный метод анализа. При этом применение хими ко-спектрального анализа, несмотря на его существенный недостаток (невозможность определения содержаний Hg), предпочтительнее, поскольку производится он на месте полевых работ и позволяет оперативно заверять выявленные аномалии и корректиро вать дальнейшие поисковые работы.

Совершенствование и апробация геохимических критериев поисков и оценки скрытого серебряного оруденения. Как уже отмечалось выше, поиски по вторичным литохимическим ореолам рассеяния в ряде случаев (при отсутствии зон смятия, дробления, тектонической проработки) не обеспечивают надёжной фиксации скрытых рудных тел, поэтому нами апробированы новые для Имитерского рудного поля шлихо геохимический и ионопотенциометрический методы, способные фиксировать слабые остаточные, а также наложенные солевые (в ионной форме) ореолы рассеяния. Един ственным участком с доступным для изучения с поверхности скрытым оруденением оказался Игудран, в то время как участок Est Puits C находится в районе техногенного заражения, а поверхность над скрытым рудным телом шахты P IV перекрыта техно генными отвалами.

Эффективность шлихогеохимического метода оценивалась его сопоставлением с традиционными методами поисков по вторичным литохимическим ореолам и потокам рассеяния. Корректность сопоставления обеспечивалась сравнением результатов по фракциям, выделенным из одной и той же исходной пробы и проанализированным в одной и той же лаборатории (SMI) одним и тем же (химико-спектральным) методом.

Таблица V.3. Сравнение стат. параметров распределения рудогенных элементов в различных фракциях элювиально-делювиальных образований (вост. часть Имитерского рудн. поля;

химико-спектр. метод, лаб. SMI;

n = 91) Мелкая (-0,5 мм) фр. Тяжёлая фракция Параметры Ag Cu Pb Zn Ag Cu Pb Zn Содержание, г/т: среднее (Сср.) 4,5 45 364 288 52 246 21 414 min 1 19 29 31 2 47 84 max 14 208 5145 3410 1212 874 298 840 медиана 4 38 84 166 14 188 1911 мода 2 26 58 147 4 122 617 Стандартное отклонение, г/т 3,2 29 855 425 144 156 62 133 Сср. тяж. / Сср. мелк. 11,6 5,56 59 2, Статистические расчёты (табл. V.3) показывают, что средние содержания Ag в тяжёлой фракции (сером шлихе) более чем в 10 раз выше, чем в мелкой (-0,5 мм) фракции литохимических проб. Ещё более существенное (60-тикратное) обогащение тяжёлой фракции установлено для Pb, в то время как для Cu и Zn оно не столь замет но и составляет, соответственно, 5,5 и 2,6 раза. Несмотря на столь существенные различия в уровнях концентрации типоморфных элементов, между их содержаниями в литохимических и шлихогеохимических пробах установлены значимые положитель ные корреляционные связи с коэффициентами корреляции R = 0,8–0,9 для Pb и Zn и R = 0,46 для Ag (рис. V.7).



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 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.