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 |   ...   | 14 | 15 || 17 | 18 |   ...   | 26 |

«Administration of Tomsk Rigion   Ministry of Natural Resources and Ecology of the Russian Federation   Ministry of Education and Science of the Russian Federation   ...»

-- [ Страница 16 ] --

3. Циркон-титановые россыпи (Николаевское м-ние).

4. Из объектов попутного извлечения в составе техногенных отходов представля ют интерес золошлаковые продукты сжигания углей Кузбасса. На основе применения новейших методик анализов (ИНАА ICP-MS) выявлено большое количество участков, содержащих промышленно значимые концентрации различных металлов: железа, алю миния, никеля, кобальта, германия, скандия, золота, тантала, ниобия, редкоземельных металлов и других элементов [1, 7, 8].

Прогнозные ресурсы благородных, редких, редкоземельных и других металлов в углях Кузбасса соответствуют гигантскому месторождению с содержаниями элемен тов в ЗШМ и в золах уноса в дымовые трубы от промышленно-кондиционных до ура ганных [1, 7, 8]. По самым заниженным расчетам Б. Ф. Нифантова и только по восьми элементам (Y, La, Ce, Sm, Eu, Tb, Yb, Lu) сумма ресурсов указанных металлов в составе промышленных запасов углей составляет около 544 тыс. т, стоимостью около 290 млрд. USD при товарной стоимости углей 76 млрд. USD [7].

Однако данные оценки сделаны на основе точечного «академического» опробова ния углей. Ранее при проведении разведочных работ угли на содержание ценных эле ментов не опробовались и не анализировались [1, 7, 8]. Для геолого-промышленной оценки месторождений необходимо разведочное опробование для подсчета балансовых запасов, расчета ТЭО кондиций, изучения морфологии угольно-рудных тел в составе угольных пластов и других показателей, как необходимое условие селективной отра ботки рудосодержащих частей пластов.

5. В дальней перспективе – переработка отходов обогащения нефелиновых руд, так называемого, второго сорта, с прогнозируемым в них высоким содержанием благо родных, редких и редкоземельных металлов [3].

Литература 1. Арбузов С.И. Редкие элементы в углях Кузнецкого бассейна / С.И. Арбузов, В.В. Ершов, А.А. Поцелуев, Л.П. Рихванов. – Кемерово: Кемеровский полиграфкомби нат, 1999. – 248 с.

2. Борисов С.М. О золотоносности и редкоземельном оруденении Берикульской рудной зоны / С.М. Борисов, В.С. Дубский, С.В. Уткин // Новые данные о геологии и полезных ископаемых западной части Алтае-Саянской горной области. – Новокузнецк, 1995. – С. 257–259.

3. Гринев О.М. Золото-платиноносность нефелиновых пород Мариинской тайги в связи с проблемой их комплексного использования / О. М. Гринев, А. М. Сазонов // Геологи ческое строение и полезные ископаемые западной части Алтае-Саянской складчатой области: Материалы научно-практической конференции. – Кемерово-Новокузнецк:

КПР по КО, 1999. – С. 177–182.

4. Дубский В.С. Предварительные результаты прогнозной оценки в северной части Кузнецкого Алатау на редкоземельнометалльное оруденение / В.С. Дубский, А.В. Дубский // Геологическое строение и полезные ископаемые западной части Алтае Саянской складчатой области: Материалы научно-практической конференции. – Кеме рово-Новокузнецк: КПР по КО, 1999. – С. 218–220.

5. Кондаков А.Н. Минеральные ресурсы недр Кемеровской области. Кн. 1. Металличе ские полезные ископаемые / А.Н. Кондаков, А.А. Возная – Кемерово: ООО «ИНТ», 2013. – 290 с.

6. Мостовский А.И. Золото Мартайги и его проблемы / А.И. Мостовский, Б.Д. Шпайхер // Золото Кузбасса. – Кемерово: Кемеровский полиграфкомбинат, 2000. – С. 275–296.

7. Нифантов Б.Ф. Геохимия и оценка ресурсов редкоземельных и радиоактивных эле ментов в кузнецких углях. Перспективы переработки. Б.Ф. Нифантов, В.П. Потапов, Н.В. Митина. – Кемерово: Ин-т угля и углехимии СО РАН, 2003. – 104 с.

8. Нифантов Б.Ф. Угли Кузбасса. Химические элементы-примеси и технологии их из влечения при комплексном освоении месторождений / Б.Ф. Нифантов, В.П. Потапов, Б.А. Анферов, Л.В. Кузнецова. – Кемерово: Институт угля СО РАН, 2011. – 310 с.

9. Санин В.Н. Скарново-магнетитовые месторождения Горной Шории – высокопер спективный резерв благородных и цветных металлов / В.Н. Санин, А.Н. Платонов, И.В. Демидов // Золото Кузбасса. – Кемерово: Кемеровский полиграфкомбинат, 2000. – С. 348–364.

ПОЛИХРОННАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ КУБАНИТОВЫХ РУД ТАЛНАХСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ В.Г. Михеев, А.В. Машуков, А.Е. Машукова, Е.Н. Журавлева Сибирский федеральный университет, Красноярск, Россия E-mail: VMicheev@mail.ru Предметом настоящего исследования стали образцы медно-никелевых руд со стоящие, по данным рентгенофазового анализа, в основном из кубанита, пентландита, халькопирита, магнетита, роувалфита и гематита. При этом не идентифицированные примесные фазы составили 2 массовых процента. Съемка проводилась на автоматизи рованном рентгеновском дифрактометре фирмы Shimaqadzu XRD-6000 (излучение CuKa). В связи с отсутствием стандартов производился безэталонный метод съемки.

Для идентификации материала использовалась информационно-поисковая система (ИПС ФИ), совмещающая качественный и полуколичественный (по методу «корундо вых» чисел) анализы. Использовалась международная база данных ICDD 2005 г.

Как следует из результатов рентгенофазового анализа, кубанитовые руды в ос новном представлены двумя разновидностями (в дальнейшем К–06 и К–036). Известно, что кубанит является одним из основных минералов сплошных руд месторождений но рильского типа, где его содержания могут достигать 60–70 %, а в составе таких руд встречаются ассоциации кубического и орторомбического кубанита [2, 4].

Для полной характеристики указанных разновидностей руды и определения не идентифицированных ранее фаз был проведен их детальный оптический анализ с по мощью микроскопа Acsioskop A-40 фирмы Zees и растрового электронного микроскопа EVO-50 (Zees) с энергодисперсионным микроанализатором INCA-Energy 350. В про цессе приготовления препаратов при визуальном их осмотре выявлено, что в целом массивная текстура руд осложнена наличием тонких прожилков и мелких пор. Особен ностью рассматриваемых руд является отсутствие в них пирротина.

Наиболее ранним минералом в исследуемых рудах (К-06 и К-036) является пент ландит, который представлен отдельными вкрапленными выделениями размером до см. Согласно Д. Воган, Дж. Крейга [1], пентландит устойчив при температурах ниже 610 С. Под микроскопом обнаруживается значительная деформированность пентлан дита – его зерна интенсивно катаклазированы. Первичная структура пентландита ал лотриоморфнозернистая, вторичная – раздробленная (размеры обломков до 2 мм), при чем по трещинам катаклаза в нем отмечается проникновение кубанита. Локальные уча стки представлены микробрекчией пентландита и кубанита I. Каких-либо отличий в свойствах пентландитов, присутствующих в разновидностях руд К-06 и К-036, не вы явлено. Нахождение участков с мирмекитовыми срастаниями пентландита и кубанита связано с образованием реакционных кайм при последовательном минералообразовании.

Основным и более поздним минералом руды является кубанит, присутствующий в двух разных модификациях. Разновидность руд К-06 содержит только изотропный вы сокотемпературный кубический кубанит I. По П. Рамдору он образуется как твердый раствор при высоких температурах (больше 450 ), когда смесимость его с халькопири том не ограничена. Температура распада такого единого кубического или псевдокуби ческого твердого раствора «халькопирит – кубанит» составляет 250 –300 С. В отдель ных полированных шлифах содержания кубанита I достигает 75 % при содержаниях пентландита более 10 %. Травление в парах царской водки выявило его микротрещино ватость и тонкопластинчатое двойниковое внутреннее строение. Деформация выделе ний кубанита I приводила к частичному распаду твердого раствора с образованием двойников кубанита II в кубаните I. Длина двойниковых пластинок достигала 1,5 мм, толщина обычно до 0,02 мм. Двойниковые пластинки часто прерывисты и расщеплены.

Структура кубанита гранобластическая. Особенностью зерен кубанита I является нали чие в них телец распада халькопирита. Такой распад происходит при температурах 250 300 С. Такое ретроградное изменение кубанитовых руд выражается также возникнове нием малозаметных тонких выделений магнетита в кубаните I.Высокотемпературное образование кубанита I подтверждается ассоциацией его с гриналитом – минералом подсемейства септехлоритов, которые устойчивы до температур 350–450 С [3].

Разновидность руды К-036, наряду со значительным средним содержанием куба нита I –36,1 %, содержит большее количество низкотемпературного ромбического ку банита II – 54,8 %. Кубанит II заметно анизотропен, имеет менее насыщенный розова то-желтый цвет по сравнению с коричневато-розовато-желтым цветом кубанита I. Эта более низкотемпературная модификация кубанита замещает массивный кубанит I, раз виваясь в наиболее деформированных участках руд с обилием микротрещин, что при водит к возникновению участков реликтовых структур кубанита I. Кубанит II (низкий кубанит) устойчив при температурах выше 200 С, а превращение «низкий – высокий»

кубанит в лабораторных условиях необратимо [5].

По содержанию магнетита разновидности кубанитовых руд К-06 и К-036 резко различаются. Если, как указано выше, в образцах К-06 магнетит образуется в совер шенно незначительных размерах и количествах в процессе распада твердого раствора (кубанит I – халькопирит – магнетит) за счет отжиговых явлений в деформированных участках, то в образцах К-036 магнетит присутствует в заметных количествах (более 2 %) при размерах зерен до первых миллиметров. Здесь магнетит образует вкраплен ность отдельных метакристаллов и метазерен иногда в виде правильных октаэдров или микропрожилков в кубаните. Относительно более крупные зерна магнетита развивают ся в порах руды. В целом первичные структуры магнетита гипидиоморфнометазерни сты, вторичные же обусловлены наложенными деформационными и ретроградными изменениями – структуры раздробленные, коррозионные до реликтовых. Дело в том, что поры, в которых (в том числе) развивается магнетит, эпизодически являются вме стилищем более поздних пятнистых выделений галенита, благородной минерализации и редких сульфидов. Размер таких выделений обычно достигает 2 мм.

Сравнивая две разновидности кубанитовых руд, можно сделать вывод о практиче ской идентичности их элементного состава и близости их фазовых составов. Действи тельно, основным минералом в них является кубанит (86,5 % для руды К – 06 и 90,9 % для руды К-036). С помощью оптических исследований и микрозондовых определений удалось окончательно установить состав описываемых разновидностей кубанитовых руд, включая ранее не идентифицированные фазы. Одинаковыми по распространенно сти в относительных количествах для обеих разновидностях руд являются галенит и серебро. Также обращает на себя внимание разнообразие в рудах минеральных фаз, со держащих палладий в различных концентрациях (фрудит, кабриит, соболевскит, изо мертит). Нахождение платиносодержащей фазы – сперрилита, присутствующего в обе их разновидностях рассматриваемых кубанитовых руд, характерно для высокотемпера турных месторождений типа Садбери, Бушвельдского комплекса, в пегматитовых и контактово-пневматолитовых образованиях [5]. Минерал, содержащий палладий, – фрудит – известен на свинцовом месторождении рудника Фруд в Садбери (Канада), где среди медных минералов также преобладает кубанит.

К – 06 К – Кубанит I (высокий) – 86,5 % CuFe2S3 Кубанит I (высокий) – 36,1 % CuFe2S Пентландит – 9,37 % FeNiS Кубанит II (низкий) – 54,8 % CuFe2S Роувалфит – 4,09 % Cu4(SO4)(OH)6.H2O Халькопирит – 5 % CuFeS Гриналит –Fe2.32+Fe0.53+Si2.2O0.5)(OH)3.3 Магнетит – 2,22 % Fe3O Серебро Ag(Au) Гематит – 1,64 % Fe2O Галенит PbS Серебро Ag(Au) Фрудит PdBi2 Галенит PbS Кабриит Pd2SnCu(Pt) Соболевскит PdBi Сперрилит PtAs2 Сперрилит PtAs Канфилдит Ag8SnCuS6 (Ra) Изомертит Pd11Sb2As Медистый галенит (?) Pb(CuFe)S Пентландит – FeNiS Магнетит Fe3O Как уже указывалось выше, галенит присутствует в обеих разновидностях куба нитовых руд и не является в них редким минералом, так же, как и серебро. Галенит также встречается в порах кубанита, замещая магнетит, и сам замещается серебром. На границе зерен галенита с гриналитом в порах в незначительных количествах обнаружен более серый, чем галенит, минерал, образующий по галениту внешние прерывистые каемки, химизм которого отличается от химизма галенита присутствием меди и железа (медистый галенит?).

Изомертит, в составе, которого в нашем случае присутствует медь (2,75 %), явля ется достаточно обычным случаем усложнения состава изомертита [7].

Самородное серебро, нахождение которого характерно преимущественно для сред не- и низкотемпературных гидротермальных месторождений, в рудах встречается наибо лее часто в обеих разновидностях руд.

Минеральный состав, структуры распада твердых растворов, деформационные структуры свидетельствуют о сложном полихронном и полигенном образовании рас сматриваемых руд, а некоторые спорные вопросы их минералогии потребуют дополни тельного изучения.

Экспериментальные исследования последних лет подтвердили данные Кулеруда, Дутризака и других о возможности кристаллизации крупнокристаллического кубанита в сульфидных рудах в результате фракционной кристаллизации сульфидного расплава, а затем твердофазного распада в результате охлаждения [6]. Факторами, снижающими температуру первичного расплава, вероятно, являлись пористость и хрупкие деформа ции кристаллизующегося расплава. Цементом обломков ранних сульфидов послужил гриналит – минерал, образовавшийся за счет гидролиза магматических силикатов и оз наменовавший, вероятно, переход к гидротермальному минералообразованию. Среди редких и самородных минералов преобладание минералов, содержащих свинец, палла дий и серебро, а также развивающийся по гриналиту гематит свидетельствуют о значи тельном снижении температур в сложном процессе рудообразования, о смене во вре мени магматических минералов минералами гидротермальными и затем экзогенными (роувалфит).

Вероятное образование рассматриваемых руд можно представить как последова тельность событий, приводимых ниже.

1. Магматический этап – образование руд, содержащих пентландит и кубанит I, затем катаклаз и снижение температуры распада твердого раствора, образование «ку банит I кубанит II пористость, начало гидротермально-метасоматического мине ралообразования с образованием гриналита и метакристаллов магнетита.

2. Гидротермальный этап – заполнение пор и трещин среднетемпературной, а за тем и низкотемпературной минерализацией, когда выделения висмутидов и арсенидов палладия сменяются завершающими выделениями наиболее поздней ассоциации суль фидов палладия, свинца и самородного серебра.

3. Экзогенный этап в формировании рассматриваемых руд характеризуется выде лениями оксидов железа и сульфатов меди (гематит, роувалфит).

Литература 1. Воган Д., Крейг Дж. Химия сульфидных минералов. – М.: Мир. 1981. – 575с.

2. Генкин А.Д., Филимонова А.А, Шадлун Т.Н. и др. О кубическом кубаните и кубиче ском халькопирите // Геол. рудн. месторожд. – 1966. – № 1.– С. 41–54.

3. Годовиков А.А. Минералогия. – М.: Недра, 1975. – 252с.

4. Дистлер В.В., Т.Л. Гроховская, Т.Л. Евстигнеева и др. Петрология сульфидного маг матического рудообразования. – М.: Наука,1998. – С. 234.

5. Рамдор П.. Рудные минералы и их срастания. – М.: ИЛ, 1962. – 1132 с.

6. Синякова Е.Ф., Косяков В.И. Направленная кристаллизация расплава CuFe2S3. // Вестник ОНЗ РАН. – 2012. – № 4. – NZ 9001, doi: 10.2205/2012NZ._ASEMPG.

7. Vuorelainen Y, Haekli T. A., Haenninen. E., Heikki Papunen, Reino J. and Toernroos R.

Isomertieite and other platinum-group minerals from the Konttijaervi layered mafic intrusion, northern Finland // Economic Geology. – October 1982. – v. 77. – p. 1511–1518. – doi:10.2113/gsecongeo.77.6. ГЕОЛОГО-ТЕХНОЛОГИЧЕСКОЕ КАРТИРОВАНИЕ НА ОСНОВЕ ГЕОХИМИЧЕСКИХ ДАННЫХ СОСТАВА РУДЫ НАТАЛКИНСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ 1 Е.М. Никитенко, Т.И. Михалицына Открытое акционерное общество «Рудник им. Матросова», Магадан, Россия Северо-восточный комплексный научно-исследовательский институт им. Н.А. Шило, Магадан, Россия E-mail: NikitenkoEM@polyusgold.com, Mihalitsina@neisri.ru Цель настоящих исследований – выявление геохимических особенностей Натал кинского золоторудного месторождения на участках планируемой добычи открытым способом для оптимизации технологии переработки руды. Рудовмещающими породами Наталкинского золоторудного месторождения являются гидротермально метаморфизованные осадочные и вулканогенно-осадочные отложения пермского воз раста пионерской (P1-2pn), омчакской (P3om) и атканской свит (P3at).

Распределение петрогенных элементов в составе рудовмещающих пород. В результате проведенных работ следует отметить, что по химическому составу все про анализированные пробы рудовмещающих пород сходны между собой. Преобладающи ми компонентами являются кремнезем и алюминий, общее содержание которых со ставляет в среднем 78,02 %. Максимальное количество кремнезема отмечается в преде лах Центрального участка – 75,71 %. Среднее содержание SiO2 составляет по участкам:

Юго-Восточный – 63,66 %, Центральный участок – 64,34 %, Северо-Западный – 64, %. По содержанию кремнезема исходные породы соответствуют кислому составу. В подчиненном количестве находятся Fe2O3, FeO, Na2O, K2O, CaO, MgO, общее содержа ние которых составляет в среднем 15,15 %, из них щелочных элементов Na2O и K2O – 5,88 % ср. (3,69 % и 2,18 %, соответственно).

Суммарная щелочность варьирует от 4,97 до 6,75 %, что соответствует повышен но-щелочному составу пород. В большей части проб исходной руды отмечается преоб ладание Na2O над K2O, на флангах месторождения во вмещающих породах содержание K2O незначительно превышает количество Na2O, за счет увеличения в составе пород гидрослюдистого материала. Максимальное содержание щелочей отмечается в породах Центрального участка до 5,37 %. Среднее содержание по участкам составляет: Юго Восточный – Na2O – 3,49 %, К2O – 2,57 %;

Центральный участок – Na2O – 3,73 %, K2O – 2,25 %;

Северо-Западный – Na2O – 3,77 %, К2O – 2,25 %. По отношению содержаний FeO/Fe2O3 в пробах наблюдается значительный разброс от 0,17 до 4,18 масс.% (ЗМ ср. – 1,71);

большая часть проб исходной руды характеризуется преобладанием FeO ср.

(2,61 масс. %) над Fe2O3 ср. (2,23 масс. %), что указывает на восстановительные условия формирования породы.

Вариации Al O (8,85–15,47 %), K O (1,04 –3,31 %) и MgO (1,00–2,20 %) отражают 2 3 изменения процентного содержания слюды и хлорита в составе проб руды. Изменения содержания Fe O (0,91–4,89 %) вызваны в основном вариациями в количестве сульфи 2 дов. Повышенные содержания CaO до 4,47 % отражают присутствие кальцита и апати та. Высокое содержание Na O в породах характерно для альбитовых метасоматитов.

Содержания в пробах P O варьируют 0,09 до 0,23 %, что связано с присутствием фос 2 фат-содержащих минералов (апатита).

При сопоставлении абсолютных содержаний породообразующих оксидов, отра жающих состав исходной руды, рассматривался ряд наиболее информативных петро химических модулей [1]. Для вычисления модулей использовались массовые содержа ния оксидов (%), расчеты проводились по «Стандарту ЮК» [2].

Одним из универсальных показателей, предназначенных для количественной оценки двух важнейших гипергенных процессов – выщелачивания и гидролиза, приме няется гидролизатный модуль (ГМ) – (TiO2+Al2O3+Fe2O3+FeO+MnO)/SiO2. Величина параметра ГМ в большинстве проб исходной руды оказалась более 0,30, что позволяет относить эти образования к глинистым породам и грауваккам;

в пробах Центрального участка ГМ – 0,20 –0,30 (ср. 24,6), что соответствует глинистым силицитам (кремнисто глинистые сланцы), полимиктовым кварцевым песчаникам и алевролитам;

в единичной пробе руды ГМ – 0,17, данные образования отвечают слабоглинистым силицитам (глинисто кремнистые сланцы), олигомиктовым кварцевым песчаникам и алевролитам (ГМ = 0,10 –0,20).

Для более детальной характеристики гидротермально преобразованных пород ис пользованы дополнительные петрохимические параметры, учитывающие градации их железистости, фемичности, титанистости и щелочности. Железный модуль (ЖМ) – (FeO+Fe2O3+MnO)/(Al2O3+TiO2) – выражает соотношение между железистыми и глино земистыми продуктами гидролиза. Величина ЖМ для большинства проб руды значи тельно меньше единицы и укладывается в интервал 0,30 –0,39, что соответствует нор можелезистым сиаллитам со стандартным содержанием основных петрогенных оки слов. Модуль ФМ ((FeO + Fe2O3 + MgO)/SiO2) имеет важное значение при распознава нии петро- и пирогенных отложений – такие породы практически всегда характеризу ются значениями ФМ 0,10. По величине фемического модуля ФМ пробы руды попа дают в интервал 0,06 –0,13 с явным тяготением слюдисто-хлоритовых разностей пород к нижней границе этого интервала. В граувакках и полимиктовых кварцевых песчани ках благодаря повышению содержания железа и магния, входящих в состав хлорит карбонатного цемента, интервал медианных значений ФМ поднимается до 0,12 –0,13.

По величине нормированной щелочности (НКМ) – (Na2O+K2O)/(Al2O3), пробы руды Северо-Западного и Юго-Восточного участков не выходят за пределы 0,20 –0,40, что обычно соответствует стандартной смеси гидрослюд и полевых шпатов. Однако в по родах, обогащенных полевошпатовой кластикой, величина НКМ существенно возрас тает до значений 0,40 –0,50 и более 0,50 (Центральный участок), что объясняется рез ким увеличением концентрации натрия, входящего в состав альбита-олигоклаза.

Использование данных кластер-анализа основных петрогенных элементов позво лило выявить следующие закономерности: отчетливо обособились три группы компо нентов: 1. Au-SiO2-Na2O, что подчеркивает кварц-полевошпатовый состав прожилков, вхо дящих в породу, с приуроченностью к ним золота;

2. TiO2-Al2O3-P2O5-MnO-K2O, свиде тельствует о присутствии в составе пород титанистых, фосфор-содержащих и глинистых минералов;

3. FeO-MgO-Ca, отражает железо-магниево-кальциевый состав карбонатов.

Распределение элементов-примесей в составе рудовмещающих пород. Стати стическая обработка результатов атомного эмиссионного спектрального анализа ру довмещающих пород позволила установить петрогенетический характер накопления Pb, Cr, As, W, Mo, Sn, Cu, Ag, Zn, Ni, Co, Au. На дендрограмме кластер-анализа R-типа обособились четыре геохимические ассоциации: 1. Cr-Mo-As;

2. Co-Zn;

3. W-Ag-Au;

4.

Cu-Ni-Pb-Sn. Элементы, образующие группы, имеют смешанную петрогенетическую специализацию;

3-я группа ярко отражает золоторудную специализацию. Все геохими ческие ассоциации микроэлементов имеют между собой положительную связь. При анализе распределения концентраций элементов-индикаторов оруденения относитель но геохимического фона Наталкинского месторождения отмечается следующее: Юго Восточный участок – As от 5 до 116 геофонов, W – 4, Ag – 2, Au –1 геофон и ниже;

Центральный участок – Au – 7–9 геофонов, As – до 128, W – 5–6, Ag – 2 геофона;

Се веро-Западный участок – As от 11 до 68 геофонов, W – 3–5, Ag – 1–3, Au – содержание варьирует от 1 геофона до 7.

Таким образом, проведенные исследования показали, что наиболее обогащены полезными компонентами (Au, Ag) рудовмещающие породы Центрального участка, характеризующиеся максимальным содержанием Na2O и SiO2.

Результаты проведенных геохимических исследований позволяют разделить уча стки месторождения по геолого-технологическим признакам, определить очерёдность отработки и варианты технологии. Так, целесообразная последовательность отработки выглядит следующим образом: 1-ая очередь – Центральный участок, затем Северо Западный, последующий Юго-Восточный.

Выявленные геохимические особенности Центрального участка, а именно, мак симальное значение величины НКМ и приуроченность золота к группе Au-SiO2-Na2O, позволяют сделать вывод о возможном эффективном использовании присутствующих в породе светлых кварц-полевошпатовых, альбит содержащих образований в качестве цветового признака для крупнокускового разделения методом фотометрической сепа рации рудной массы Центрального участка на обогащённый золотосодержащий про дукт и пустые породные куски на стадии предобогащения, что позволит на 30–35 % со кратить объёмы переработки руды и оптимизировать технологию извлечения золота и серебра.

Литература 1. Ефремова С.В., Стафеев К.Г. Петрохимические методы исследования горных пород:

Справочное пособие. – М.: Недра, 1985. – 512 с.

2. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Основы литохимии. – СПб.: Наука, 2000. – 479 с.

МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ НАТАЛКИНСКОГО ЗОЛОТОРУДНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ И РЕШЕНИЕ ТЕХНОЛОГИЧЕСКИХ ЗАДАЧ 1 2 Е.М. Никитенко, Т.И. Михалицына, М.И. Фомина Открытое акционерное общество «Рудник им. Матросова», Магадан, Россия Северо-восточный комплексный научно-исследовательский институт им. Н.А. Шило, Магадан, Россия E-mail: NikitenkoEM@polyusgold.com, Mihalitsina@neisri.ru, Fomina@neisri.ru Наталкинское золоторудное месторождение в настоящее время является одним из крупнейших месторождений России. Оно было выявлено в 1942 году Е.П. Машко и эксплуатировалось подземным способом с 1944 по 2004 гг., добыча руды была прекра щена в связи с низкой рентабельностью отработки таким способом. В 2004 –2007 гг.

проводилась буровая разведка флангов и глубоких горизонтов, в результате чего запа сы оценены в 1760 т при среднем содержании 1,7 г/т Au. Переоценка перспектив ме сторождения стала возможной на основе концепции отработки месторождения откры тым способом [3].

Наталкинское месторождение, входящее в Омчакский золоторудный узел, распо ложено на правобережье р. Омчак, между ручьями Геологический и Глухарь, в преде лах минерализованной полосы северо-западного направления протяженностью более 5 км при общей ширине до 1 км, с вертикальным размахом оруденения до 1000 м. В структурном отношении месторождение приурочено к юго-западному крылу Аян Юряхского антиклинория, который входит в состав Яно-Колымского орогенного пояса коллизионного происхождения [1].

Рудовмещающими породами являются гидротермально-метаморфизованные оса дочные и вулканогенно-осадочные отложения пермского возраста (алевролиты, песча ники, гравелиты с включениями туфогенного материала). Ведущий структурно морфологический тип оруденения – жильно-прожилковый. Рудными телами являются зоны сближенных прожилков кварца с участками метасоматического окварцевания и редкими линзами и жилами кварца. Количество сульфидов в рудах не превышает 1 – 3 об. %, реже 5 об.%. Рудные минералы на 95 –99 % представлены арсенопиритом и пиритом. Месторождение относится к пирит-арсенопиритовому минеральному типу золото-кварцевой формации [2].

Площадь Наталкинского месторождения принято подразделять на 3 участка (Се веро-Западный, Центральный и Юго-Восточный), отличающихся геолого структурными особенностями и местоположением.

В связи с предполагаемой отработкой месторождения открытым способом, стано вится актуальным вопрос исследования вещественного состава руды на всех участках.

В результате проведенных минералого-петрографических исследований установлено, что наиболее перспективной площадью для первоочередной эксплуатации является Центральный участок.

Центральный участок приурочен к юго-западному крылу Наталкинской синк линали и примыкает к ее центральной, замковой части. Вмещающие породы хорошо рассланцованы, раскливажированны, с развитием прожилков кварц-полевошпатового состава мощностью от долей миллиметра до 1 см, редко более. Прожилки образуют субпараллельные пучки и разноориентированные скопления (рис. 1, а).

В кластогенной части отмечается преобладание обломков, сложенных альбитом и микрозернистым агрегатом кварц-альбитового состава (рис. 1, б). Наблюдается альби тизация калиевых полевых шпатов, развитие лимонита (до 3 %), уменьшение количест ва серицита в цементе с увеличением доли хлорита (рис. 1, в). Проявляется интенсив ное развитие карбоната в виде рассеянной вкрапленности по основному матриксу по роды, агрегатных скоплений зерен неправильной формы, выполняющих межзерновое пространство и замещающих обломочный материал. Рудная минерализация (0,01–1,5%) распределена неравномерно. Среди рудных минералов установлен арсенопирит, пирит, халькопирит, пирротин, галенит, сфалерит, марказит и самородное золото. Выделено две генерации арсенопирита (коротко- и тонкопризматический). С короткопризматиче ским арсенопиритом связано отложение основной доли самородного золота (рис. 1, г).

Золото находится как в свободном состоянии в кварцевых жилах, так и в виде включе ний и срастаний с пиритом и арсенопиритом. Размерность золотин варьирует от 0, до 0,2 мм.

а б 5 m 5 m в г A u A 0 m py 00 m Рис. 1. Рудовмещающие породы Центрального участка Наталкинского месторождения:

а) алевритисто-глинистые сланцы с кварц-полевошпатовым прожилкованием, обр. Т-9, шлиф. Ув. 25. Николи +;

б) гравелиты, обр. Т-12, шлиф. Ув. 25. Николи +;

в) основной мат рикс гравелитов, шлиф. Ув. 500. Николи +;

г) срастание арсенопирита и самородного золота, вмещающая среда – кварц, Ув. Северо-Западный участок месторождения приурочен к северо-западному крылу Наталкинской синклинали, где породы имеют преимущественно моноклинальное зале гание с крутым (50–60°) падением на северо-восток. Породы представлены главным образом туфогенными сланцами, содержащими большое количество прослоев песчани ков и мелкогалечных конгломератов с развитием кварц-полевошпатовых прожилков.

Рудные зоны имеют секущее залегание относительно преобладающего простирания вмещающих пород и отклоняются от него на 20–30°.

Юго-Восточный участок месторождения приурочен соответственно к южной части Наталкинской синклинали, здесь вмещающие породы имеют пологое, наклонное залегание. На этом участке развиты преимущественно глинистые сланцы. По мине ральному составу породы отличаются снижением количества полевых шпатов, разви тием лимонита (до 6 %). Количество рудной минерализации на этих двух участках ме сторождения уменьшается до 1 %, распределение которой неравномерно. Состав руд ных минералов аналогичен Центральному участку. Отличительной чертой является от сутствие марказита, спорадическая встречаемость золота (Юго-Восточный участок) и развитие зоны окисления (халькозин, ковеллин и скородит). Самородное золото разме ром 0,1–0,07 мм отлагается в интерстициях кварца и срастается с короткопризматиче ским арсенопиритом.

Выявленные особенности минералого-петрографического состава показывают, что эффективное извлечение золота из руды Центрального участка возможно гравита ционным обогащением в несколько стадий с последовательным выводом промпродук тов по классам крупности. При переработке руды Юго-Восточного участка необходимо учитывать присутствие минералов зоны окисления, в том числе высокое содержание лимонита, поэтому, на стадии флотационного обогащения важно правильно подобрать флотореагенты. Во избежание переизмельчения мягких глинистых сланцев руды Юго Восточного участка и сильно рассланцованных руд Центрального участка, особенно при отработке верхних горизонтов, особое внимание следует уделять режимным пара метрам работы шаровых мельниц.

Литература 1. Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России: в 2 кн. / под ред. А.И. Хан чука. – Владивосток: Дальнаука, 2006. – Кн.1. – 572 с.

2. Гончаров В.И., Ворошин С.В., Сидоров В.А. и др. Наталкинское золоторудное ме сторождение / Науч. изд. Магадан: СВНЦ ДВО РАН, 2002. – 250 с.

3. Григоров С.А. Генезис и динамика формирования Наталкинского золоторудного ме сторождения по данным системного анализа геохимического поля // Руды и металлы. – 2006. – № 3. – С. 44–48.

УГЛЕРОДИСТЫЕ ПОРОДЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЗОЛОТА И НЕФТИ:

РАДИОГЕОХИМИЧЕСКАЯ СПЕЦИАЛИЗАЦИЯ 1 Г.Г. Номоконова, А.Ю. Колмаков Томский политехнический университет, Россия Томский государственный университет, Россия E-mail: nomokonova@tpu.ru По мере увеличения степени изученности земной коры, освоения размещенных в ней месторождений золота повышается внимание к углеродистым породам (черным сланцам). Именно в них избирательно локализованы крупнейшие месторождения золо та России: Нежданинское, Благодатное, Олимпиадинское, Майское, а также уникальное – Сухой Лог. При больших запасах эти месторождения отличаются относительно низ кими содержаниями золота в рудах, фактически представляют собой породы с рассеян ной золотосульфидной минерализацией (Сафонов, 1995).

Золотокварцевая и золотосульфидная минерализация Енисейского кряжа связана с рифейскими отложениями сухопитской серии. Нижняя часть ее разреза (кординская и удерейская свиты) содержит пачки углеродистых пород, и именно на эти свиты при ходится 92,9 % запасов (категории С1) золота региона (Сазонов и др., 2010).

Углеродистые породы, наряду с высокоглиноземистыми и кремнисто-глинистыми образованиями, содержат в повышенных концентрациях золото, основной его элемент спутник мышьяк, а также уран и торий (рис. 1). Наилучшая корреляция наблюдается между углеродом, Au, As и U, максимальные содержания которых приходятся на угле родисто-глинистые сланцы. Максимум тория соответствует высокоглиноземистым по родам. Высокоглиноземистые сланцы удерейской свиты преимущественно ториенос ные, а лежащие в основании сухопитской серии углеродисто-глинистые и карбонатно глинистые и кремнисто-глинистые сланцы кординской свиты – ураноносные (табл.). В углеродистых сланцах кординской свиты размещены два из пяти российских гиганта – Благодатное и Олимпиадинское месторождения золота и 73,4 % запасов золота Енисей ского кряжа (Сазонов и др., 2010). В нижней (углеродистой) пачке удерейской свиты локализовано крупное золотокварцевое месторождение – Советское.

Сланцевые породы:

Карбонатные Карбонатно-глинистые Углеродисто-глинистые Высокоглиноземистые Кремнисто-глинистые Au Th Глинисто-кремнистые C K U Кремнистые As Карбонатно-глинисто 0 5 10 15 0,00 2,00 4,00 6, кремнистые - Au, 10 %;

U, г/т;

С, % As, г/т;

Th, г/т;

К, % Рис. 1. Содержания рудных, радиоактивных элементов и органического углерода в породах сухопитской серии Енисейского кряжа (по материалам Злобина, 1975) Таблица Средние значения и интервалы изменения содержаний радиоактивных элементов в породах стратиграфических единиц сухопитской серии (по Кренделеву, 1971) Свита U, г/т Th, г/т K, % Th/U Удерейская 2,49 (1…5,4) 13,21 (6,8…17) 2,59 (0,7…3,4) 6,25 (2…12) Кординская 5,26 (0,6…18,6) 9,43 (2,3…17,8) 2,82 (0,4…4,6) 2,56 (0,2…6,9) Советское и Олимпиадинское месторождения характеризуются разными геоло го-геофизическими обстановками.

Углеродистые породы кординской свиты в районе Олимпиадинского месторож дения графитизированы и пирротинизированы, и углеродистая пачка прослеживается в аномалиях магнитного и электрических полей на всем протяжении ее развития. Мес та локализации в ней золотосульфидной минерализации олимпиадинского типа отме чаются усложнением форм аномалий, зональным их размещением.

Углеродистые породы удерейской свиты отличаются аномальными физическими свойствами только в пределах месторождения. Кварцево-жильные зоны Советского месторождения золотоносны лишь в границах области пирротинизации сланцев, об рамленной графитизированными породами, и магнитные и электрические аномалии соответствуют самому месторождению и за его пределами не обнаруживаются.

Наблюдаемое геофизическое отличие золотосульфидной и золотокварцевой ми нерализации Енисейского кряжа вполне согласуется с закономерным их развитием от носительно эпицентров очагов гранитизации (Ананьев и др., 2012) и с уровнем регио нального метаморфизма пород сухопитской серии (Сазонов и др., 2010).

Еще значительнее различаются сравниваемые месторождения по радиогеохими ческой обстановке. Олимпиадинское месторождение размещено в окрестности мощ ной зоны (5–8 км) выноса (для урана) и перераспределения радиоактивных элементов в экзоконтакте гранитоидного массива Татарско-Аяхтинского комплекса. Олимпиа динское и другие месторождения золота локализованы в углеродистых сланцах кор динской свиты с внешней стороны границы выноса урана, в полосе мощностью 1– 1,5 км. Углеродистые сланцы в зоне выноса урана не золотоносны. Северо-западнее Олимпиадинского месторождения, на расстоянии 50 км, расположено Осиновское урановое месторождение с содержанием U до 0,2–0,6 % (Еханин и др., 2000).

Углеродистые филлиты удерейской свиты в районе Советского месторождения, напротив, избыточно обогащены радиоактивными элементами, в первую очередь то рием (до 20–28 г/т) и калием (до 4–4,8 %). Содержания урана не высокие, его повы шенные концентрации (до 3–3,5 г/т) формируются на фронте зон ороговикования и окварцевания углеродистых сланцев (рис. 2). Золотокварцевое месторождение Совет ское локализовано на удалении от интенсивного проявления этих процессов, в облас ти максимальной радиоактивности пород удерейской свиты преимущественно торий калиевой природы. Сланцевые породы рудного поля Советского месторождения со держат в повышенных количествах также золото – до 0,6–1,7 г/т (Петров, 1974). Слан цы удерейской свиты на уровне максимальной золотоности рудных тел обогащены калием. Повышение содержаний урана приходится на породы надрудной зоны и фланги месторождения (рис. 2).

Рис. 2. Радиогеохимическая обстановка в районе локализации Советского золотокварцевого месторождения (Енисейский кряж) 1 – юго-западная граница нижней (углеродистой) пачки удерейской свиты;

2 – участки графи тизации сланцев по данным ЕП;

3 – тела габбро-диабазов в осевой части антиклинали (штри хом – не выходящие на поверхность эрозии);

4 – поперечные разрывные структуры по геофизи ческим данным;

5–7 – границы участков пониженных содержаний радиоактивных элементов:

U,Th,K (5);

K,U (6);

U (7);

8 – направления перемещения радиоактивных элементов;

9 – участки аномально высоких концентраций урана;

10 – сланцы с повышенным содержанием всех радио активных элементов;

11 – золотоносные зоны Советского месторождения Таким образом, радиогеохимическая обстановка локализации месторождений зо лота Енисейского кряжа определяется перераспределением радиоактивных элементов в рифейских сланцевых отложениях в ходе регионального метаморфизма, гранитизации, локального метаморфизма и метасоматоза. Масштабы радиогеохимического перерас пределения соответствуют масштабам проявления этих процессов, а их конкретный ре зультат определяется также разной подвижностью радионуклидов: наибольшей у урана и наименьшей – у тория. В.Г. Петров (1974) считает золото наиболее мобильным руд ным элементом сланцевых пород Енисейского кряжа. По-видимому, подвижность золота и калия близки. Судя по положению месторождений относительно уходящих в мантию ис точников (Ананьев и др., 2012), подвижность урана превышает подвижность золота.

Разрезы месторождений углеводородов интересны с той точки зрения, что оса дочные породы не претерпели метаморфических и последующих изменений, и нахо дятся на стадии диагенеза – начального катагенеза. Наиболее изучены – углеродистые отложения баженовской свиты Западной Сибири, являющиеся региональной покрыш кой для верхнеюрского нефтегазового комплекса.

Кроме высоких содержаний Сорг (6–12 % и выше), отложения баженовской свиты обогащены рядом рудных элементов (Гавшин и др., 1982), являющихся элементами спутниками на гигантских месторождениях золота. Кларки концентрации (относитель но глин и аргиллитов) их в баженовской свите составляют: Sb – 69,0;

Zn – 12,7;

Ni – 6,2;

As – 4,8;

V – 3,8 и др. Наиболее тесные корреляционные зависимости обнаруживаются между Сорг и As (Гурари и др., 1988). И.С. Афанасьев с соавторами (2010) отмечают в углеродистых породах баженовской свиты повышенные содержания Au. Все эти эле менты, кроме Sb, накапливаются также в нефти с высокими коэффициентами концен трирования, особенно у Au (Шпирт, Пунанова, 2010).

Рис. 3. Обогащение ураном углеродистых пород баженовкой свиты в зоне раннетриасового континентального рифтогенеза.

А. Схематичный план радиоактивности пород баженовской свиты западной части Томской области (по Конторовичу, 2002) с положением осей рифтов и месторождений углеводородов.

1 – восточная граница высокорадиоактивных пород баженовской свиты (ГК50 мкР/час;

2 – участки ураганных содержаний урана (40 г/т) в породах баженовской свиты (ГК мкР/час);

3 – оси континентальных рифтов (1 – Уренгойско-Колтогорского;

2 – Усть Тымского);

4 – граница разрезов с разным геотермическим градиентом;

5–6 – месторождения углеводородов: нефтяных (5), нефтегазовых (6,7), в том числе в породах фундамента (7).

Цифры на плане – значения геотермического градиента, оС/100м. Б. – Гистограммы распреде ления значений радиоактивности (ГК) пород баженовской свиты в разрезах Крапивинского (5) и Герасимовского (7) месторождений.

Углеродистые отложения баженовской свиты обладают аномально высокой ра диоактивностью (более 50 мкР/час) исключительно урановой природы. В разрезе неф тяного месторождения Сургутского свода содержание урана в углеродистых породах баженовской свиты в двадцать раз выше (до 87 г/т), а тория и калия в два раза ниже, чем в нормально радиоактивных аргиллитах ниже и выше залегающих свит.

Аномальные содержания урана в углеродистых породах баженовской свиты не могли быть обеспечены только осадочным процессом и связаны также с поступлением урана из глубоких горизонтов, не исключая верхнюю мантию. Содержание урана в обо гащенных органикой донных осадках озера Байкал в целом повышенные – 5–21 г/т (Федорин и др., 2001), но все же значительно ниже, чем в баженовской свите. Из дан ных рис. 3 видно, что области аномальных концентраций урана в углеродистых поро дах баженовской свиты контролируются зонами рифтогенеза, равно как и месторожде ния нефти, а также области высоких геотермических градиентов.

При относительно небольшой мощности, порядка 30 м, площадь распространения отложений баженовской свиты превышает 1 млн. кв. км. При расположении подобных образований в основании рифея Енисейского кряжа, мобилизованного из них золота хватило бы на десятки месторождений типа Олимпиады или Благодатное.

ТЕХНОЛОГИЯ ПОИСКА И ЛОКАЛЬНОГО ПРОГНОЗА ЗОЛОТОРУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПО ТИПОМОРФНЫМ СВОЙСТВАМ ПИРИТА А.Я. Пшеничкин, Ю.С. Ананьев Национальный исследовательский Томский политехнический университет, Россия E-mail: paya@tpu.ru Эффективное проведение поисково-разведочных работ в настоящее время невоз можно без разработки и внедрения в практику минералогических и геохимических ме тодов прогнозирования, поисков и оценки месторождений полезных ископаемых.

Проведенные комплексные исследования пирита золоторудных месторождений различных генетических типов показали, что пирит является одним из самых распро страненных и информативных минералов месторождений, свойства которого – кри сталломорфология, элементы-примеси, термо-эдс и другие, закономерно изменяются в зависимости от условий формирования месторождений. Правильно прочитанная ин формация, закодированная в минерале, дает возможность не только расшифровать ус ловия кристаллизации пирита, установить его типоморфные свойства, но по ним рас шифровать генезис месторождения в целом [14].

Комплексное изучение морфологии, состава и физических свойств пирита золо торудных месторождений Алтае-Саянской складчатой области и других регионов по зволило выделить три наиболее информативные типоморфные признака пирита: форму кристаллов, химический состав и термоэлектрические свойства, которые закономерно изменяются в пространстве и во времени. На основе этих типоморфных признаков пи рита обосновывается минералогический критерий поисков и оценки золоторудной ми нерализации [13].

Форма кристаллов пирита (рис. 1) является одним из контрастно выраженных типо морфных признаков пирита золоторудных месторождений различных формационных типов, которая изменяется в зависимости от условий формирования месторождения.

Для каждого месторождения характерны свои индивидуальные морфологические осо бенности кристаллов пирита. Так пириты месторождений золото-кварцевой формации имеют преимущественно кубический габитус кристаллов. При этом в высокотемпера турных кварцево-золоторудных минеральных ассоциациях редко встречаются кристал лы в виде простых форм {100}, {210} и {111}, а встречаются в виде их комбинаций (Масловское, Подлунный, Константинов ское).

Рис. 1. Основные морфологические типы кристаллов пирита золоторудных место рождений:

а{100} – куб, о{111} – октаэдр, е{210} – пента гондодекаэдр В среднетемпературных золото сульфидных ассоциациях кристаллы пири та чаще образуют гексаэдры (Балахчин ское, Кузнецовское, Знаменитинское, Мед вежье), а в средне- и низкотемпературных кварцево-золото-полиметаллически сульфидных ассоциациях в виде гексаэдров или пентагондодекаэдров (Лысогорское, Саралинское).Пириты золото-скарновых месторождений характеризуются октаэдриче ским габитусом кристаллов (Калиостровское, Тарданское).

По падению и простиранию рудных тел (в стороны их выклинивания) происходит закономерное изменение морфологии пирита, выражающееся в смене пирита пентагон додекаэдрического габитуса на кубический (Саралинское) или кубического на куб пентагондодекаэдрический (Балахчинское, Лысогорское, Медвежье, Константинов ское). Наибольшая морфологическая изменчивость и наименьшая комбинационная ус тойчивость кристаллов пирита наблюдается в рудных столбах. Все это может служить критерием оценки относительного уровня эрозионного среза рудных тел перспективно сти и протяженности оруденения на глубину и фланги и способствовать эффективному проведению поисково-разведочных работ на золото.

Эксперименты по искусственному выращиванию пирита перекристаллизацией методом температурного градиента [5] и выщелачивание сфалерита в кислотах как в присутствии пирита, так и без него показали, что при недостатке в растворе железа или серы зарождение и рост кристаллов пирита происходит в виде октаэдров;

в случае из бытка обоих компонентов в растворе пириты приобретают форму кубов. Подобные экспериментальные исследования позволяют более обоснованно подходить к расшиф ровке причин, влияющих на форму природных кристаллов пирита.

Химический состав является другим наиболее характерным типоморфным при знаком пиритов золоторудных месторождений. По сравнению с пиритами других гене тических типов, пириты золоторудных месторождений характеризуются наибольшим разбросом статических параметров распределения (, S2, V) элементов-примесей. Это особенно характерно для комплекса элементов, специфичного для золоторудных ме сторождений – Au, Ag, Cu, Pb, Zn постоянно накапливающихся в пиритах золоторуд ных месторождений в повышенных концентрациях ( 0,5320,0103 %;

S 0,1121757,0;

V 60435 % (рис. 2).

Для золото-кварцевой формации характерно 1,52-кратное обогащение пирита Au, Ag, As, Pb, Bi, Sn, Cd, Ва по сравнению с пиритами золото-скарновых месторожде ний. В последних несколько больше накапливается Мо, Zn, Cr, нередко Ti, Со.

Рис. 2. Соотношение пара метров распределения халько фильных элементов ( и V) в пиратах руд и околорудных метасоматитов золоторуд ных месторождений Алтае-Саянской складчатой области I поле развития пиритов бе резитов-лиственитов Комму наровского, Знаменитинского, Балахчинского, Ольховско Чибижекского и Тарданского рудных полей;

II поле разви тия пиритов рудных тел тех же рудных полей При этом пириты высокотем пературных золото-кварцевых ассоциаций обогащаются Мо, Ti, Cr, Со, Ni, V, As, Bi, (Коммунаровское, Тарданское);

пириты среднетемпературных кварцево-золото сульфидных ассоциаций – Au, Cu, Pb, Zn (Балахчинское, Медвежье), а пириты средне низкотемпературных кварцево-золото-полиметаллическисульфидных ассоциаций обо гащаются Hg, Ва, Ag, Sb, As (Лысогорское, Саралинское).

Пириты золоторудных месторождений резко обогащены золотом по сравнению с пиритами месторождений других генетических типов (рис. 3) [2, 6]. Но особенно высо кие концентрации золота наблюдаются в пиритах из прожилково-вкрапленных и вкра пленных руд из черносланцевых толщ, где они достигают 50 г/т и выше.

Рис. 3. Уровни накопления золота в пиритах месторождений различного генезиса (разброс содержаний показан по средним значениям более 120 месторождений, точка соответст вует среднему содержанию).

Формации: 1, 2 кварцево-золоторудная (1 руды, 2 березиты);

3 близповерхностная золото-серебряная;

4 черносланцевая;

5 скарново-золоторудная;

6скарново магнетитовая;

7скарново-медная;

8 полиметаллическая;

9 колчеданная;

10 редкоме талльная молибден-вольфрамовая;

11 оловорудная;

12 урановая;

13, 14 акцессорная ( магматическая в базитах, 14 магматическая в гранитах;

15 метаморфогенная;

осадочный пирит;

17 искусственный пирит.

На рисунке 4 показано распределение коэффициентов накопления золота в пири тах золоторудных месторождений черносланцевых формаций. Уровни накопления зо лота в пиритах увеличиваются от диагенетического пирита к метаморфогенному и ру догенному. Последний в сотни-тысячи и более раз обогащен золотом по сравнению с диагенетическим пиритом.

Рис. 4. Распределение коэффици ентов накопления золота в пи ритах золоторудных месторо ждений черносланцевых формаций Накопление золота в диагене тических пиритах связано, по видимому, со способностью пирита извлекать золото даже при очень низких его содержа ниях в растворах в результате процессов электрохимического осаждения и реакций ад сорбции.

Для месторождений различных генетических типов Алтае-Саянской складчатой области самые низкие значения параметров распределения золота свойственны пири там медно-молибденовых, скарново-медных и скарново-магнетитовых месторождений ( 0,010,11103 %, V 70386 %), а максимальные для золотоносных скарнов, кварцево-золото-сульфидных жил ( 0,275,56103 %, V 60435 %) и околоруд ных лиственитов-березитов золоторудных месторождений ( 0,254,90103 %, V 60230 %). Концентрация золота в пиритах из околорудных метасоматитов золоторуд ных месторождений на порядок и более превышает содержание золота в пиритах место рождений, не связанных с золотым оруденением (рис. 5).


Рис. 5. Соотношение параметров распределения золота (, V) в пиритах различных типов эндогенных месторождений Алтае-Саянской складчатой области I поле развития пиритов околорудных метасоматитов золоторудных полей;

II поле раз вития пиритов рудных тел тех же полей;

III поле развития пиритов скарново-золоторудных месторождений;

IV поле развития пиритов скарново-магнетитовых месторождений;

V пириты скарново-медных месторождений;

VI пириты штокверкового медно-молибденового месторождения.

Распределение золота в плоскости граней кристалла и от ядерных к перифериче ским его частям неравномерное. Намечается сокращение содержания золота от грани {100} к {210} и {111}.

На основании экспериментов по синтезу пирита методом перекристаллизации и определения содержания в нем тонкодисперсного золота установлена возможность мо билизации и выноса золота из ранее образованных сульфидов высокотемпературными гидротермальными растворами и насыщения кристаллизующихся пиритов золотом [5] (рис. 6). Это должно приводить к обеднению золотом природных сульфидов (и, в част ности, пирита), подвергшихся высокотемпературному гидротермальному метаморфизму.

Рис. 6. Зависимость содержания золота и других элементов-примесей в гидротермально перекристаллизованных пиритах от времени перекристаллизации в 2М-растворе NH4C1.

П-3П-15 номера опытов Установлено зональное (часто волнообразное с амплитудой 200240 м) распреде ление примесных элементов в пиритах с глубиной рудных тел, когда Ва, Hg, Ag, Sb, иногда As накапливаются в пиритах верхних частей рудных тел и надрудных ореолов;

пириты средних частей рудных тел резко обогащаются Au, Cu, Pb, Zn, а пириты при корневых частей рудных тел накапливают Ni, Со, Ti, Cr, иногда As, Cu и резко обедня ются остальными элементами. Это позволяет использовать состав пирита для относи тельной оценки уровня эрозионного среза рудных тел, их перспективности на глубину и фланги (рис. 7).

Рис. 7. Изменение кристалломорфологии, термо-ЭДС и элементов примесей в пиритах с глубиной жилы Каскадной Саралинского рудного поля Рис. 8. Соотношение параметров распределения (средних значений и показателей вариа ции) микротвёрдости (Н), параметра элементарной ячейки (а0), плотности (d) и коэффи циента отражения (R) в пиритах руд (1) и околорудных метасоматитов (2) золоторудных месторождений Алтае-Саянской складчатой области Физические свойства плотность, микротвердость, отражение, параметр элемен тарной ячейки, термолюминесценция, декрепитация, термо-эдс пиритов золоторудных месторождений Алтае-Саянской складчатой области дают определенную генетическую информацию об условиях его образования и могут быть использованы в качестве типо морфного признака при расшифровке генезиса месторождений (рис. 8). Однако боль шинство физических свойств не экспрессны, трудоемки и слабо информативны в силу большого разброса единичных замеров. Наиболее информативным и экспрессным из фи зических свойств является термо-ЭДС пирита (рис. 9).

Рис. 9. Характер изменения доли электронной проводимости пирита золоторудных ме сторождений Алтае-Саянской складчатой области во времени Минеральные ассоциации (от ранних к поздним): 1, 5, 18, 21, 24 пириты из околорудных метасомати тов;

2 кварцево-золото-актинолитовая;

3 кварцево-золото-шеелитовая;

4 кварцево-золото теллуровисмутитовая;

6, 7, 8 пирит 1-й, 2-й, 3-й генераций кварцево-золото полиметаллическисульфидная;

9 – диагенетический пирит из сланцев;

10 пирит из альбитизирован ных и 11 пират из калипшатизированных даек габбро-диабаза;

12 пирит из графитизированных слан цев;

13 пирит из биотит-тремолитовых метасоматитов;

14 пирит из кварца;

15 пирит из кварц-серицит-карбонатных метасоматитов;

16 пирит из кальцитовых пострудных прожилков;

кварцево-золото-сульфидная;

19 и 22 – карбонатно-пирит-пирротиновая;

20 и 23 кварцево-золото сульфидная;

25 кварцево-золото-пирит-висмутитовая;

26 пирит из карбонатных пострудных прожилков;

27 кварцево-золото-медносульфидная Пириты рудных тел и околорудных метасоматитов золоторудных месторождений Алтае-Саянской складчатой области характеризуются своими параметрами термо-эдс, обусловленными особенностями их формирования и имеют, в основном, смешанную проводимость с преобладанием электронной (Спасское, Калиостровское, Константи новское, Тарданское) или дырочной (Саралинское, Балахчинское, Лысогорское, Мед вежье), или р- и n-типы пиритов встречаются в равных количествах (Знаменитинское, Кузнецовское, Январское, Масловское, Подлунный). И очень редко наблюдаются пири ты только с электронной проводимостью (Тарчинское) (рис. 9) [7].

Для большинства месторождений установлена закономерная смена типа прово димости пирита с электронной на электронно-дырочную и дырочную от ранних высо котемпературных минеральных ассоциаций к заключительным этапам формирования месторождений (зональность во времени) (рис. 9). Термо-эдс пирита изменяется и в пространстве: от верхних частей рудных тел и месторождений к прикорневым их час тям происходит смена типа проводимости пирита с дырочной на электронно-дырочную и электронную. При этом, пириты продуктивных минеральных ассоциаций и наиболее обогащенных золотом участков рудных тел обладают, как правило, смешанным типом проводимости.

Основными причинами изменчивости проводимости пирита является отклонение от стехиометрии его основных компонентов (Fe или S), или изоморфное вхождение в структуру минерала Ni, Со, As, Zn и других элементов. При этом температура является, по-видимому, только фактором, регулирующим изоморфное вхождение в структуру минерала тех или иных элементов. На термо-эдс пирита влияет также разность темпе ратур между холодным и горячим электродами, кристаллографическое направление, в котором ведется измерение, естественное и искусственное облучение пирита [7]. Пара метры термо-эдс (особенно доля пирита в процентах с электронной проводимостью) могут служить показателем относительной глубины формирования рудных тел и опре деления уровня их эрозионного среза (табл.).

Таблица Критерии оценки уровня эрозионного среза рудных тел золоторудных месторождений и их перспективности на глубину по типоморфным признакам пирита Местополо Морфология кристаллов Элементы-примеси Термо-эдс жение пирита Присутствуют Hg, Ва, Sb и дру гие легко подвижные элементы. В Кристаллы простой морфологии (2 повышенных концентрациях (по Дырочный тип Надрудный 3 морфологических типа) чаще ку сравнению с метакристаллами проводимости ( пирит бического габитуса. Грани {210}, безрудных зон) присутствуют Ag, % и более) {111}, {321} слабо развиты Pb, Cu, As. Содержание золота Au n105–n104 % Повышенная концентрация Hg, Кристаллы 2-5 (реже более) мор- Ва, Ag, Sb, нередко As. Отсутст Пирит из фологических типов кубического вие или следовые содержания Со, Преобладает ды верхних час или пентагондодекаэдричеекого Ni, Ti, Cr. Содержание Au колеб- рочный тип прово тей рудных лется от n104 до n103, но оно димости (7590 %) габитусов. Часто присутствует в тел комбинациях грань {321} всегда на порядок и более пре вышает его в ореольном пирите Максимальное количество морфо логических типов кристаллов (до Большие концентрации Pb, Zn, 30 и более).

Пирит из Резкая комбинационная неустойчи- Cu, As и других элементов и их Электронно средних час вость. Грани неравномерно разви- большие параметры распределе- дырочный тип про тей рудных ты. Количество габитусов кристал- ния (, S2, V). Содержание Au водимости тел лов максимальное при преобла- n103и больше дающем развитии кубического или пентагондодекаэдрического Продолжение таблицы Местополо Морфология кристаллов Элементы-примеси Термо-эдс жение пирита Количество морфологических ти пов кристаллов 2-5 кубического Пириты из Минимальное содержание Au Преобладает элек или куб (n10-5–n10-4 %), отсутствуют Hg, тронный тип про прикорневых пентагондодекаэдричеcкого габи частей рудных Ва, Sb. Повышенная концентра- водимости тусов. Отсутствует в комбинациях тел ция Со, Ni, Cr, Ti, V, нередко As (8090 %) грань {321} и других со сложными индексами Примечание. Пириты из околорудных пород (по уровням эрозионного среза рудных тел) близки по своим типоморфным особенностям к пиритам руд. Отличаются они более простой морфологией кристаллов и меньшими концентрациями примесных элементов, содержание ко торых увеличивается по направлению к рудному телу.

Закономерное изменение типоморфных свойств пирита согласуется с минерало гической и геохимической зональностью рудных тел и месторождений и позволяет проводить оценку уровня их эрозионного греза, перспективности и протяженности оруденения на глубину и выявлять слепые рудные тела. Поэтому пирит можно успешно использовать как минералогический критерий при поисково-оценочных работах на зо лото (табл., рис. 10).

Минералогическое картирование по пириту (пиритометрическая съемка) на золо то необходимо проводить (в комплексе с другими методами исследования) на всех эта пах поисково-разведочных и эксплуатационных работ.

Рис. 10. Обобщенная модель зональности пирита и арсенопирита золоторудных месторождений Западной Калбы.

Кристаллы пирита, в силу своей высокой твердости, слабо поддаются механиче скому разрушению, а при выветривании по ним образуются псевдоморфозы, которые удовлетворительно сохраняются в потоках рассеяния. Поэтому необходимо изучать кристалломорфологию, содержание золота и других примесных элементов в пиритах по результатам шлиховой съемки.


Методика исследований типоморфных свойств пирита приведена на рис. 11.

Рис. 11. Методика изучения типоморфных свойств пирита.

Решаемые задачи по типоморфным свойствам пирита: оценка уровня эрозионного среза рудных тел;

выявление горизонтальной и вертикальной зональности рунных тел и месторождений;

локальный прогноз оруденения на глубину и фланги;

поиски скрытого оруденения.

На стадии геолого-съемочных работ в хорошо расчлененных районах (масштаб 1:200000, 1:50000) по результатам шлиховой съемки дается общая характеристика морфологии кристаллов пирита района. При этом участки с повышенным содержанием пирита в шлихах и особенно присутствие в них кристаллов сложных морфологических типов, можно считать (с учетом расстояния и направления сноса) перспективными на обнаружение коренных источников золота.

На стадии поисковых работ (масштаб 1:25000, 1:10000) необходимо проводить отбор проб с пиритом из всех кварцевых свалов и выявленных горными работами и скважинами рудных тел и зон гидротермальной проработки (минерализованных зон).

Задачей пиритометрических исследований при поисковых исследованиях является ус тановление положительных на золото пиритометрических ореолов, выявление по ним новых рудных тел и месторождений и предварительная оценка их уровня эрозионного среза и перспективности на глубину.

Геологоразведочные и эксплуатационные работы (масштаб I:10000, 1:5000, 1:1000) должны сопровождаться систематическим отбором пирита из всех выявленных рудных тел и околорудных метасоматитов по простиранию, вкрест простирания и па дению рудных тел. По результатам пиритометрического опробования выявляется ми нералогическая и геохимическая зональность как отдельных рудных тел, так месторо ждений и рудных полей в целом;

производится оценка уровня их эрозионного среза, оценивается перспективность и протяженность оруденения на глубину и фланги, выяв ляются слепые рудные тела.

Пиритометрическую съемку необходимо начинать с постановки опытно методических работ. При их выполнении могут решаться следующие вопросы.

1. Выяснение кристалломорфологических особенностей пирита руд и околоруд ных метасоматитов.

2. Определение в пиритах содержаний золота и элементов, спутников золотого оруденения – Ag, Cu, As, Zn и установление отличий по элементам-примесям пиритов, связанных с золотым сруденением от безрудных.

3. Изучение термо-эдс пирита (особенно доли пирита с электронной или дыроч ной проводимостью) руд и околорудных метасоматитов.

4. Выявление зональности рудных тел и месторождений по кристалломорфоло гии, химическому составу и термо-эдс пирита.

5. По установленным свойствам пирита руд и околорудным метасоматитам опре деляется (в комплексе с другими геологическими и геохимическими данными) уровень эрозионного среза рудных тел (и месторождений), их перспективность на глубину и фланги (табл.).

Лабораторная обработка проб с пиритом должна осуществляться в следующем порядке (рис. 11). В начале образцы с пиритом просматриваются под бинокулярным микроскопом и описываются с целью установления принадлежности пирита к опреде ленным генерациям и минеральным ассоциациям. Затем измеряется термо-эдс пирита и сопутствующих сульфидов-полупроводников. После дробления и выделения моно фракций пирита, приступают к изучению под бинокуляром его кристалломорфологии.

Детально изучается фракция 0,250,5 мм [1]. Для ускорения процесса определения морфологических типов кристаллов пирита используются таблицы идеализированных кристаллов пирита (рис. 1). Одновременно с изучением морфологии кристаллов произ водится отбор мономинерального пирита на спектральный,. химический, нейтронно активный, полярографический и другие виды анализов. Результаты исследований пред ставляются в виде таблиц, графиков, схем, карт.

Ниже приведены примеры использования метода оценки месторождений золота по типоморфным признакам пирита на конкретных месторождениях и рудных полях Алтае-Саянской складчатой области.

Коммунаровское рудное поле. Пириты разнотемпературных минеральных ассо циаций месторождений рудного поля имеют преимущественно электронно-дырочный тип проводимости, что отвечает средним частям рудных тел. Кристалломорфалогия пирита на разных месторождениях, относящихся даже к одной минеральной ассоциа ции, здесь более разнообразна, чем на месторождениях других рудных полей. Однако преобладающим является кубический габитус (до 67 %). Наряду с ним часто встреча ются пириты куб-пентагондодекаэдрического, пентагондодекаэдрического (Спасское) и октаэдрического (Калиостровское) габитусов. Пириты большинства месторождений обогащены золотом ( = 2,925,56103 %) и элементами, характерными для средних и верхних частей рудных тел – Ag, Cu, Zn, Ag, Sb, Ва.

С глубиной рудных тел намечается увеличение доли пирита с электронной прово димостью, в пиритах увеличивается содержание Ni, Со, As, Cu появляется Мо, V, Cr, Sn. Содержание Au в пиритах изменяется незначительно. Слабо проявлена зональность с глубиной и кристалломорфологии пирита. Для ряда месторождений рудного поля на мечается увеличение по падению рудных тел встречаемости и развитости в комбинаци ях кристаллов граней {210} (Калиостровское, Знаменитинское, Кузнецовское, Январ скоу) или {111} (Подлунный, Масловское, Спасское).

Электронно-дырочный тип проводимости пирита большинства месторождений рудного поля, повышение концентрации в пирите Cu, As, Zn, а также Ag, Sb, Ва и Au, преобладающий кубический габитус кристаллов, зональное изменение свойств пирита с глубиной рудных тел позволяет сделать заключение, что большинство месторожде ний Коммунаровского рудного поля вскрыты эрозией в их средних частях и перспекти вы на глубину (Знаменитшекое, Кузнецовское, Спасское, Масловское).

Балахчинское рудное пале. По данным изучения тиоморфных свойств пирита можно сделать вывод, что месторождения Октябрьское Майское, Изотовское, Чапаев ское имеют небольшой эрозионный срез и значительную перспективу на глубину. Это заключение основывается на том, что пириты жил и березитов имеют преобладающую дырочную проводимость (79 %), кубический габитус кристаллов (85 %), повышенную концентрацию элементов, характерных для средних частей рудных тел – Pb, Cu, As, Zn, Bi (10400103 %) и особенно Au (3,95103 %).

Типоморфные свойства пирита изменяются закономерно не только по падению рудных тел (вертикальная зональность), но и в пределах рудного поля (горизонтальная зональность). Так, с глубиной рудных тел намечается тенденция увеличения встречае мости пирита с электроной проводимостью, кристаллов кубического габитуса и уменьшение встречаемости грани {210} в комбинациях кристаллов. По падению руд ных тел уменьшается содержание в пиритах Ag, Pb, Bi и возрастает концентрация As, Cu, Со, Au. Аналогичная зональность типоморфных свойств пирита наблюдается и в горизонтальном плане рудного поля (отражение вертикальной зональности отдельных рудных тел). Это показывает разный уровень эрозионного среза кварцевых жил, кото рый увеличивается с юга на север рудного поля от Чапаевского и Изотовского место рождений к Майскому и Октябрьскому.

Саралинское рудное поле. Детально изучены (как эталон) пириты Каскадного и Андреевского месторождений, отработанные на 22 гор. (более 0,9 км по падению и около 3 км по простиранию). Для этих месторождений установлена временная и про странственная зональность изменения морфологии кристаллов и термо-эдс пирита. Из менение в пространстве выражается в закономерной смене по падению, простиранию (в направлении выклинивания рудных тел) и вкрест простирания (в стороны от рудных тел) кристаллов пирита пентагондодекаэдрического габитуса на кубический (рис. 7) и увеличение средних значений и доли пирита с электронной проводимостью и умень шение пирита с дырочной проводимостью (рис. 9). Изменение во времени, являющееся отражением изменения в пространстве, выражается в уменьшении доли кристаллов пи рита кубического габитуса и в увеличении пентагондодекаэдрического, а также в уменьшении средних значений и доли пирита с электронной проводимостью от ранних минеральных ассоциаций к заключительным этапам формирования месторождений (рис. 9). Установлено, что в наиболее богатых рудных столбах обычно преобладает смешанный тип проводимости пирита, пентагондодекаэдрический габитус (рис. 12) и наибольшее разнообразие морфологических типов кристаллов, а в местах выклинива ния как по простиранию, так и падению рудных тел ассортимент кристаллов пирита сокращается до минимума.

Рис. 12. Распределение кристаллов пирита пентагондодекаэдрического габитуса (в %) в плоскости жилы Каскадной Саралинского рудного поля Изучение кристалломорфологии, термо-эдс пирита руд и околорудных метасома титов жил рудного поля показало, что для них характерно развитие кристаллов пента гондодекаэдрического и кубического габитусов и дырочный или смешанный тип про водимости. Основываясь на полученных закономерных изменениях кристалломорфо логии и термо-эдс пирита по падению Каскадного и Андреевского месторождений и на том, что формирование большинства жил рудного поля происходило, по-видимому, одновременно и в близких физико-химических условиях (на это указывает и сходный минералогический состав большинства жил) была проведена оценка уровня эрозионно го среза и перспективности более 100 жил рудного поля. Показано, что уровень эрози онного среза рудного поля (и жил соответственно) увеличивается в западном и юго западном направлениях. В этом направлении возрастает в жилах доля пирита с элек тронным типом проводимости, кубического габитуса кристаллов и уменьшается, соот ветственно, доля р-пирита и пентагондодекаэдрического габитуса кристаллов. Наибо лее перспективными рудными телами, имеющими преобладающую дырочную прово димость и преобладающий пентагондодекаэдрический габитус кристаллов (более 40%) являются жилы Галенитовая, 13 лет Октября, Копровая, Ненастная (Центральный уча сток), Трансваальская, Встречная, Золотая, Промежуточная, Маршаловская, Лавинная (Встречный участок), Ивановская, Сменная, Спящая (Ивановский участок), Кузнецов ская-1 и 2 (Кузнецовский участок), Казённо-Веркинская, Октябрьская, Старотуманная, Августовская, Надеждинская, Юбилейная, Косая, Полуденовская-1, Успенская-1, По лярная (Золотогорский участок), Бобровая-1 и 2, Мерзлая, Ненастная (Бобровый уча сток) (рис. 13).

Рис. 13. Распределение кристаллов пирита пентагондодекаэдрического габитуса на площади Саралинского рудного поля Ольховско-Чибижекское рудное поле. Для изученшх Константиновского (5 гор.), Медвежьего (11 гор.) и Лысогорского (5 гор.) месторождений рудного поля по типо морфным свойствам пирита выявлена вертикальная и горизонтальная зональность как в пределах отдельных месторождений, так в пределах всего рудного поля. При этом ус тановлено, что с глубиной рудных тел свойства пирита изменяются волнообразно с ам плитудой 200240 м. Так, пириты месторождений рудного поля имеют, в основном, смешанный тип проводимости и преобладающий кубический габитус кристаллов. По падению и простиранию рудных тел (в сторону их выклинивания) увеличивается доля пирита с электронной проводимостью, а кубический габитус кристаллов сменяется куб пентагондодекаэдрическим. С запада на восток рудного поля от Лысогорского место рождения к Медвежьему и Константиновскому наблюдается закономерное уменьшение кристаллов пирита кубического габитуса (87, 68 и 48 %) и увеличение куб пентагондодекаэдрического (1, 6 и 29 %) и встречаемости в комбинациях грани {210} (28, 42 и 93 %). В этом же направлении увеличивается доля пирита с электронной про водимостью (28, 33 и 64 %) (рис. 9).

Аналогичным образом ведут себя элементы-примеси в пиритах и пары их отно шений. В 2,53 км восточнее Константиновского месторождения изучены пириты Тар чинского рудопроявления. Пириты рудопроявления имеют только электронную прово димость (рис. 9) и куб-пентагондодекаэдрический габитус кристаллов, которые отве чают прикорневым частям рудных тел. Вертикальная и горизонтальная зональность рудного поля подчеркивается и химическим составом пирита, который изменяется по добно морфологии кристаллов и физическим свойствам пирита. При этом пириты из рудных столбов имеют резко повышенные содержания Pb, Ag, Cu, Zn, As и особенно Au, а в местах выклинивания рудных тел (по простиранию и падению) концентрация большинства элементов-примесей в пирите уменьшается до минимальных значений.

Здесь обычно преобладает Ni, Со, появляется Cr, Мо. От Лысогорского месторождения к Константиновскому уменьшается содержание в пиритах Ва, Hg, Sb, Zn, Bi, As, Cu и увеличивается концентрация U, Ni, Ti, Mn. Все это свидетельствует о том, что свойства пирита отражают разный уровень эрозионного среза месторождений, который увеличи вается в восточном направлении рудного поля. При этом более эродированными ока зываются месторождения восточного фланга Ольховско-Чибижекског рудного поля (Константиновское, Тарчинское) по сравнению с центральной частью (Медвежье, Оль ховское) и особенно западным флангом (Лысогорское). Наибольшая перспектива обна ружения богатых руд на глубине имеется у Лысогорского месторождения, где эрозией вскрыты, по-видимому, только верхние части рудных тел. Об этом свидетельствует ку бический габитус кристаллов, дырочная проводимость пирита, его химический состав (преобладание в пиритах Hg, Ва, Sb, ап, Bi, Zn, Cu, As). Это подтверждается и низко температурной полисульфидной минерализацией с киноварью, температурой декрепи тации кварца (300130° С) и пирита (230 °С). Перспективность Медвежьего и Констан тиновского месторождений не ограничивается отработанными горизонтами. Учитывая волнообразный характер изменения типоморфных свойств пирита с глубиной месторо ждений с амплитудой 200240 м и то, что на Медвежьем месторождении вторая волна начинается с 9-го горизонта, а на Конетантиновском месторождении волна близка к максимуму на 4-ом горизонте, то перспективу на глубину Медвежьего месторождения можно оценивать на 160200 м, а на Константиновском на 100120 м.

Тарданское месторождение. По результатам изучения типоморфных особенностей пирита можно сделать предварительный вывод о том, что на Тарданском скарноворуд ном месторождении значительных запасов золота ожидать, по-видимому, не приходит ся. Об этом говорит преобладающая электронная проводимость (67 %), самая низкая из изученных месторождений концентрация золота в пирите (1,5710 4) и его тонкодис персное распределение в пирите и в руде, что характерно для высокотемпературных месторождений, а также повышенные, по сравнению с другими элементами, концен трации в пирите Мо, Со, Ni, Cr, Ni, характерных для высокотемпературных ассоциаций и прикорневых частей рудных тел. Это подтверждается и повышенной температурой декрепитации пирита (290 °С). Однако, вывод этот предварительный, т.к. пириты изу чены, в основном, из поверхностных горных выработок и слабо охарактеризованы на глубину.

Таким образом, комплексное изучение свойств пирита (морфологии кристаллов, химического состава и физических свойств) показывает, что свойства пирита изменя ются закономерно и, в большинстве случаев, направленно от ранних высокотемпера турных минеральных ассоциаций к поздним низкотемпературным и по восстанию руд ных тел на фоне общего падения температуры и концентрации гидротермальных рас творов. При этом необходимо отметить, что единого эволюционного ряда в изменении морфологии кристаллов пирита на месторождениях различного генетического типа не наблюдается. Экспериментами по искусственному выращиванию пирита установлено, что зарождение и рост кристаллов пирита происходит или в виде октаэдров (при недос татке в растворе железа или серы), или в виде кубов (при избытке в растворе железа или серы). Для отдельных месторождений и рудных полей существуют свои ряды из менчивости морфологии кристаллов пирита в пространстве и во времени. Это, конечно, затрудняет прогнозную интерпретацию данных кристалломорфологии пирита разных месторождений. Поэтому только комплексное использование типоморфных свойств пирита, совместно с другими геологическими и минералого-геохимическими методами, дает возможность успешно использовать пирит в качестве поискового критерия на зо лото с целью выявления минералогической и геохимической зональности месторожде ний, уровня их эрозионного среза, перспективности и протяженности оруденения на глубину и поисков слепых рудных тел.

Работа выполнена в рамках государственного задания «Наука», № 5.4730. Литература 1. Коробейников А.Ф., Нарсеев В.А., Пшеничкин А.Я., Ревякин П.С., Арифулов Ч.Х.

Пириты золоторудных месторождений (свойства, зональность, практическое примене ние). – М.: ЦНИГРИ, 1993. 213 с.

2. Коробейников А.Ф., Пшеничкин А.Я. Геохимические особенности пирита золото рудных месторождений // Геохимия. – 1985. № 1. – С. 93104.

3. Пшеничкин А.Я. Использование кристалломорфологии пирита при минералогиче ском картировании золоторудных месторождений Алтае-Саянской складчатой области / Минералогическое картирование рудоносных территорий. – Свердловск: УНЦ АН СССР, 1985. – С. 6071.

4. Пшеничкин А.Я. Кристалломорфология пирита и её использование в практике по исково-разведочных работ на золото // Геология и геофизика. – 1989. № 11. – С. 6575.

5. Пшеничкин А.Я., Коробейников А.Ф., Масалович А.М. Кристалломорфология ис кусственного пирита и распределение в нём золота // Записки Всесоюзн. мин. общ. – 1977. – Вып. 4. – Ч. 106. – С. 469474.

6. Пшеничкин А.Я., Рихванов Л.П. Морфологические и геохимические особенности пиритов магматогенно-гидротермального и метаморфогенного генезиса // Проблемы метаморфизма и рудообразования Забайкалья. – Новосибирск: Наука, 1985. – С. 124129.

7. Пшеничкин А.Я. Термоэлектрические свойства пиритов некоторых золоторудных месторождений различных типов // Известия ТПИ. – 1977. – Т. 247. – С. 7478.

ПОИСКИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ С ИСПОЛЬЗОВАНИЕМ МАТЕМАТИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ ПО МАТЕРИАЛАМ ГРАВИ- МАГНИТНЫХ СЪЁМОК О.Г. Садур, С.С. Долгушин, В.В. Марков, И.Ю. Лоскутов Фeдеральное государственное унитарное предприятие «Сибирский научно-исследовательский институт геологии, геофизики и минерального сырья»

Новосибирск, Россия, E-mail: geology@sniiggims.ru, ilia63@mail.ru Показана возможность поисков месторождений полезных ископаемых, со слабо выраженным аномальными эффектами в гравимагнитных полях на примере Централь ного месторождения хромититов Полярного Урала и Талаканского месторождения УВ Восточной Сибири.

ключевые слова: моделирование, аномалия, месторождение, гравитационные и магнитные поля.

Решающими в плане поисков скрытых, глубоко залегающих месторождений яв ляются геофизические методы, из которых наиболее широко используемыми, в силу их сравнительной дешевизны и оперативности выполнения, являются грави- магнитные съёмки. Однако, при интерпретации существуют проблемы, связанные с тем, что среди сравнительно легко интерпретируемых полей с контрастно выраженными аномалиями существуют и трудно интерпретируемые, с неявно выраженными эффектами от возму щающих объектов. Существует множество методик, позволяющих выявлять и локали зовать эти объекты в грави- и магнитных полях, среди которых авторская методика мо делирования позволяет успешно работать как с высоко- так и со слабо контрастными аномальными полями, что для последнего случая мы демонстрируем в настоящей ста тье на примере двух объектов с неявно выраженными аномальными эффектами в гра витационных и магнитных полях. Неотъемлемой частью этой методики является по стоянный учет и корректировка геологических данных, начиная от модели начального приближения до логического завершения конечной конструкции модели. Техническое исполнение методики осуществляется с помощью программы GEOLAB на основе по следовательного подбора моделей путем решения обратных задач с использованием систем линейных алгебраических уравнений (СЛАУ) методами оптимизации (1–2).



Pages:     | 1 |   ...   | 14 | 15 || 17 | 18 |   ...   | 26 |
 





 
© 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.