Delist.ru

Минералогия оруденения мезо-кайнозойских отложений Восточного Кавказа (15.04.2007)

Автор: Черкашин Василий Иванович

[Д] – карбонатизированный древесный обломок с редкими вкраплениями сфалерита, галенита.

Ручей Мулларчай, штуфный образец.

[Ж] – катаклазиты в терригенно-карбонатной пелитоморфной породе с зонами «грануляции»,

микробрекчирования и собирательной перекристаллизацией сфалерита, кальцита, прожил-

ками кальцита со сфалеритом. Ручей Мулларчай, полированный штуф.

3.3.2. Геохимические особенности пиритов рудных тел, осадочно-диагенетических образований и других сульфидов.

Сопоставление геохимических особенностей и физических свойств осадочно-диагенетического пирита и пирита меднопирротиновых залежей и жильных кварц-полиметаллических рудных тел показало существенное их различие по сравниваемым параметрам (рис. 2).

, где числитель ОДП, первые две цифры характеризуют пределы изменения количества импульсов, в скобках – средняя величина; знаменатель – пирит меднопирротиновых и кварц-полиметаллических руд. Декрептограммы пиритов отмеченных разновидностей, снятые в воздушной среде и вакууме, также существенно отличны.

Проанализированный состав газопаровой смеси, выделяющейся при нагревании проб, показывает различие ОДП и пиритов, входящих в состав рудных тел известных месторождений и рудопроявлений:

По данным замеров ТЭДС (мкв/град) с переменой ?Т0С пиритов выделяются три области значений. Отрицательные значения ТЭДС (электронная проводимость) характерны для пиритов, входящих в состав жильных образований кварц-полиметаллической формации; область с относительно низкими значениями дырочной проводимости характерна для гидротермально-осадочного пирита, а поле концентрации относительно высоких значений – для осадочно-диагенетического пирита. При замерах с постоянными значениями ?Т0С для ОДП получены величины, изменяющиеся в пределах от +150 до +310 (средние +208 - +260), для гидротермально-осадочного пирита в рудокластах - +20 - +160 (средние - +38 - +124). Так же как и гидротермально-осадочный пирит, галенит рудокластов занимает обособленное положение по замерам ТЭДС.

Наибольшее развитие пирротина отмечено в отложениях тоара в Кутлабском рудном поле, где он образует конкреции, замещает фаунистические остатки, слагает маломощные прослои в аргиллитах, ?34S этого пирротина - +6,40 – +7,25; +6,82(2).

Максимальное развитие халькопирита установлено в тоарских алевролитах Мушлакского рудного поля – до 5% от массы породы в единичных небольших пропластках. Повышенное содержание его совместно с пирротином отмечено в осадочных породах Кутлабского рудного поля. В незначительном количестве халькопирит отмечается во вмещающих породах месторождения Кизил-Дере, где он цементирует фрамбоиды пирита, а также встречается совместно с пиритом в конкрециях в пределах рудных полей Ори-Цкали, Кутлаб. В виде эмульсионной вкрапленности халькопирит выделяется в сфалерите конкреций и септарий.

Сульфиды свинца и цинка развиты в наибольшем количестве в сидеритовых конкрециях ааленских отложений в пределах Курушского рудного поля. Сфалерит в них выделяется в основной массе и в септарных прожилках; обнаружен также в виде фрамбоидов в песчаниках рудной зоны рудопроявления Скалистое и в аргиллитах Мушлакского рудного поля. Во вмещающих породах месторождения Кизил-Дере сфалерит цементирует фрамбоиды пирита. Изотопный состав серы конкреционного сфалерита: ?34S - +0,8-+4,9; +3,42(7).

Галенит встречен только в конкрециях и септариях в Курушском рудном поле совместно со сфалеритом, где он образует рассеянные формы, замещает остатки фауны в основной массе конкреций и выполняет септарные прожилки, ?34S галенита: - 2,83 - +6,10; -1,91 (2) - +1,79(5).

В постдиагенетический этап развития конкреции и стяжения сульфидов подвергаются катаклазу с образованием трещин (рис. 1-Б), которые заполнены сульфидами и ассоциирующими с ними жильными минералами (кварцем, карбонатами, хлоритом, серицитом). Вокруг метакристаллов и обломков пирита образуются оторочки кварц-карбонатного состава с характерной параллельно-шестоватой структурой. В стяжениях по трещинам отмечается перекристаллизация пирита. Эти характерные признаки позволяют отличать постдиагенетические процессы от более поздних, связанных с внедрением даек и сопутствующей им гидротермальной деятельности.

Глава 4. Изотопный состав химических элементов сульфидов,

карбонатов различного генезиса.

4.1. Изотопный состав серы и углерода терригенных и аутигенных образований.

В пределах Куруш-Мазинской рудоносной зоны установлены сульфиды в образованиях различных морфогенетических типов – сингенетичных и эпигенетичных по отношению к вмещающим породам. Существуют диаметрально противоположные представления по вопросу о генезисе сульфидных проявлений. В связи с этим изучение изотопов, входящих в их минеральный состав серы, углерода, приобретает актуальное значение.

В пирите рудокластов из конгломератов верхнего тоара отношения изотопов серы составляют: +4,13 - +8,79; +5,98(7), все значения приведены для ?34S‰ . Для пирит-сфалеритовой руды (валовой состав) получены значения: +7,27 - +7,69; +7,48(2). В сфалерите массивной руды происходит облегчение (по сравнению с пиритом) изотопного состава серы +3,4 - +5,22; +4,51(5), это же характерно и для сфалерита оолитоподобных стяжений: +3,7 - +6,2; +4,99(6). При этом в пределах одного и того же скопления сфалерита значения ?34S от центра к периферии изменяются от +3,7 до +6,2.

Для сульфидов рудопроявления Скалистое установлены следующие отношения изотопного состава серы: пирит из тонкозернистой серноколчеданной руды +4.91 - +7,91; +6,43(3); сфалерит из массивной руды +5,43 - +5,71; +5,60(3), сфалерит из руды мелкобрекчиевой текстуры +6,10 - +7,71; +6,57 (5), сфалерит из седиментационной брекчии +4,92 - +6,64; +6,01 (6). Сфалерит из прожилков Курушского рудного поля +2,34 - +5,22; +4,18(10). Для галенита вкрапленников кремнисто-доломитовых пород ?34S составляет +0,21, а из прожилков рудного поля –0,99 до +1,8 (по данным восьми проб). Проведенные исследования изотопных отношений серы (рис. 3) показывают незначительное различие её состава в сульфидах из рудокластов, осадочно-диагенетических образований в конгломератах, сидеритовых конкреций и септарий, прожилков и пластовых рудных тел рудопроявления Скалистое. В целом для изотопного состава серы сульфидов всех этих образований характерна преимущественная обогащенность тяжелым изотопом и близость к метеоритному стандарту. Это свидетельствует о едином гипогенном источнике рудного вещества, отлагавшегося как гидротермально-осадочным так и гидротермально-метасоматическим способом.

Исследование изотопных отношений углерода карбонатов, ассоциирующих с рудными минералами (рис. 4), показали отличие между минералами гидротермально-осадочного и собственно осадочного происхождения.

Для карбонатных жил Курушского рудного поля ?13С‰ изменяется в пределах: -4,4 – -8,68; -6,76 (12). Кальцит, входящий в состав оолитоподобных стяжений из конгломератов, характеризуется значениями –5,5 – -7,5; -6,5(2); карбонаты тесно ассоциирующие с осадочно-диагенетическим пиритом: -4,66 – -14,51; -8,74(3), карбонат из жиьных кварц – карбонат – сульфидных тел проявлений (Хал, Борч I): +4,04 – + 5,49; +4,61 (5). В карбонатно - сульфидных прожилках Курушского рудного поля намечается обогащение тяжелым изотопом углерода (13С): +17,2 – +19,7; +18,4(2). Максимальное обогащение тяжелым изотопом углерода установлено для рудных тел гидротермально-осадочного происхождения рудопроявления Скалистое: +32,86 – +33,63; +33,24(2).

Рисунок 4.

А-гистограмма распределений ?13С‰ карбонатов, связанных с:

1- осадочно-диагенетическими сульфидами; 2- гидротермально-осадочными сульфидами

3- сульфидами жильных проявлений; 4- безрудными кальцитовыми жилами;

5- травертинами; 6- оолитподобными кальцит-сфалеритовыми стяжениями;

7- верхнетоарскими карбонатами; 8- сидеритовыми конкрециями; 9- пирит-сфалеритовыми рудами.

Б- положение на диаграмме ?13С – ?34S различных образований:

1- осадочно-диагенетические сульфиды; 2- осадочно-гидротермальные сульфиды;

3- карбонатно-сульфидные жильные образования; 4- оолитоподобные кальцит-сфалеритовые стяжения.

Аномальное обогащение 13С карбонатов отмечает Ю.А. Борщевский и др. (1981) для низкотемпературных минералов, образованных в связи с микробиально-эпигенетическими процессами при участии слабонагретых рассольных вод, содержащих компоненты микронефти, что в нашем случае соответствует гидротермально-осадочному процессу. На диаграмме ?34S – ?13С контрастно выделяются минералы гидротермально-осадочного, собственно гидротермального и осадочно-диагенетического генезиса.

4.2. Изотопы углерода эндогенных карбонатов

Карбонаты (кальцит) широко распространены в эндогенных образованиях территории. Кальцит по распространенности является вторым жильным минералом после кварца в месторождениях колчеданной и жильной кварц-полиметаллической формации, в кварц-карбонатных зонах, жилах и полностью слагает карбонатные жилы, которые достигают мощности до 10 и более метров и тесно связаны с дайковым комплексом, что наиболее вероятно связано с существованием карбонатной магмы.

Широкое распространение углекислоты в эндогенных образованиях на территории Горного Дагестана подчеркивается преобладанием её в рудообразующих системах, судя по газовой составляющей в ГЖВ, а также наличием многочисленных источников и натечных образований травертина, формирующихся в долинах водотоков в четвертичный период. Достаточно отметить, что в районе Курдульской интрузии выделяются травертиновые террасы мощностью до 10-15 м, протяженностью свыше 200 м.

Но наиболее мощным проявлением гипогенного углекислотного процесса является околотрещинный углекислотный метасоматоз на Курдульской интрузии и связанные с ними карбонатные метасоматиты лиственитового типа. По простиранию через Курдульскую интрузию проходит полоса светло-серых пород, хорошо выделяющаяся визуально. Мощность измененных зон здесь достигает десятки метров, протяженность более 1 км. К этой полосе в пределах интрузии приурочена полиметаллическая сульфидная минерализация.

Было произведено определение ?13С‰ углекислоты в газовой фазе включений в минералах колчеданных, кварц-сульфидных руд, в газовой фазе, выделяющейся при нагревании, магматических пород, осадочно-диагенетического пирита и в водах источников месторождения Кизил-Дере и его вмещающих породах.

Результаты определений приведены на рисунке 5.

Анализ результатов аналитического исследования изотопного состава углерода СО2 и СН4 различных образований показывает, что происходит изотопное смещение углерода с обогащением 12С в последовательности: углекислота газовой фазы включений в минералах – углекислота в магматических породах – углекислота в различных водах месторождения Кизил-Дере – углекислота осадочно-диагенетических образований – метан в различных водах – органическое вещество в осадочных породах: углерод нефтей Прикумской области Дагестана (?13С‰ от -25 до -30). Полученные результаты позволяют считать, что углекислота газовой формы включений минералов в колчеданных и жильных полиметаллических рудах имеет магматический источник, а также образовывалась при окислении и деструкции органического вещества на всем пути циркуляции минералообразующих растворов и во все стадии развития гидротермальной системы.

загрузка...