Геология рудных месторождений, 2021, T. 63, № 3, стр. 236-264

ВВЕДЕНИЕ

Месторождение Хову-Аксы (Ag–Bi–U–Cu–Ni–Co–As) было открыто в 1947 г. геологами поисковой партии Тувинской экспедиции ВСЕГЕИ В.А. Унксовым, А.А. Богомолом, В.А. Бобровым, Т.Н. Ивановой и К.Х. Хойтпак-оолом (Богомол, 1971). Детальная разведка на южном фланге рудного поля была начата весной 1949 г. и в целом по месторождению завершена к 1953 г., а за его открытие и разведку первооткрывателям присуждена Сталинская премия первой степени. Позднее геологоразведочные работы проводились одновременно со строительством горно-обогатительного комбината с целью наращивания промышленных категорий запасов кобальта, никеля, меди, мышьяка и сопутствующих компонентов – серебра, висмута. ГОК “ТУВАКОБАЛЬТ” введен в эксплуатацию в 1970 г. и выпускал ценный кобальтовый концентрат, перерабатывавшийся на Уфалейском заводе до 1991 г., куда доставлялся в контейнерах.

Исследованием всех аспектов геологии этого уникального месторождения наиболее детально занимались А.А. Богомол (1947–1962 гг.) с коллегами, а позднее (1962–1978 гг.) – специалисты из Института геологии и минералогии, Тувинского института комплексного освоения природных ресурсов Сибирского отделения РАН (фиг. 1).

Фиг. 1.

Исследователи Хову-Аксынского месторождения – участники конференции 1985 г. – у рудного отвала штольни Надежда на Северном участке (слева направо): д.г.-м.н. Оболенский А.А., д.г.-м.н. Панов Б.С., главный геолог комбината “ТУВАКОБАЛЬТ” Арцыбеев В.Е., д.г.-м.н. Озерова Н.А., к.г.-м.н. Богомол А.А. (первооткрыватель), к.г.‑м.н. Боровиков А.А., д.г.-м.н. Лебедев В.И., механик-водитель Корнилов В.И, главный геолог Северного рудника Козловский А.А., д.г.-м.н. Борисенко А.С., к.г.-м.н. Федосеев Г.С.

Цель настоящей статьи – привлечь внимание геологического сообщества к этому уникальному и во многом эталонному месторождению, судьба которого оказалась напрямую обусловлена историческими событиями, произошедшими в нашей стране. В современных условиях важным является то, что на штольневых отвалах месторождения Хову-Аксы накоплены громадные количества жильной массы, содержащей окисленные арсениды и сульфиды, а на промышленной площадке в шести картах захоронения складировано более 2 млн м³ отходов гидрометаллургического передела. Оставшиеся запасы кобальта в недрах (более 16 тыс. т) и накопленные в картах захоронения (более 2.5 тыс. т) являются ценным стратегическим минеральным сырьем. В статье приводятся предложения по оптимизации добычи и предлагается поэтапная схема возрождения кобальтового производства в Республике Тыва с учетом появившихся в последние годы новых технологических наработок.

КРАТКО О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ РУДНОГО УЗЛА И МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Арсенидная никель-кобальтовая минерализация Хову-Аксынского рудного узла контролируется системой разрывных структур на пересечении Улатай-Убсунур-Баянкольской и Унгеш-Барыкской зон разломов (фиг. 2).

Фиг. 2.

Схема геологического строения Улатай-Ховуаксынской кобальтоносной зоны: 1 – современные аллювиально-пролювиальные отложения; 2 – юрская угленосная моласса; 3 – карбон-пермская угленосная моласса; 4 – турнейские терригенно-пирокластические отложения; 5 – живет-фаменские аллювиально-озeрные песчано-мергелистые отложения; 6 – позднеэйфельские таштыпско-ихейские карбонатно-терригенно-соленосные отложения; 7 – раннедевонская эффузивная рифтогенная внутриконтинентальная моласса; 8 – силурийские органогенные прибрежно-морские и лагунные отложения; 9 – позднеордовикская красноцветная моласса; 10 – венд-кембрийский островодужный рифтогенно-вулканогенный комплекс основания, запечатанный гранитами; 11 – формации субщелочных гранитов (γξD1-2 e – ξγD3); 12 – формации субщелочных габброидов (D3–С1t); 13 – системы разрывных нарушений глубинного заложения (а – Убсунр-Баянкольская и Унгешская) и зоны надвигов (б – Хову-Аксынская, Улатай-Чозская); 14 – рудные объекты пятиэлементной формации; 15 – рудные объекты формации редкоземельных карбонатитов; 16 – рудные узлы: 1–А – Хову-Аксынский, 1–Б – Улатай-Чозский.

В контурах Хову-Аксынского рудного узла, кроме месторождения Хову-Аксы, арсениды кобальта установлены в рудах Онкажинского осадочно-инфильтрационного уранового, Узунойского кобальт-серебро-медного и Улатайского уран-редкоземельно-железорудного карбонатитового месторождений, а также Боштагского, Юш-Карасугского, Кара-Хемского и Медного кобальт-серебро-медных сульфоарсенидно-сульфосольных рудопроявлений. Особое место в истории формирования рудного поля месторождения Хову-Аксы, расположенного на северо-восточном фланге Улатай-Ховуаксынской кобальтоносной зоны, занимают контактово-метасоматические породы (скарны и скарноиды), с секущими их дайками субщелочных базитов и карбонатных жил с арсенидной серебро-висмут-никель-кобальтовой минерализацией (фиг. 3).

Фиг. 3.

А – геологическое строение месторождения Хову-Аксы (Лебедев, 1986). 1 – осадочно-вулканогенные образования нижнего девона; 2 – осадочные отложения силура; 3 – вулканиты нижнего кембрия; 4 – габбро-диабазы; 5 – граниты верхнего девона; 6 – известковые скарны; 7 – раннемезозойские дайки; 8 – надвиги; 9 – крупные разломы; 10 – рудные тела (жилы карбонатно-арсенидного состава); 11 – номера рудных участков: I – Северный, II – Средний, III – Промежуточный, IV – Южный, V – Западный. Б – схема размещения арсенидных руд в скарнах месторождения Хову-Аксы в проекции на горизонтальную (а) и вертикальные – широтную (б), меридиональную (в) плоскости (Лебедев, 1986): 1 – контур метасоматической залежи; 2 – проекция площадей распространения арсенидных руд; 3 – разломы; 4, 5 – элементы залегания: 4 – в туфах и осадочных отложениях, 5 – в скарнах; 6 – ориентировка плоскостей вертикальных проекций; 7 – нижний горизонт штольневой отработки месторождения.

Месторождение Хову-Аксы является эталонным объектом арсенидной никель-кобальтовой (пятиэлементной) жильной формации (Богомол, 1971; Крутов, 1978; Рудные формации…, 1981; Образцов, 1981; Борисенко и др., 1984; Лебедев, 1971, 1974, 1978, 1989, 1998, 2018; Кабо и др., 1991; Коваленкер и др., 1994). Геолого-структурная позиция месторождения определяется его локализацией в горст-антиклинали, ядро которой сложено осадочно-вулканогенными образованиями серлигской свиты нижнего кембрия, а крылья – силурийскими терригенно-карбонатными отложениями верхней подсвиты чергакской свиты и терригенными – хондергейской свиты, туфогенно-вулканогенными образованиями кендейской свиты нижнего девона и песчано-мергелисто-алевролитовыми осадками илеморовской свиты живетского яруса (фиг. 4).

Фиг. 4.

Геолого-структурные особенности формирования известковых сульфидизированных скарнов и карбонатно-арсенидных никель-кобальтовых жил Хову-Аксынского месторождения: 1 – суглинки, глины KZ; 2 – песчаники, углистые алевролиты, угли J₂; 3 – конгломераты, туффиты, угли C₂–P₁; 4 – туффиты, песчаники, аргиллиты, мергели, алевролиты, гравелиты C₁; 5–7 – терригенные отложения D_2–3: 5 – гравелиты, известняки, 6 – алевролиты, глинистые известняки, 7 – песчаники, алевролиты, мергели; 8–9 – вулканогенные и красноцветные терригенные отложения D₂e: 8 – алевролиты, углисто-кремнистые известняки с фауной кораллов, мшанок, 9 – песчаники, андезиты, дациты и их туфы; 10–13 – вулканогенные образования D₁: 10 – дациты, трахиты, 11 – андезиты, базальтовые порфириты, 12 – порфиры, фельзиты, 13 – туфоконгломераты; 14–15 – терригенно-карбонатные ракушняковые отложения S_1-2: 14 – красноцветные песчаники, гравелиты, 15 – органогенные известняки, алевролиты; 16–20 – осадочно-вулканогенные образования €₁: 16 – порфириты, алевролиты, известняки, 17 – порфириты, 18 – мраморы, порфириты, туфы, 19 – риолиты, порфириты, 20 – базальтовые порфириты; 21–26 – дайки: 21 – лимбургитов, 22 – порфиров, 23 – диабазов, 24 – порфиритов, 25 – лабрадоровых порфиритов, 26 – микродиоритов; 27 – гранофиры, гранит-порфиры D₃–C₁; 28 – габброиды C₁; 29 – порфиры D₂e; 30 – порфириты D₂e; 31 – гранодиориты, граниты €₂–O; 32 – магнетитовые скарны; 33 – сульфидизированные скарны в отложениях S_1–2–D₁; 34 – арсенидно-карбонатные жилы; 35 – кремнисто-карбонатные сульфоарсенидно-сульфосольные жилы; 36 – зоны разломов; 37 – границы несогласного залегания; 38 – прочие геологические границы.

Стратифицированные толщи прорваны посторогенными субщелочными гранитами, в экзоконтакте которых силурийские терригенно-карбонатные и нижнедевонские базальные конгломераты замещены (фиг. 5, 6) известковыми гроссуляр-амфибол-пироксен-скаполитовыми скарнами с магнетитом и сульфидами меди, свинца и цинка, а также рассечены дайками различного состава (диабазы, плагиоклазовые порфириты, долериты, сиенит-порфиры) и карбонатными жилами с арсенидами кобальта, никеля и железа, сульфидами меди и железа, сульфосолями и самородными серебром и висмутом.

Фиг. 5.

Геологический разрез по профилю 010 (южный фланг месторождения Хову-Аксы): 1 – слабо измененные терригенно-карбонатные породы чергакской свиты силура; 2 – граниты, гранофиры Южного штока; 3 – известковистые и известково-силикатные скарны; 4 – скаполит-пренит-полевошпатовые апоскарны; 5 – кварц-полевошпатовые метасоматиты; 6 – дайки субщелочных базальтоидов; 7 – арсенидно-карбонатные жилы; 8 – разломы; 9 – геологические границы; 10 – буровые скважины.

Фиг. 6.

Взаимоотношения разновидностей скарноидов на участках рудного поля месторождения Хову-Аксы (а, б – Южный; в – Промежуточный; г – Северный) и в полированном шлифе (д): 1–3 – в скарнированных отложениях силура и девона: 1 – конгломераты, песчаники, 2 – алевролиты, алевропесчаники, 3 – известняки, алевролиты; 4–5 – вулканогенно-осадочные образования кембрия: 4 – альбитофиры, их туфы, 5 – базальтовые порфириты; 6 – дайки базальтоидов; 7 – гранофиры, гранит-порфиры; 8–16 – скарноиды: 8 – гранатовые, 9 – пироксен-гранатовые, 10 – гранат-пироксен-амфиболовые, 11 – пироксен-скаполитовые, 12 – амфибол-актинолитовые, 13 – сульфидизированные гранат-пироксен-амфибол-скаполитовые, 14 – актинолит-хлоритовые, 15 – апоскарны скаполит-пренит-полевошпатовые, 16 – кварц-полевошпатовые; 17 – кварц-карбонат-арсенидные жилы; 18–19 – геологические границы: 18 – четкие, 19 – постепенные переходы.

После образования скарнов и внедрения даек диабазов и плагиопорфиритов происходило формирование безрудной доарсенидной низкотемпературной ассоциации, представленной халцедоном, кристаллическим кварцем, карбонатом, шабазитом, целестином.

С поздними стадиями контактово-метасоматического процесса связано замещение гранат-пироксеновых скарнов пренит-полевошпатовыми метасоматитами и образование кварц-полевошпатовых метасоматитов, развивающихся как по скарнам, так и по неизмененным силурийским терригенно-карбонатным и девонским вулканогенным породам (Унксов, 1961, 1968; Богомол, 1971; Лебедев, 1971, 1974, 1998, 2018; Шишкин, 1967). С заключительной стадией образования скарнов ассоциирует гнездово-вкрапленная и прожилковая минерализация сульфидов и сульфоарсенидов.

МИНЕРАЛОГИЯ РУД МЕСТОРОЖДЕНИЯ ХОВУ-АКСЫ

Описанию минерального состава руд месторождения Хову-Аксы посвящена достаточно обширная литература (Кондратьев, 1973; Рудашевский и др., 1974; Лебедев, 1978, 1984, 1989, 1998, 2018). Тем не менее, возможность изучения руд с помощью прецизионных современных методик позволила выявить ряд новых особенностей минералогии руд, дающих более широкие возможности для понимания их генезиса.

Как было выше показано, завершающая стадия скарнообразования (с кварцем, карбонатами и хлоритом в скарнах и апоскарнах) ответственна за локализацию продуктивной рудной минерализации (халькопирит, борнит, пентландит, пирротин, Со-пирит, арсенопирит, кобальтин, сфалерит, галенит и др.), краткая характеристика основных минералов которой приведена ниже.

Пирит (FeS₂) – является преобладающим в сульфидной ассоциации минералов среди скарнов всех разновидностей. Ранний пирит первой генерации образует крупные кристаллы и их агрегаты с кварцем и карбонатами в интерстициях между кристаллами граната, скаполита и пироксена, как бы цементируя их. В то же время в кристаллах пирита кубической формы и визуально – хорошей сохранности, под микроскопом обнаруживается значительное количество микротрещин, заполненных гематитом, халькопиритом, кварцем и кальцитом. Часто на гранях раннего корродированного пирита гематит образует оторочку из мелких пластинчатых кристалликов. Пирит второй генерации, обычно мелкокристаллический, выполняет трещины с образованием прожилков кварцево-сульфидного состава в скарнах. Он находится в тесном срастании с марказитом, халькопиритом и кварцем, часто ассоциирует с гематитом и цементирует крупные кристаллы раннего пирита. Ранний пирит обогащен никелем (до 0.79%) и, в меньшей степени, кобальтом (до 0.15%).

Марказит (FeS₂) – наряду с пиритом, халькопиритом, пирротином широко распространен во всех разновидностях скарнов, а также в прожилках кварц-сульфидного состава, секущих скарны и апоскарны. Иногда он встречается в ассоциации с кобальтином. Марказит выделяется преимущественно в виде сплошных тонкозернистых агрегатов с ксеноморфными зернами кварца и кальцита в виде таблитчатых и копьевидных кристаллов. Очень часто марказит образует псевдоморфозы по силикатам скарнов, принимая форму замещенного кристалла. На Промежуточном участке в линзе скаполитизированного ракушнякового известняка марказитом замещены реликты силурийских брахиопод и кораллов.

Халькопирит (CuFeS₂) – минерал латунно-желтого цвета, часто с интенсивной темно-желтой, пестрой индигово-желто-зеленой побежалостью, образует в гранатовых, пироксен-гранатовых и скаполит-пироксеновых разновидностях скарнов массивные линзовидные, послойно-шлировые, гнездовые скопления и брекчиево-жильные обособления в ассоциации с пиритом, пирротином, марказитом, галенитом, сфалеритом, борнитом, кварцем и карбонатами. Выделяется обычно после пирита и пирротина близко одновременно с борнитом, но несколько раньше сфалерита и галенита. В сульфидизированных пироксен-гранатовых скарнах часто цементирует раздробленные и корродированные кристаллы пирита первой генерации, цементирует раздробленные кристаллики кобальтина.

Борнит (Cu₅FeS₄) – характерен для глубоких горизонтов Северного участка, где широко развит в гранат-пироксеновых скарнах в ассоциации с халькопиритом, пирротином, марказитом и сфалеритом. Цвет борнита в свежем изломе медно-красный, характерно развитие пестрой синей побежалости. Под микроскопом в аншлифе наблюдается обилие пластинчатых микровключений халькопирита в борните, являющихся продуктом распада твердого раствора в интервале температур 175–400°С (Рамдор, 1962).

Пирротин (Fe_{1 – x}S) – обычен в сульфидизированных скарнах различного состава, особенно на глубоких горизонтах Северного участка Хову-Аксынского месторождения, а также присутствует в кварц-сульфидных прожилках, секущих скарны. Образует гнездовые скопления и мелкую вкрапленность зерен изометричной и неправильной формы в тесном срастании с халькопиритом и сфалеритом. При этом плотно сросшиеся зерна пирротина и халькопирита по периферии окаймляются оторочкой сфалерита. Кобальтин в пирротине встречается в виде идиоморфных корродированных кристалликов и остроугольных обломков. Пирротин обогащен никелем и кобальтом, содержит примесь меди, цинка, свинца и серебра.

Кобальтин (CoAsS) – в скарнах представлен железистой разновидностью – феррокобальтином. Для него характерен стально-серый цвет с розовато-коричневым оттенком. Встречен в кварцевых прожилках мощностью 0.5–2 см, секущих сульфидизированные разновидности скарнов скаполит-пироксенового состава, в прожилках образует вкрапления и гнездовые скопления кристалликов октаэдрического габитуса. Под микроскопом чаще наблюдаются агрегаты сросшихся зерен, вытянутых в виде цепочек. Цвет в отраженном свете белый с розовым оттенком. Встречается в большинстве случаев в форме раздробленных на мелкие остроугольные обломки зерен, сцементированных кварцем или сфалеритом с халькопиритом и марказитом. Обломки зерен кобальтина свежие с прямолинейными и четкими очертаниями, без следов коррозии. По времени кристаллизации кобальтин является более ранним по отношению к цементирующим его сульфидам. Микрозондовым анализом установлено преобладание Co, Fe, As и S, присутствие значимой доли Ni, Zn, а также следов Pb, Cu и Ag.

Арсенопирит (FeAsS) – выделяется в кварцево-сульфидную стадию процесса, завершающего скарнообразование в контурах Хову-Аксынского рудного поля. Он встречается, наряду с пиритом, марказитом, халькопиритом и другими сульфидами, как в скарнах различного состава, так и в ксенолитах вмещающих пород, захваченных кварцево-карбонатной жильной массой с арсенидной минерализацией. Под микроскопом арсенопирит наблюдается в форме ромбических сечений и удлиненных призматических кристаллов, вытянутых по вертикальной оси. Он обогащен никелем и кобальтом, содержит следы сурьмы, висмута и серебра.

Сфалерит (ZnS) – минеральные агрегаты коричневого и медово-желтого цвета встречены в сульфидизированных залежах скарнов пироксен-гранатового состава совместно с пиритом, халькопиритом, марказитом, галенитом, пирротином, кварцем и карбонатами. Форма выделений – мелкозернистые агрегаты изометричных кристалликов, обычно выполняющих промежутки между ранее отложенными минералами или образующих оторочки вокруг зерен и сростков пирротина с халькопиритом и борнитом. По отношению к галениту обычно ксеноморфный, иногда кристаллизовался с ним одновременно. Обе разновидности сфалерита обогащены кадмием и мышьяком.

Галенит (PbS) – в прожилках кварц-сульфидно-карбонатного состава, секущих сульфидизированные скарны пироксен-гранатового состава, в ассоциации с пиритом, халькопиритом, марказитом, сфалеритом, пирротином. Выделяется в форме мелких кубов и сплошных зернистых агрегатов. Под микроскопом в галените обнаружены вкрапления халькопирита, пирротина, пирита и марказита. Иногда образует вкрапленность в сфалерите, а иногда окаймляет зерна сфалерита. Галенит обогащен цинком и серебром, содержит примесь сурьмы.

Магнетит (Fe₃O₄) – широко распространен в рудном поле, образует послойно-линзовидные залежи различной мощности, чередующиеся с “псевдогоризонтами” гранатовых и гранат-пироксеновых скарнов. Магнетит выделяется в виде кристаллов октаэдрической, чаще – неправильной формы размером 1–1.5 мм. Форма кристалликов в сечении шестиугольная. Эти кристаллики и зерна магнетита корродируются альбитом до арсенидного апоскарнового этапа. В скарнах встречается также более поздний магнетит – мушкетовит, который развивается по гематиту, образующему пластинки, розетки и чешуйчатые агрегаты, развивающиеся по кристаллам и зернам магнетита. С другими рудными минералами скарнов гематит находится в самых различных соотношениях, встречаясь в виде: пластинок, выполняющих вместе с кварцем промежутки между кристаллами граната или пирита второй генерации; агрегатов пластинчатых кристаллов, которые нарастают на кристаллы пирита первой генерации; прожилков с кальцитом в пирите, халькопирите и сфалерите; коррозии кристалликов халькопирита, граната, пироксена и скаполита; цемента зерен марказита.

РУДНЫЕ ПАРАГЕНЕЗИСЫ И ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЬ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ

Гидротермальный рудный этап на месторождении Хову-Аксы от контактово-метасоматического отделен внедрением даек долеритов, диабазов повышенной щелочности и плагиоклазовых порфиритов, а также периодом формирования системы разрывных нарушений, послуживших путями движения рудоносных флюидов и образования всего разнообразия жильных систем (Третьякова и др., 2010). Многостадийная рудная минерализация в кварцево-карбонатных жилах месторождения (фиг. 7) представлена арсенидами Co, Ni, Fe с резко подчиненными сульфидами и сульфосолями, а также самородными Bi, Ag, Au, As в ассоциации с кальцитом, доломитом и более редкими – анкеритом, кварцем, баритом и сидеритом.

Фиг. 7.

Последовательность и физико-химические параметры образования минералов метасоматического и гидротермального генезиса арсенидного кобальтового месторождения Хову-Аксы (Лебедев, 1986): 1 – интенсивность дизъюнктивной тектоники; 2 – дайки основного состава; 3–6 – распространение минералов: 3 – главные, 4 – распространенные, 5 – второстепенные, 6 – редкие. I–XI – стадии: I – гранат-пироксен-скаполитовая; II – актинолит-магнетит-сульфидная; III – гранат-амфибол-сульфоарсенидная; IV – турмалин-полевошпатовая; V – халцедон-цеолит-сульфидная; VI – кварц-хлорит-карбонатная; VII – доломит-никелин-раммельсбергитовая; VIII – кальцит-скуттерудитовая; IX – кварц-саффлоритовая; X – сульфидно-сульфосольная; XI – барит-карбонатная.

Отложение рудных и нерудных минералов происходило в сбросо-сдвигах при неоднократно повторяющихся тектонических подвижках и дроблении как вмещающих пород, так и жильного выполнения. В рудных жилах выделяются несколько последовательно отлагавшихся парагенетических ассоциаций минералов, которые могут быть отнесены к различным стадиям гидротермального процесса: ранней, главной и поздней – арсенидным, завершающей – сульфидно-сульфоарсенидно-сульфосольной. Необходимо отметить, что в каждом из продуктивных по кобальту арсенидных парагенезисов отложение минералов начиналось и завершалось выделением карбонатов и незначительных количеств сульфидов меди, железа в ассоциации с мышьяковистой блеклой рудой. В результате многоэтапного формирования рудно-магматической системы месторождения Хову-Аксы и, особенно, многостадийного рудообразующего процесса, в жильных системах возникла сложная совмещенная минеральная зональность (фиг. 8, 9).

Фиг. 8.

Разрез (а) и продольные проекции (б, в, г), характеризующие минеральную зональность жил Северного участка месторождения Хову-Аксы: 1 – арсенидные жилы; 2–8 – минеральные парагенезисы: 2–3 – никелин-раммельсбергитовый; 4–5 – смальтин-хлоантитовый; 6–7 – леллингит-саффлоритовый; 8 – сульфидно-сульфосольный; 9 – границы типов руд: а – межстадийные, б – внутристадийные; 10 – разломы; 11 – горизонты.

Фиг. 9.

Разрез (а) и продольные проекции (б, в, г, д), характеризующие минеральную зональность жил Южного участка месторождения Хову-Аксы: 1 – арсенидные жилы; 2–8 – минеральные парагенезисы: 2–3 – никелин-раммельсбергитовый; 4–5 – смальтин-хлоантитовый; 6–7 – леллингит-саффлоритовый; 8 – сульфидно-сульфосольный; 9 – границы типов руд: а – межстадийные, б – внутристадийные; 10 – разломы; 11 – горизонты.

Парагенетические минеральные ассоциации (парагенезисы) различных стадий гидротермального этапа, отлагаясь в одних и тех же разрывных нарушениях, приоткрывавшихся в разное время и с различной интенсивностью, образовали полиминеральные кварцево-карбонатные жилы с арсенидами, сульфоарсенидами, сульфидами, сульфосолями и самородными элементами, отлагавшимися в условиях средних и относительно низких температур в интервале 270–100°С (Годовиков, 1960). В контурах любой жилы месторождения встречаются участки с преобладанием арсенидной минерализации той или иной стадии. Из-за крайне неравномерного распределения арсенидов кобальта и никеля в минеральных парагенезисах различных стадий некоторые участки рудных жил характеризуются низкими содержаниями Co и повышенными – Ni (жила 101 Северного участка, отношение Co/Ni = 1 : 7). Это вызвано преобладанием в жиле минерального парагенезиса ранней стадии. В жильной системе 115 в сопряжении с жилой 101 отношение Co/Ni = 5 : 1, что обусловлено преобладанием в рудах парагенезисов главной и поздней арсенидных стадий. Относительно повышенными значениями отношения Co/Ni (в среднем – 4 : 1) характеризуются руды в жилах Южного участка 1, 2, 3, 16, 18, 31, 32 и др., тогда как для жил Северного участка среднее отношение Co/Ni равно 1 : 6.

Ранняя арсенидная стадия

Гидротермальный этап формирования собственно жильного выполнения трещин начинается нарастанием шестоватого кварца на стенки трещин, секущих актинолитизированные и тремолитизированные скарны, кремнисто-карбонатно-гидрослюдистые аргиллизиты, из рудных минералов первым в виде “почек” выделялся никелин, на который нарастал раммельсбергит (фиг. 10).

Фиг. 10.

Ранний арсенидный парагенезис: а – саффлорит-никелин-хлоантит-раммельсбергитовые “почки”; б – внутреннее строение “почки” в разрезе.

Изредка отложению раммельсбергита предшествовал и сопутствовал ранний саффлорит октаэдрического габитуса. Позднее, одновременно с доломитом и кварцем, в небольших количествах выделялись Fe–Ni–Co- и Co-cкуттерудиты, а затем – саффлорит, кальцит, кварц, блеклая руда, халькопирит и сфалерит. Доломитом и кальцитом сцементированы отдельные концентрически зональные сферолиты никелевых арсенидов, в центре которых обычно находятся обломки аргиллизированных скарнов и дорудных гидротермально измененных пород с вкрапленностью “разъеденных” кристаллов и зерен пирита, арсенопирита, кобальтина, халькопирита. Как правило, обломки вмещающих пород покрыты корочкой и мелкой сыпью короткопризматических кристалликов кварца. В жилах различных участков месторождения порядок выделения ранних арсенидов в целом сохраняется. Вместе с тем, в некоторых жилах (101, 131, 147) отложение ранних арсенидов на обломках вмещающих пород и в зальбандах, покрытых мелкими кристалликами кварца, начинается с хлоантита (Ni-скуттерудита), которому сопутствуют доломит и анкерит. Несколько позднее, но одновременно с доломитом, на ранний хлоантит нарастают сферолиты никелина, крутовита и орселита, а затем – шестоватые агрегаты раммельсбергита, сменяющегося саффлоритом и небольшим количеством леллингита. Выделение арсенидов ранней стадии завершается отложением шмальтина (Со-скуттерудита) одновременно с кальцитом, содержащим вкрапленность халькопирита, пирита, галенита, блеклой руды. Для раннего хлоантита характерны повышенные содерждания меди, сурьмы и висмута, в раммельсбергите и скуттерудите присутствуют (фиг. 11) дендриты самородного серебра (б), каплеобразные выделения самородного висмута (а). Рудам ранней арсенидной стадии присущи кокардовые и пятнистые текстуры. Распределение минерализации в плоскости рудолокализующих трещин прерывистое, а сложение – массивное полосчато-фестончатое или полосчато-сферолитовое, прожилковое и гнездово-вкрапленное.

Фиг. 11.

Самородное серебро (Ag) и самородный висмут (Bi) в рудах главной арсенидной стадии (Северный участок, жила 115).

Главная арсенидная стадия

Отложение рудных и нерудных минералов ранней стадии было прервано новыми тектоническими подвижками, охватившими все рудное поле. В обновленную систему сопряженных разломов поступила очередная порция рудообразующего флюида, что обусловило совмещение минерализации ранней и главной стадий в трещинах 1-го и 2-го порядков, отложение арсенидов главной стадии во вновь возникших сбросах. Кристаллизация рудных минералов началась с одновременного выделения раммельсбергита и небольших количеств никелина, хлоантита, кварца и доломита, которые нарастали на обломки руд ранней арсенидной стадии. Позднее раммельсбергит отлагался совместно с хлоантитом, шмальтином и парараммельсбергитом, образуя с ними последовательно сменяющиеся зоны роста, разделенные кальцитом, иногда – анкеритом. Пульсационное изменение содержаний никеля и кобальта в растворе происходило на фоне постепенного возрастания роли кобальта, что фиксировалось сменой хлоантита более поздним шмальтином, а затем – Со-скуттерудитом и саффлоритом (фиг. 12, 13). Кальцит-скуттерудитовой минерализации, локализованной в рудных столбах, сопутствуют небольшие количества самородных серебра и висмута. Они образуют вкрапления неправильной формы и дендриты в кальците и арсенидах. Одновременно с триарсенидами происходит кристаллизация основной массы крупнокристаллического кальцита, отлагающегося в занорышах и друзовых полостях в виде зональных скаленоэдров, на грани которых нарастают мелкие идиоморфные кристаллики халькопирита, галенита и сфалерита. В ряде случаев крупнокристаллическим кальцитом сцементированы шестоватые агрегаты и сферолиты саффлорита и леллингита, нарастающие на поздний шмальтин и образующие просечки в ранее выделившемся хлоантите. По взаимным пересечениям и замещениям минералов главной арсенидной стадии устанавливается от 2-х до 4-х генераций. Их возникновение обусловлено локальными изменениями фазового состава, физико-химических параметров и свойств рудообразующего флюида в связи с его неравномерным поступлением в трещинные полости, смешением ювенильной и вадозной составляющих в зоне рудоотложения, многократностью внутрирудных подвижек в плоскости жил. Главная стадия завершается отложением больших масс кальцита, цементирующего ранее выделившиеся, часто раздробленные, арсениды и сульфиды. Текстурный рисунок руд обычно крустификационный, брекчиево-прожилковый и гнездово-вкрапленный. Распределение арсенидной минерализации в жилах линзовидно-прерывистое, а сложение – массивное, полосчатое, гнездовое, вкрапленное и прожилковое. Весьма характерны друзовые агрегаты.

Фиг. 12.

Скуттерудит-саффлоритовый (а, б) и никелин-хлоантит-раммельсбергитовый (в) парагенезисы в рудах главной арсенидной стадии (Южный участок, жилы 3; 32).

Фиг. 13.

Смальтин-хлоантитовый парагенезис в рудах главной арсенидной стадии. Северный участок: жила 101 (а); жила 149 (б).

Поздняя арсенидная стадия

Отложению поздних арсенидов предшествовали тектонические подвижки на флангах и по восстанию ранее сформировавшихся жил. Они вызвали дробление руд ранней и главной арсенидных стадий. Амплитуда перемещения по трещинам, возникшим перед началом поздней арсенидной стадии, обычно не превышает первых метров. Кристаллизация поздних арсенидов начиналась с саффлорита и леллингита. Одновременно с ними (иногда несколько раньше) кристаллизовался короткопризматический кварц, на который в ряде случаев нарастает раммельсбергит. Позднее отлагался шмальтин с зонками и просечками Со-скуттерудита с самородными висмутом и мышьяком (фиг. 14–17).

Фиг. 14.

Скуттерудит-саффлоритовый парагенезис в рудах поздней арсенидной стадии. Северный участок: жила 131 (а); жила 145 (б); жила 132 (в); жила 149 (г).

Фиг. 15.

Смальтин-раммельсбергит-саффлорит-леллингитовый парагенезис в рудах поздней арсенидной стадии. Южный участок: жила 1 (а); жила 145 (б).

Фиг. 16.

Пересечение шмальтин-хлоантитовых руд поздним саффлоритовым прожилком (а); нарастание саффлорита поздней арсенидной стадии на грань кальцита. Южный участок: жила 2 (а).

Фиг. 17.

Кварц-саффлоритовый парагенезис поздней арсенидной стадии (а, б, в), цементируемый кальцитом в ассоциации с халькопиритом и галенитом постарсенидной стадии. Северный участок: жила 154.

В кальците поздней стадии и сопутствующих ему анкерите, сидерите и барите отмечаются прожилки блеклых руд, халькопирита, борнита, вкрапленность маухерита, полидимита, аргентита, акантита, прустита, миаргирита, сульфидов свинца и цинка. Для руд и околорудно измененных пород стадии характерны повышенные содержания золота. Минеральная ассоциация поздних арсенидов в большинстве случаев тяготеет к флангам и участкам максимального дробления в центральных частях жил, характеризуется отчетливой проявленностью процессов ремобилизации и перекристаллизации минеральных агрегатов. Текстурный рисунок руд крустификационный и брекчиево-прожилковый, сложение – полосчатое, гнездовое, прожилковое и вкрапленное.

Постарсенидная (сульфидно-сульфоарсенидно-блекловорудная) стадия заметно отличается от предшествующих составом слагающих ее минеральных парагенезисов и имеет более широкий ареал распространения по сравнению с арсенидным собственно кобальтовым оруденением. Часто они пространственно разобщены и образуют в ряде случаев самостоятельные месторождения богатых серебросодержащих кобальтово-медных руд, одним из которых является Узунойское медно-кобальт-серебряное.

В Хову-Аксынском рудном поле постарсенидная минерализация обычно локализована в кварцево-карбонатных жилах с мощными оторочками кремнисто-карбонатных гидротермально измененных пород и в большинстве случаев образует внешнюю зону, оконтуривающую карбонатно-арсенидные руды. Отложение минералов начинается с выделения кварца, на который нарастают кальцит, анкерит и сидерит. Кальцит постарсенидной стадии иногда представлен крупнокристаллическими агрегатами или хорошо ограненными кристаллами ромбоэдрического габитуса в центральных частях карбонатных жил. Обычно с ним тесно ассоциируют халькопирит, борнит и галенит (фиг. 14–17), которые образуют тонкую вкрапленность, иногда приуроченную к зонам роста. Нерудные жильные минералы позднее претерпевают дробление и по трещинам залечиваются сульфидно-блекловорудным агрегатом мелкозернистого сложения. В кварцевых прожилках, секущих халькопирит-борнит-теннантитовые руды брекчиевой текстуры, отмечается вкрапленность кубических кристалликов герсдорфита, иногда – звездчатые тройники саффлорита. К особенностям руд этой стадии относятся повышенные содержания серебра и ртути в теннантите, наличие поздних кварц-анкеритовых прожилков с серебросодержащим галенитом. Стадия завершается отложением кварц-барит-витерит-кальцитового агрегата в виде прожилков, секущих все ранее образовавшиеся минеральные ассоциации и иногда содержащих вкрапления халькозина, куприта и самородной меди.

В рудах Хову-Аксынского месторождения наибольшим распространением пользуются минералы группы скуттерудита, особенно его зонально-изоморфная разновидность – шмальтин-хлоантит, а также саффлорит, никелин, раммельсбергит и леллингит. При изучении под микроскопом и в результате электроннозондового анализа в рудах определены менее распространенные и трудно диагностируемые арсениды: никельскуттерудит (NiAs₃), крутовит (Ni_1 – xAs₂), лангисит (Co_0,8Ni_0,2As), моддерит (CoAs), маухерит (Ni₁₁As₈) и орселит (NiAs₂). Краткая характеристика наиболее распространенных минералов продуктивных по кобальту минеральных парагенезисов приведена ниже.

Шмальтин-хлоантит ((Co, Ni, Fe) As_2–3) – принадлежит к кубическим триарсенидам (Боришанская и др., 1981) или перарсенидам (Годовиков, 1975) группы скуттерудита и является количественно наиболее распространенным из арсенидов кобальта минералом, присутствующим во всех подтипах промышленных руд. В рудах месторождения Хову-Аксы этот минерал отлагался в трещинах первого, второго и третьего порядков совместно с жильными карбонатами, баритом и кварцем. Очень часто в рудных агрегатах он образует хорошо ограненные куб-октаэдры. В свежем изломе – стальной серо-белый с сильным металлическим блеском, при окислении становится тускло-серым. Темно-серыми и сероватыми выглядят мелкозернистые агрегаты шмальтина. Под микроскопом обнаруживает весьма характерную для него зональную структуру, которая обычно видна и макроскопически в изломе рудного штуфа и характеризует неоднородность химизма минерала. Микрозондовый анализ показал примесь железа (от 0.1 до 27.8 ат. %), меди (от 1.3 до 14.4 вес. %), висмута, иттрия, марганца в сотых и тысячных долях %, а сурьмы – в количестве 0.1–1.0%. Отношения Co : Ni : Fe варьируют в широких пределах, причем намечается обратная зависимость между содержаниями железа и мышьяка, а отношение кобальта к никелю варьирует от 3 : 1 до 1 : 1 и не зависит от содержания мышьяка. Увеличение содержания никеля приводит к образованию зонально-изоморфных разновидностей: скуттерудит – шмальтин – шмальтин-хлоантит – хлоантит – никель-скуттерудит (Шишкин, 1973). Ранний шмальтин-хлоантит отлагается до никелина в виде мелкозернистых и колломорфных агрегатов и при окислении быстро замещается эритрином, а затем и другими арсенатами кобальта (беловитом, ховахситом). Шмальтин-хлоантит второй генерации отлагается после выделения основной массы никелина и раммельсбергита, цементируя их раздробленные агрегаты. Он по сравнению с ранним шмальтин-хлоантитом более стоек к окислительным процессам, что обусловлено повышенным содержанием мышьяка.

Скуттерудит (CoAs₃) – является наиболее богатым кобальтом (20.77%) триарсенидом. В рудах месторождения Хову-Аксы этот минерал отлагался во всех системах трещин в виде сплошных масс и друзовых “корочек”, завершающих кристаллизацию кобальт-никелевого арсенида – шмальтин-хлоантита, от которого отличается отсутствием зональности, несколько повышенной твердостью, устойчивостью к окислению и травлению кислотами. Скуттерудит обычно нарастает на внешние зоны шмальтин-хлоантита главной арсенидной стадии, иногда сечет его в виде жилок или даже нарастает на радиально-лучистые выделения саффлорита. Микрозондовый анализ показал примесь железа (от 0.1 до 27.8 ат. %), меди (от 1.3 до 14.4 вес. %), висмута, иттрия, марганца в сотых и тысячных долях %, а сурьмы – в количестве 0.1–1.0%.

Саффлорит ((Co, Fe) As₂) – присутствует во всех типах богатых арсенидных руд и является довольно распространенным минералом, составляя от 5 до 30% рудной массы. В образцах легко устанавливается по сферолитовым агрегатам и корочкам с радиально-лучистой структурой. Кристаллы саффлорита в агрегате арсенидов макроскопически не различимы, но под микроскопом легко устанавливаются по характерным тройниковым сросткам в виде 6-лучевых “саффлоритовых звездочек”. Саффлорит обычно выделяется после шмальтин-хлоантита и скуттерудита главной арсенидной стадии, нарастая на них, пересекая в виде прожилков или выполняя пространство между кристаллами и агрегатами, отложившимися ранее. Микрозондовый анализ показал присутствие меди (0.01%) и иттрия (0.001%).

Никелин (NiAs) – в некоторых жилах, особенно на Северном участке месторождения, является главнейшим минералом, составляя от 20 до 70% рудной массы. Во многих же жилах он находится в подчиненных количествах, а в ряде жил, особенно на Южном участке, – совершенно отсутствует. Никелин всегда выделяется в форме колломорфных почковидных агрегатов, часто нарастая на выполняющие центральную часть почек агрегаты раннего шмальтин-хлоантита и, в свою очередь, обрастает более поздними – шмальтин-хлоантитом, скуттерудитом, саффлоритом. Никелин тесно ассоциирует с раммельсбергитом. Под микроскопом в почках наблюдается многократное чередование концентрических зон никелина и раммельсбергита, последний из которых образует в никелине прожилки и гнездовые обособления. Никелин часто содержит мелкие жилки и включения теннантита (тетраэдрита), халькопирита, сфалерита, самородного висмута, иногда самородного серебра и галенита, брейтгауптита, кобальтина. Микрозондовым анализом установлены примеси кобальта, висмута, сурьмы и серебра в количестве до 1%, а также железа и меди – от 0.3 до 1.5%. Никелин весьма неустойчив в зоне окисления и быстро переходит в аннабергит и кобрерит.

Раммельсбергит (NiAs₂) – всегда тесно ассоциирует с никелином, обрастая его по периферии колломорфных почек и образуя в них чередующиеся концентрические зоны, прожилки и включения, свидетельствующие как о близко одновременном их выделении, так и о несколько более поздней кристаллизации раммельсбергита, количественно подчиненного никелину. В существенно никелиновом промышленном типе руд раммельсбергит является одним из главных арсенидных минералов. Ассоциация раммельсбергита с саффлоритом встречается достаточно редко. При этом саффлорит в большинстве более поздний минерал, как и секущие арсенидные руды сульфиды и сульфосоли меди.

Леллингит (FeAs₂) – выделяется в виде зернистых масс и радиальнолучистых агрегатов оловянно-белого, стально-серого цвета, отличающихся зонально-концентрическим строением, преимущественно в ассоциации с саффлоритом, раммельсбергитом. В полированных шлифах руд его кристаллы имеют копьевидный, пирамидальный, уплощенный призматический облик. Часто кристаллы леллингита расщепляются вплоть до образования сферолитов, характерны двойники, звездчатые шестилучевые тройники, полисинтетические двойники. Подчиненным распространением в рудах пользуются: сульфоарсениды – кобальтин, аллоклазит, герсдорфит и глаукодот; сульфосоли – теннантит, тетраэдрит; антимониды, селениды и теллуриды – брейтгауптит, ульманит, блокит, хастит, мелонит и др.

УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ РУД (ПО ДАННЫМ ИЗУЧЕНИЯ ФЛЮИДНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ)

Изучение температурных условий формирования руд кобальтовых месторождений, как и многих других физико-химических параметров гидротермального процесса, базируется в основном на всестороннем исследовании флюидных включений в минералах (Борисенко, 1982; Борисенко, Лебедев, 1982). Для определения физико-химических параметров рудоотложения по флюидным включениям в минералах использовались термо- и криометрия, КР-спектроскопия. Концентрации рудных и петрогенных элементов в индивидуальных флюидных включениях оценивались методом LA-ICP-MS. Процессу отложения Co–S–As-минерализации в скарнах Хову-Аксынского месторождения предшествует внедрение даек основного и среднего состава. Рудообразующие флюиды месторождения отличаются наиболее высокими температурами гомогенизации флюидных включений среди всех известных типов собственно кобальтовых месторождений (Борисенко и др., 1984).

Изучение флюидных включений в минералах скарнового этапа (гранат, турмалин, кварц) показало, что их формирование происходило с участием магматогенных флюидов с высокой суммарной концентрацией в них хлоридов натрия, калия и кальция (более 30%) на фоне падения температуры от заметно превышающих 400 до 290–180°С, при давлениях, достигающих 550–700 бар и более (Лебедев, 1978; Борисенко, Лебедев, 1982). Наиболее благоприятный минерал скарнов для изучения флюидных включений – гранат. Он образует крупные хорошо ограненные кристаллы, нередко имеющие зональное строение. В гранате отмечаются редкие многофазовые включения, состоящие из раствора, газа и двух-трех минералов-узников. Эти включения изометричны по форме, размеры их в редких случаях превышают 5 мкм. Среди твердых фаз достаточно надежно можно диагностировать лишь галит, который встречается в виде четко ограненных кубических кристалликов. Два других минерала-узника, образующие зерна изометричной формы и обладающие высоким температурным коэффициентом растворимости, из-за малых размеров включений однозначно определить не удалось. При нагревании таких включений твердые фазы быстро уменьшаются в объеме и растворяются при температуре 70–110°С. Растворение галита происходит при более высоких температурах — 215–270°С. Полная гомогенизация включений в гранате наблюдалась при 280–350°С. В центральных частях крупных кристаллов граната, как правило, присутствуют многофазовые включения с тремя минералами-узниками. Температуры их полной гомогенизации охватывают интервал 310–350°С. Во внешних зонах кристаллов этого минерала отмечаются включения с более низкими температурами гомогенизации — 320–280°С. В них присутствуют два или три минерала-узника. Кроме охарактеризованных выше флюидных включений, относимых нами к первичным, в гранате отмечаются многочисленные вторичные включения, приуроченные к различного рода залеченным трещинам. Большинство этих включений имеют неправильную лапчатую форму и гомогенизируются при более низких температурах (менее 200°С). Кроме граната, флюидные включения изучены в другом минерале скарнов – турмалине, образующем в этих породах розетки удлиненно-призматических кристаллов. В турмалине (шерле–ферридравите) установлены редкие трубчатые включения, состоящие из раствора, газа и кубических кристалликов галита. Растворение твердой фазы в таких включениях происходило при температурах 180–190°С, а полная гомогенизация включений наступала при 250–270°С.

Включения в кварце и карбонатах заключительной стадии образования скарнов более благоприятны для исследования. В кварце этой стадии установлены два типа флюидных включений. Включения первого типа, относимые к первичным, сконцентрированы в виде облачного скопления в прикорневой части кристаллов минерала-хозяина. Размер включений не превышает 10 мкм, а их форма преимущественно изометричная. Эти включения являются трехфазовыми и состоят из раствора, газа и кубических кристалликов галита. Растворение галита происходит при нагревании до 180–210°С, а полная гомогенизация включений — при 230–290°С. Кроме первичных включений, в кристаллах кварца присутствуют многочисленные вторичные включения, отчетливо приуроченные к залеченным трещинам. Для большинства из них характерны явления расшнуровки. В кальците из этой ассоциации, отлагающемся позже кварца, присутствуют многочисленные трехфазовые включения, равномерно распределенные в кристаллах. Какой-либо приуроченности их к тем или иным направлениям спайности кальцита не устанавливается. Включения состоят из раствора, газа и галита. Соотношение фаз во включении не постоянно. При нагревании в одних случаях исчезновение газовой фазы наблюдается после растворения кристаллика галита, в других — наоборот. Причем в последнем случае из-за высоких давлений, развивающихся во включениях при их полной гомогенизации, и малой прочности минерала-хозяина, как правило, происходит их разгерметизация. Поэтому полную гомогенизацию удалось пронаблюдать лишь в нескольких мелких включениях. Общий интервал гомогенизации включений в кальците составляет 270–180°С. Растворение галита в них происходит при температуре 200–250°С. Растворение кристалликов галита в некоторых включениях происходит при температурах, на 40–50°C превышающих температуру исчезновения газовой фазы, что позволяет определить давление, развивающееся в таких включениях в момент гомогенизации. Определенные таким образом давления достигали 550–700 атм.

Флюидные включения, изученные в зональных ромбоэдрах кальцита продуктивных стадий минерализации, содержат в переменных количествах галит, присутствующий в виде самостоятельных вкраплений, обособленных от законсервированных вакуолей с рудообразующим флюидом. Гомогенизация газовой фазы в первичных включениях происходит в интервале температур 60–160°С, причем наиболее высокие температуры гомогенизации (100–160°С) установлены в крупнокристаллическом кальците из призальбандовых участков сульфидно-блекловорудных жил, наиболее низкие – в кристаллах этого минерала из занорышей. Это свидетельствует об отложении кальцита постарсенидной стадии на фоне общего снижения температуры минералообразующего раствора. Редкие однофазовые включения установлены и в пострудном мелкокристаллическом кальците из прожилков, секущих все ранее образованные минеральные парагенезисы. Газовая фаза в них не проявляется даже при охлаждении, что однозначно указывает на образование пострудного кальцита из холодноводных растворов. Результатами криометрических, рентгеноструктурных, атомно-абсорбционных и изотопных исследований состава гидротермальных растворов, законсервированных в минералах, образовавшихся на разных гипсометрических уровнях, установлены стабильно высокие концентрации солевых компонентов: CaCl₂ – 126.51–377.15 г/л; NaCl – 101.87–165.90; KCl – до 9.4, CaBr₂ – до 8.65, Ni – до 1.47 г/л. Обращает на себя внимание весьма низкое отношение Na : K = 0.08–0.11 и довольно высокое содержание брома, что не характерно для ювенильных флюидов. В газовой фазе преобладает H₂O (299.5–800.0 мг/кг пробы), присутствуют СО₂ (0.7–9.0 мг/кг) и газ неопределенного состава (5.2–6.1 мг/кг). Результаты изучения физико-химических условий рудообразования, изотопного состава кислорода и углерода кальцита в минералах из арсенидных жил доказывают важную роль экзогенных подземных вод в формировании месторождения Хову-Аксы. Установлено, что в флюидных включениях кальцита главной стадии рудоотложения законсервирован низкотемпературный флюид. При этом температура кристаллизации кальцита главной стадии в жиле 131 на горизонте 1400 м составляет 40–80°С, на горизонте 1353 м – 60–90°С, а на горизонте 1291 м – от 80 до 95°С. В жиле 115 на горизонте 1400 м температура гомогенизации флюидных включений в розовом кальците равна 70°С, а на горизонте 1165 м – 110°С. Таким образом, отложение арсенидных руд происходило в условиях температурного градиента, который на период кристаллизации кальцита главной арсенидной стадии в жилах Северного участка составлял 7–11°С/100 м (фиг. 18).

Фиг. 18.

Температурный диапазон рудоотложения в жилах месторождения Хову-Аксы.

На заключительных стадиях гидротермального процесса образование сульфидно-сульфосольных парагенезисов объясняется моделью смешения – вовлечением в рудообразование вадозных вод более высоких горизонтов с присутствием: сульфатной, сульфидной серы или при их совместном присутствии в растворе.

НОВЫЙ “СТАРЫЙ” ВЗГЛЯД НА ПЕРСПЕКТИВЫ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Структурный план рудного поля. Общий структурный план рудного поля месторождения Хову-Аксы определяется соотношением Северного и Юго-Западного надвигов, являющихся естественными границами установленного распространения продуктивной арсенидной никель-кобальтовой минерализации (фиг. 19).

Фиг. 19.

Вертикальная разрез-проекция на широтную плоскость геологического строения арсенидного кобальтового (пятиэлементного) месторождения Хову-Аксы: 1 – терригенно-мергелистые отложения D₂gv; 2 – вулканогенные и экструзивные образования D₁; 3 – неизмененные терригенно-карбонатные отложения S_1–2; 4 – базальтовые порфириты и их туфы Є₁; 5 – дайки субщелочных базальтоидов; 6 – гранофиры, граносиениты, гранит-порфиры D₃–C₁; 7 – габбро-диабазы D₃–C₁; 8 – сульфидизированные скарны; 9 – скаполит-пренит-полевошпатовые апоскарны; 10 – рудные жилы (а – кобальтовые арсенидные, б – сульфоарсенидно-сульфосольные); 11–14 – геологические границы: 11 – несогласного залегания, 12 – интрузивов, 13 – метасоматитов, 14 – фациальных переходов; 15 – надвиги, зоны рассланцевания; 16 – прочие разрывные нарушения.

Надвиги сходятся в один узел на северо-западном фланге рудного поля и образуют в плане незамкнутую с юго-востока структуру. В поперечном сечении, перпендикулярном оси горст-антиклинали, они имеют восточное падение и, вероятно, сопряжены на глубине 2.3–2.5 км. В рудном поле месторождения Хову-Аксы зоны Северного и Юго-Западного надвигов контролируют размещение согласных с ними интрузивов габбро-норитового и грано-сиенитового состава. В пространстве система надвигов образует асимметричную коническую поверхность, обращенную вершиной вниз (Лебедев, 1967). Ось этой “воронки” имеет юго-западное склонение по азимуту 230°–240° под углом 60°–62° и соотношение большой меридиональной и малой широтной осей (эксцентриситет) в горизонтальном продолжении – 0.53. В контурах конической фигуры размещается более 75 карбонатных жил с арсенидной минерализацией, которые образуют 6 рудных “пучков”, различающихся как размерами, так и формой (фиг. 20, 21).

Фиг. 20.

Сводные вертикальные проекции рудных (А) и магматических (Б) “пучков” месторождения Хову-Аксы на широтную и меридиональную плоскости. 1–6 – рудные “пучки”: 1 – контур достоверный; 2, 4 – степень перекрытия на проекции: 3 – предполагаемый контур; 5 – проекция осевой плоскости рудных “пучков”; 6 – номера рудных “пучков”; 7–14 – магматические “пучки”: 7 – гранофиры; 8 – долериты; 9 – сиенит-порфиры; 10 – диабазы; 11 – порфириты; 12 – микродиабазы; 13 – номера магматических “пучков”; 14 – проекции осевых плоскостей магматических “пучков”; 15 – поверхность эрозионного среза; 16 – разломы.

Фиг. 21.

Проекция рудных “пучков” жил на месторождении Хову-Аксы: (А – широтная; А₁ – меридиональная; Б, В – погоризонтные сечения системы жил Северного участка: А – 1343 м, Б – 1291 м). Контуры “пучков”: 1 – достоверные, 2 – предполагаемые; 3 – проекция осевой плоскости; 4 – сечения: а – поперечное, б – продольное; 5 – склонение: а – продольное, б – поперечное; 6 – горизонтальные сечения “пучков”; 7 – поверхность эрозионного среза; 8 – разломы; 9 – арсенидно-карбонатные жилы в горизонтальных сечениях.

При рассмотрении морфологических особенностей рудного поля и его обособленных рудных “пучков” автором применены линейные, угловые и площадные характеристики, предложенные П.Ф. Иванкиным (Иванкин, 1970):

К – корень рудного поля, рудного “пучка” – глубинная часть структуры, куда по склонению, сближаясь в пространстве, уходят минерализованные системы;

А – продольная по максимальному удлинению ось рудного поля, рудного “пучка” в горизонтальном положении;

а₁, а₂, а₃ – продольные оси горизонтальных срезов рудных “пучков”;

б – поперечная по максимальному уплощению ось рудного поля, рудного “пучка”;

б₁, б₂, б₃ – поперечные оси горизонтальных срезов рудных “пучков”;

r – ось рудного “пучка” – условная линия, проведенная через центры горизонтальных сечений;

в – полная вертикальная протяженность рудного “пучка” – вертикальное расстояние между фронтом и корнем;

а/б – степень уплощенности рудного “пучка” – коэффициент линейности (КЛ);

а/в – коэффициент вертикальной протяженности рудного “пучка” (КВП);

α – угол конусности в продольном вертикальном сечении;

β – угол конусности в поперечном вертикальном сечении;

КЭ – коэффициент эрозии – отношение вертикальной протяженности рудного “пучка” в эрозионном срезе к его полной вертикальной протяженности.

На фиг. 20 показаны сводные проекции фигур рудных и магматических “пучков” на вертикальные продольные проекции широтной и меридиональной ориентации, а на фиг. 21 – фигуры элементарных рудных “пучков” месторождения Хову-Аксы в вертикальной широтной и меридиональной продольных проекциях. Размещение этих “пучков” в фигуре рудного поля определяется приуроченностью к диагональному круговому сечению эллипсоида деформации, ориентированного в меридиональном направлении. Дислокации диагональной ориентировки в рудном поле зафиксированы серией разрывных нарушений различного порядка, вмещающих относительно разновозрастные дайки субщелочных базитов, кварцево-карбонатные жилы с арсенидными никель-кобальтовыми рудами, жилообразные тела кремнисто-карбонатного состава с сульфоарсенидно-сульфосольной медно-кобальтовой минерализацией.

Перспективные запасы и новые технологические решения. Горно-обогатительный комбинат “ТУВАКОБАЛЬТ” осуществлял в 1970–1991 гг. добычу и гидрометаллургическую переработку серебро-кобальтовых арсенидных руд с получением коллективного концентрата по аммиачно-карбонатной технологии. За 20 лет производственной деятельности комбината на штольневых отвалах накоплены громадные количества жильной массы, содержащей арсениды и сульфиды, а в картах захоронения складировано более 2 млн м³ техногенных отходов.

Разработка технологии обогащения руд и проектирование производственных объектов были выполнены в “ГИПРОНИКЕЛЬ” (Ленинград) на мощность по добыче и переработке 70 тыс. т товарной руды с содержанием кобальта 1.19% и параметрами извлечения кобальта 78%, никеля 80%, меди 56%. Технические показатели производительности гидрометаллургического цеха по переработке товарной руды, несмотря на несоответствие проектным требованиям к ее качеству, были достигнуты к 1974 г. и стабильно выдерживались вплоть до остановки комбината в 1991 г. Это стало возможным благодаря целенаправленному совершенствованию аммиачно-автоклавной технологии извлечения ценных компонентов из арсенидных руд. Выпускаемый коллективный кобальтовый концентрат содержал: 11–14% кобальта, 17% никеля, 12% меди. Концентрация мышьяка, как вредной примеси, не должна была превышать 2.5%. Окончательный металлургический передел производимого концентрата осуществлялся на Уфалейском никелевом заводе. После отработки 46 блоков по жилам Южного участка ГОК “ТУВАКОБАЛЬТ” в 1972 г. был переведен в категорию планово-убыточных предприятий Министерства цветной металлургии СССР. Основанием служили: необеспеченность подготовленными к выемке промышленными запасами кобальтовых руд нужного качества; неполнота и низкая степень извлечения ценных компонентов из руд; низкие внутригосударственные цены на кобальт и относительно высокая себестоимость производимого товарного продукта; высокие затраты на содержание сформированной инфраструктуры. Для повышения эффективности производства был введен понижающий коэффициент на содержание кобальта в разведочно-эксплуатационных блоках (0.3 – в 1972–1974 г., а с 1976 г. – 0.5), что обосновывалось, прежде всего, не полным подтверждением запасов металла в относительно маломощных рудных жилах при их отработке на Южном участке месторождения. Для достижения проектных параметров извлечения полезных компонентов совершенствовались методы эксплуатационной разведки и системы отработки рудных тел, технология гидрометаллургического передела арсенидных руд. Наращивание запасов кобальтовых руд осуществлялось поисково-разведочной партией № 18 Тувинской ГРЭ (Лебедев, 1998). Продолжались научные исследования и опытно-конструкторские работы, ориентированные на разработку технологий глубокой комплексной переработки руд (Бурдин и др., 2008). В 1985 г. была создана экспериментальная полупромышленная установка по выпуску товарных продуктов с повышенной добавленной стоимостью: кобальтовых солей высокой чистоты и металлических порошков. Технико-экономические показатели работы комбината “ТУВАКОБАЛЬТ” свидетельствуют о том, что несмотря на добычу руды наименее производительной и наиболее дорогостоящей системой отработки, в структуре себестоимости производимого продукта преобладали затраты гидрометаллургического обогащения (62.5%). Значительного снижения себестоимости можно было достичь за счет введения в действующую технологическую схему операции предварительного радиорезонансного обогащения, которая позволила бы улучшить качество товарной руды при одновременном уменьшении объемов ее переработки и сохранении количества извлекаемых в концентрат металлов. Анализ технико-экономических показателей деятельности Хову-Аксынского рудника и гидрометаллургического цеха за 1985 г. позволил ориентировочно оценить упущенные экономические возможности при производстве коллективного Co + Ni + Cu концентрата – они составляли 1.5 млн $/год. Сквозная эффективность кобальтового производства на базе освоения Хову-Аксынского месторождения с учетом учтенной прибыли Уфалейского никелевого завода от реализации металлического кобальта, полученного из поставленного комбинатом концентрата, в ценах 1985 г. оценивается в 3.15 млн $. За период 1991–2000 гг. цена кобальта на мировом рынке не была постоянной – изменялась от 22 до 72 $/кг (Бюллетень …, 1996). В 1996 г. на Лондонском рынке малых металлов цена 1 т кобальта с чистотой 99.8% колебалась в интервале 48 250–59 392 $/т, а в 1999 г. – 39 400–45 000 $/т. Стоимость кобальта, извлеченного из руд месторождения в 1985 г., превышала 7 млн $, а при средних ценах (41.5 $/кг) на Европейском рынке – 12 млн $, что свидетельствует о значительных упущенных возможностях и высоком экономическом потенциале рекомендуемого к возрождению уникального кобальтового производства в Туве.

Объем оставшихся в недрах Хову-Аксынского месторождения ресурсов кобальта и сопутствующих ценных компонентов превышает количество балансовых запасов, утвержденных ГКЗ СССР в 1964 г., а по кобальту составляет 13.532 тыс. т (табл. 1 ). Большая часть промышленных запасов и прогнозных ресурсов расположена на глубоких горизонтах, и для их отработки необходима проходка шахтного ствола и уклонов (Лебедев, 1998).

Обеспеченность запасами с учетом прироста, полученного в 1986–1991 гг. на северо-западном фланге Северного участка, по прогнозным оценкам составит не менее 25 лет. Сырьевые ресурсы Хову-Аксынского месторождения позволяют возродить горно-металлургическое производство, ориентированное на добычу и глубокую переработку арсенидных никель-кобальтовых руд и техногенных отходов гидрометаллургического передела ГОК “ТУВАКОБАЛЬТ” (Создание…, 2006).

Карты захоронения №№ 1–5 отходов гидрометаллургического передела товарных руд с относительно высоким содержанием ценных компонентов (табл. 2) представляют собой в плане четырехугольники размерами 250 × 50 м (фиг. 22, 23), обвалованные дамбами из грунтов. На грунты, слагающие дно и борта емкостей дресвяно-щебенистые с супесчаным и песчаным заполнителем и обладающие значительной фильтрационной способностью (коэффициент фильтрации колеблется от 13 до 22 м/сут), положен противофильтрационный экран из полиэтиленовой пленки толщиной 2 мм. Пленка уложена на подстилающий слой из песка толщиной 20 см и засыпана защитным песчаным слоем толщиной 40 см. После осветления жидкой фракции пульпы в картах захоронения и последующего уплотнения твердого осадка хвостов, в дальнейшем предусмотрено использование передвижного насосного агрегата для периодической откачки осветленной воды в гидрометаллургический цех с целью повторного использования в технологическом процессе. Оставшиеся в картах захоронения растворы в условиях аридного климата постепенно испарялись. За время хранения произошли существенные изменения в распределении элементов в картах захоронения. Скорость реакций в веществе отходов существенно выше, поскольку, во-первых, это тонкодисперсное вещество после дробления, увеличивающего поверхность, а соответственно и скорость реакции, а во-вторых, после переработки, металлы и мышьяк находятся в окисленной легко выщелачиваемой форме. Изначально неоднородная масса имела зональность, связанную с выщелачиванием металлов из песчанистых слоев и концентрацией на глинистых слоях.

Фиг. 22.

Космический снимок расположения полигона и карт захоронения отходов гидрометаллургического передела товарных арсенидных кобальтовых руд месторождения Хову-Аксы.

Фиг. 23.

Аномальные концентрации мышьяка и тяжелых металлов в почвах вблизи карт захоронения №№ 1–6 (на фотографиях – современное состояние карт №№ 3, 4 и 5).

На полигоне захоронения отходов, где отсутствует инфильтрационный барьер, шла миграция элементов в подстилающие породы, причем разброс максимальных, минимальных и средних значений для каждой карты существенно различается. Основной экологический риск загрязнения окружающей среды связан с ветровой эрозией тонкозернистого материала, заполняющего карты захоронения. Цепочка распространения металлов и мышьяка в окружающую среду следующая: отходы → почвы → метеорные воды → →  природные водоемы. В результате полевых исследований выявлены существенные превышения предельно допустимых концентраций в почвах токсичных компонентов (As – до 250 раз, Co – до 5 раз, Ni – до 10 раз) и высокая доля легкоподвижных форм мышьяка, превышающая 50%. Оценка реального экологического риска требует продолжения круглогодичного мониторинга состояния природной среды. В процессе выщелачивания тяжелых металлов и мышьяка поровыми растворами возможно попадание легкоподвижных форм в весенне-летне-осенний период в грунтовые воды. При любом катастрофическом событии (землетрясение, высокий уровень осадков, повреждение дамб) заражение мышьяком охватит большие площади.

Оптимизация эксплуатационных работ при добыче арсенидных руд способствовала увеличению объемов товарной руды в период 1970–1991 гг. с 38 000 до 85 000 т/год, а совершенствование технологии обогащения руд привело к повышению степени извлечения кобальта с 64 до 79% и позволило вовлекать в переработку более бедные руды, снизив содержание кобальта в товарной руде с 1.19 до 0.34%. Разрушительное воздействие на борта карт захоронения отходов ливневыми потоками приводит к образованию, особенно в весенний период, временных водотоков, из которых пьют воду животные, что и приводит к их гибели. Выполнены специализированные биогеохимические исследования экологического состояния животного мира в зоне влияния эродированных арсенидных кобальтовых жил месторождения Хову-Аксы и мышьяковистых отходов их гидрометаллургического передела, выявлены биологические индикаторы оценки экологической чистоты природной среды (фиг. 24).

Фиг. 24.

Биогеохимическая карта бассейнового комплекса р. Элегест в районе месторождения Хову-Аксы с элементами оценки биоразнообразия (по В.И. Забелину, 2010).

Большая часть промышленных руд расположена на глубоких горизонтах, и для их отработки необходима проходка шахтных стволов и уклонов на Северном и Южном участках с последующим соединением их на горизонте 1165 м путевой штольней протяженностью около 5 км. Экономически целесообразно отработать открытым способом (карьером) сульфидизированные скарны с карбонатно-арсенидными жилами до горизонта +1000 м, а глубже – шахтным способом. При возрождении кобальтового производства на базе переработки арсенидных руд необходимо внедрить разработанные технологии и оборудование, позволяющие: получать соли кобальта и кобальт-никель-медные металлические порошки; осуществлять глубокую гипохлоритно-аммиачно-карбонатную гидрометаллургическую переработку накопленных техногенных отходов и первичных арсенидных кобальтовых руд с извлечением кобальта, никеля, меди, серебра, золота, висмута, мышьяка и других ценных компонентов.

Оценена эффективность возрождения кобальтового производства с использованием модульного комплекса ВТВ-50 (фиг. 25) для переработки кобальт-мышьяковых шламов из карт захоронения, экономико-технологические характеристики которой приведены ниже в табл. 3.

Фиг. 25.

Опытно-промышленная трубная установка высокотемпературного выщелачивания ценных компонентов (ВТВ-50), внедренная на Медном заводе ОАО “НОРИЛЬСКНИКЕЛЬ” (Создание…, 2006).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ