1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геология рудных месторождений
  4. T. 64, № 4, 2022

Геология рудных месторождений, 2022, T. 64, № 4, стр. 362-381

Золото-теллуридная минерализация в рудах Pb–Zn–Fe скарнового месторождения Акташ (Западный Карамазар, Таджикистан)

У. А. Ятимов a, *, Н. Р. Аюпова a, В. В. Масленников a, b, В. А. Котляров a, В. В. Шиловских c

a Южно-Уральский федеральный научный центр минералогии и геоэкологии УрО РАН, Институт минералогии
456317 г. Миасс, Россия

b Южно-Уральский государственный университет, филиал в г. Миассе
453618 г. Миасс, Россия

c Санкт-Петербургский государственный университет, Ресурсный центр “Геомодель”
199034 Санкт-Петербург, Университетская наб., 7/9, Россия

* E-mail: umed1990@list.ru

Поступила в редакцию 01.02.2021
После доработки 25.10.2021
Принята к публикации 09.11.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

В статье охарактеризованы магнетит-сульфидные ассоциации минералов, содержащие самородное золото и теллуриды, в рудах Pb–Zn–Fe скарнового месторождения Акташ Западного Карамазара (Таджикистан). Золото-серебро-теллуридная минерализация представлена продуктами многостадийного рудного процесса. Установлено, что самородное золото концентрируется как в магнетите, так и в ассоциации с сульфидными минералами. Выявлено понижение пробности самородного золота от его ранних разновидностей к поздним: 725–905‰ в магнетите → 656–699‰ в пирит-пирротиновых рудах → до 290‰ в ассоциации с галенитом и висмутсодержащими минералами. Закономерное понижение пробности самородного золота и парагенетическая связь с различными минералами висмута (самородный висмут, висмутин, айкинит, Ag-содержащий айкинит, ютенбогаардтит, Ag–Au–Bi–S фазы) отражают снижение температур и фугитивности серы минералообразующих флюидов. Теллуриды обнаружены в магнетит-халькопирит-пирит-пирротиновых рудах и представлены цумоитом, пильзенитом, гесситом и штютцитом. Картины дифракции обратно-рассеянных электронов (EBSD) цумоита и пильзенита подтвердили преобладающее присутствие в рудах цумоита.

Ключевые слова: золото, серебро, висмут, теллуриды, сульфидно-магнетитовые руды, скарны, месторождение Акташ

ВВЕДЕНИЕ

Кураминская металлогеническая зона Срединного Тянь-Шаня, получившая название Карамазар, является одной из крупнейших мультиметалльных (Сu, Bi, Аu, Ag, Рb, Zn, Мо, W) рудоносных районов с крупными скарновыми месторождениями (Левин, 1965; Бискэ, 2013). Среди них выявлены сложные по минеральному составу серебро-полиметаллические (Алтын-Топкан, Кансай), железо-висмутовые (Чокадамбулак) и молибден-вольфрамовые (Чорухдайрон) месторождения. Эти месторождения приурочены к зоне контакта средне-карбоновых интрузивных массивов гранитоидов с карбонатными породами среднего девона–нижнего карбона и представлены множеством обособленных рудных тел самых различных размеров, форм и минеральных типов в пределах единой рудоносной зоны (Бадалов и др., 1971; Дунин-Барковская, 1978; Файзиев, Фозилов, 2009). Разрозненная информация о минеральных типах руд в объеме рудоносных зон и характере минеральных парагенезисов пока не позволяет оценить поведение стратегически важных элементов в процессах рудообразования применительно к конкретным генетическим типам месторождений. Недостаточная изученность форм нахождения сквозных элементов, таких как Bi, Te, Au и Ag, является причиной потери их при переработке руд (Бадалов, 1991; Фозилов, 2010; Файзиев и др., 2019).

Месторождение Акташ, локализующееся в Кансайском рудном поле Западного Карамазара, отличается совмещением в пределах контуров рудных тел магнетита и сульфидов. Оруденение характеризуется неравномерным распределением богатой Au–Ag–Te минерализации, которая присутствует как в скарнах, так и в магнетитовых и сульфидных рудах. Задачей данного исследования является выявление состава и последовательности формирования золото-серебро-теллуридной минерализации в сульфидно-магнетитовых рудах месторождения Акташ.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ

Региональная геология

Одной из главных структур Срединного Тянь-Шаня – позднепалеозойского коллизионного сооружения, повергшегося мощному альпийскому орогенезу, является Чаткало-Кураминский террейн, который располагается на территориях Узбекистана, Кыргызстана и Таджикистана (фиг. 1а) (Biske and Seltmann, 2010; Бискэ и др., 2013; Burtman, 2015). Наиболее изученной частью Чаткало-Кураминского террейна являются территории Узбекистана и Кыргызстана, геологическое строение которых рассмотрено в многочисленных публикациях (Biske and Seltmann, 2010; Burtman, 2015; Konopelko et al., 2011; Seltmann et al., 2011; Kröner et al., 2014; Alexeiev et al., 2016). Значительная часть Чаткало-Кураминского террейна находится в пределах территории Таджикистана, которая до сих пор остается мало изученной (Konopelko et al., 2015, 2017).

Фиг. 1.

Размещение Чаткало-Кураминского террейна на карте Тянь-Шаня (а) и геологическая карта Кураминской металлогенической зоны (б) (Dolgopolova at al., 2017; Сафонов и др., 2000, с упрощениями и дополнениями). 1 – четвертичные отложения; 2 – дайковые пояса (диабазовые порфириты, фельзит-порфиры и др.); 3 – площади преимущественного распространения верхнекарбонового–нижнепермского вулкано-плутонического комплекса; 4 – верхнекарбоновые гранит-порфиры; 5 – средне- и верхнекарбоновые андезито-дациты, кварцевые порфиры, их туфы; 6 – гранодиориты, граниты, диориты карамазарского типа; 7 – вулканиты среднекарбонового возраста; 8 – верхнедевонские и нижнекарбоновые карбонатные породы; 9 – гранодиорит-порфиры, гранит-порфиры ордовика–силура; 10 – сланцы, роговики, спилиты; 11 – глубинные разломы и надвиги; 12 – региональные разломы; 13 – крупные месторождения; 14 – таджикско-узбекская граница.

В настоящее время формирование Чаткало-Кураминского террейна объясняется сближением Чаткальских и Кураминских блоков палеозоя в связи с закрытием Туркестанского палеоокеана и образованием “аккреционной призмы Южного Тянь-Шаня” в конце герцинского времени, приведших к столкновению Казахстано-Киргизского континента с Таримом и Каракумо-Таджикским континентом (Zonenshain et al., 1990; Biske and Seltmann, 2010; Burtman, 2015). Учитывая особенности состава вулканических и интрузивных пород, Чаткало-Кураминский террейн относят к южной активной континентальной окраине Палеоказахстана, которая была обращена к Туркестанскому океаническому бассейну (Yakubchuk et al., 2002). Образование активной континентальной окраины началось в позднем ордовике, затем весьма активно шло в силуре и в раннем девоне. Субдукционные массовые проявления вулканитов и внедрение рудоносных гранитоидов Кураминского хребта относятся к интервалу 315–305 млн лет назад (C2–P) (Бискэ и др., 2013; Seltman et al., 2011; Konopelko et al., 2017). Коллизионный магматизм представлен вулканоплутоническим комплексом непрерывно-дифференцированных известково-щелочных и известковых серий (Бискэ и др., 2013). Коллизия континентов сопровождалась деформациями, в результате которых был создан покровно-складчатый пояс, простирающий вдоль сутуры Туркестанского палеоокеана.

В металлогеническом аспекте в пределах Чаткало-Кураминского террейна выделяются Чаткальская и Кураминская зоны, соответствующие северо-восточному и западному сегментам позднепалеозойской активной континентальной окраины. Западный Карамазар представляет собой рудоносную провинцию с многочисленными скарново-магнетитовыми, скарново-полиметаллическими и скарново-шеелитовыми месторождениями, локализующимися в Кураминской металлогенической зоне. Рудные месторождения в пределах Западного Карамазара сосредоточены в Курусай-Турунглинском, Кансайском и Алтын-Топканском рудных полях (фиг. 1б).

Геология месторождения

Кансайское рудное поле локализовано в центральной части Западного Карамазара в пределах хребта Окуртау, вытянутого в широтном направлении на 12 км (ширина 600 м на западе и 1500 м на востоке) (фиг. 2). Рудовмещающие известняки верхнего девона–нижнего карбона образуют гряду, ограниченную разрывными нарушениями (на севере – Окурдаванский, на западе – Бирюзовый, на юге – Южно-Окурдаванский). Эти нарушения отделяют карбонатные породы от среднекаменноугольных дацитов и от меловых и палеогеновых отложений (Вольфсон, Титов, 1965). На востоке рудного поля известняки прорваны массивом гранодиоритов. На рудном поле выявлено более 60 скарново-полиметаллических месторождений и рудопроявлений, главными из которых являются Акташ, Кансай, Королево, Окурдаван и Южная Дарбаза.

Фиг. 2.

Геологическая карта Кансайского рудного поля (Вольфсон, 1965, с упрощениями): 1 – четвертичные отложения (Q); 2 – пески, глины, мергель, ракушечные известняки (₱); 3 – песчаники (K2); 4 – туфы и туфолавы фельзитовых порфиров, фиолетовые флюдиальные фельзиты (P1); 5 – риолитовые порфиры с туфовыми прослоями (C2–C3); 6 – спекшиеся туфы и туфы дацитовых порфиров (C2); 7 – андезито-дацитовые порфиры и их туфы (C3); 8 – карбонатные породы (D3–C1); 9 – граниты (γP1); 10 – гранодиорит-порфиры (γδP1); 11 – гранодиориты (γδC1-2); 12 – кварцевые монцониты (γδС3); 13 – разрывные нарушения; 14 – линия геологического разреза.

Месторождение Акташ расположено в восточной части Кансайского рудного поля на участке, ограниченном с юга Южно-Окурдаванским разломом (Альпийский надвиг), на западе, севере и востоке – массивом гранитоидов Чокадамбулакского интрузива (см. фиг 2). В геологическом строении месторождения принимают участие карбонатные породы верхнего девона–нижнего карбона, интрузивные породы и скарновые образования (Белоусов, Полотов, 1981ф) (фиг. 3а, б). Карбонатные породы сложены известняками, доломитами и их смешанными разновидностями. Интрузивные породы представлены гранодиоритами и гранодиорит-порфирами, образующими дайкообразные и штокобразные тела сложной морфологии, диоритами и долеритами, сформировавшими мелкие штокообразные тела и дайки. Скарны залегают на контакте гранодиоритов с карбонатными породами. Иногда скарны образуют жилообразные и трубообразные тела среди карбонатных пород, реже встречаются среди интрузивных пород, локализуясь вдоль тектонических трещин субширотного и северо-восточного направлений.

Фиг. 3.

Геологическая карта месторождения Акташ (а) и разрез по линии А–Б месторождения (б) (Белоусов и др., 1981ф): 1 – четвертичные отложения; 2 – верхнедевонские–нижнекарбоновые карбонатные породы; 3 – верхнекарбоново-нижнепермский вулкано-плутонический комплекс (гранодиориты, граниты, диориты); 4 – гранодиориты среднего карбона; 5 – скарны нерасчлененные; 6 – скарнированные породы (а – по известнякам, б – по интрузивам); 7 – полиметаллические рудные тела; 8 – магнетитовые рудные тела; 9 – контур рудной зоны; 10 – разрывные нарушения; 11 – зоны дробления; 12 – линия геологического разреза.

На месторождении выявлено 12 основных рудных тел магнетитовых, сульфидных и полиметаллических руд, приуроченных к тектоническим нарушениям субширотного направления (Белоусов, Полотов, 1981ф11) (см. фиг. 3а). Рудные тела не имеют четких геологических границ, характеризуются небольшими размерами (от 20–30 до 250–300 м), резко изменчивой мощностью (1–40 м) и представляют собой сочетание крутопадающих линз и сложных жило- и столбообразных тел (см. фиг. 3б). Рудные тела на месторождении прослежены канавами, на отдельных горизонтах штольней и скважинами колонкового бурения до глубины 200–550 м.

В настоящее время запасы полиметаллических руд по категории С2 составляют: 2.178 млн т: Zn 80.2 тыс. т, Pb 22.9 тыс. т, Bi 579.1 т, Ag 97.5 т, Au 3.5 т при средних содержаниях 3.68% Zn, 1.05% Pb, 0.027% Bi, 44.8% Ag и 0.44 г/т Au (по отдельным золоторудным телам – 35.8 г/т Au) (Белоусов, Полотов, 1981ф). Запасы магнетитовых руд не подсчитаны. Месторождение Акташ отрабатывалось подземным способом (штольни и шахты) с 1950 по 1979 годы с перерывами, глубина эксплуатации 200 м. К настоящему времени месторождение не отработано.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Полевые работы на месторождении, включающие составление схемы распространения рудных тел в центральной части месторождения и отбор образцов для исследований, проводились в 2018 г. Всего изучено 40 образцов скарновых пород, магнетитовых и сульфидных руд. Минеральный состав руд изучен в аншлифах под микроскопом Olympus BX51 с цифровой приставкой Olympus DP12. Состав минералов исследован с помощью растрового электронного микроскопа РЭММА-202М, оснащенного энергодисперсионной приставкой в Институте минералогии ЮУ ФНЦ МиГ УрО РАН. Количественный анализ проведен с использованием эталонов MINM-25-53 фирм “ASTIMEX Scientific Limited” (стандарт № 01-044) и “Microanalysis Consultants Ltd.” (стандарт № 1362). Получение картин дифракции теллуридов проводилось с использованием сканирующего электронного микроскопа HITACHI S-3400N с детектором дифракции отраженных электронов (EBSD) Oxford HKLNordlys Nano. Условия получения картин: ускоряющее напряжение 15кВ, ток зонда 0.2 нА, усреднение 20 картин, общее время накопления 30 секунд на точку; условия для съемки карт EBSD: 30кВ, ток пучка 2 нА, усреднение 3 картин на точку, время экспозиции – 0.5 секунды на кадр. Травление проводилось на установке Oxford IonFab 300, аргоновая плазма, экспозиция 10 минут, угол 70 градусов, ускоряющее напряжение 500 В, ток 200 мА, диаметр пучка 10.16 см.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Характеристика минеральных типов руд

Нами изучены сульфидно-магнетитовые и магнетит-сульфидные руды, которые подразделены условно по преобладающему минеральному составу.

Сульфидно-магнетитовые руды слагают крутопадающие линзообразные рудные тела среди скарнов пироксен-гранатового состава. Рудные тела прослеживаются по простиранию на 100–200 м, мощность их колеблется от 10 до 35 м.

Для руд характерна полосчатая текстура с чередованием магнетитовых, сульфидных и скарновых полос, согласных с общей слоистостью рудовмещающей толщи известняков (фиг. 4а, б). В магнетитовой массе присутствуют включения скарнированных пород.

Фиг. 4.

Текстурно-структурные особенности сульфидно-магнетитовых руд: а – полосчато-вкрапленная текстура; б – массивно-полосчатая текстура; в – лучистые агрегаты магнетита (Mgt-1a) и обрастание колломорфно-почковидных агрегатов магнетита (Mgt-1b) более поздним (Mgt-2) в ассоциации с галенитом (Gln) и пиритом (Py); г – пластинчатые агрегаты магнетита (Mgt-3) в ассоциации с гранатом (Grt) и кальцитом (Cal); д – самородный висмут (Bi) и галенит в халькопирите (Chp), в основной массе – магнетит и сфалерит (Sph); е – самородный висмут, виттихенит (Witt), эмплектит (Emp) и висмутин (Bs) в тесном срастании с галенитом и халькопиритом в магнетите. Полированный образец (а, б), отраженный свет (в–д), СЭМ-фото (е).

Структура магнетитовых агрегатов в сплошных рудах неравномернозернистая. Выделяются несколько морфологических разновидностей магнетита: (1) лучистые (Mgt-1а) и колломорфные (Mgt-1b) агрегаты, (2) зональные субгедральные зерна (Mgt-2), образующиеся за счет обрастания колломорфного магнетита-1, (3) удлиненные пластинчатые кристаллы (Mgt-3, мушкетовит?) и (4) незональные эвгедральные метакристаллы магнетита-4 (Mgt-4) (фиг. 4в, г). Редко наблюдается обрастание нитчатых агрегатов магнетита-1 колломорфно-почковидными, с образованием строматолитовых текстур. В зональных субгедральных зернах магнетита-2 наблюдается последовательное замещение колломорфного магнетита-1 нерудным минералом и затем более плотным магнетитом-4 (Mgt-4) без включений. Особенностью химического состава магнетита является присутствие постоянных примесей SiO2 (0.18–2.85 мас. %) и MnO (0.16–0.48 мас. %) (табл. 1). В составе пластинчатых кристаллов и колломорфных агрегатов магнетита, кроме SiO2 и MnO, содержатся CaO (0.12–0.59 мас. %) и Al2O3 (0.17–0.67 мас. %).

Таблица 1.  

Химический состав (мас. %) магнетита

№
п/п 		Разновидность
магнетита 		Al2O3 SiO2 CaO MnO FeO Fe2O3 Сумма
1 Лучистый – 0.39 – 0.35 30.86 67.16 98.76
2 – – – – 30.73 68.04 98.77
3 – 0.38 – – 31.11 67.16 98.65
4 – 0.42 – 0.16 30.96 66.93 98.47
5 Колломорфный 0.33 1.39 0.23 0.20 31.21 64.71 97.84
6 – 0.18 0.15 0.27 29.94 68.27 98.66
7 0.17 1.47 0.35 0.28 30.78 64.94 97.64
8 – 0.66 0.12 0.25 30.71 66.60 98.22
9 – 0.27 – 0.28 30.63 66.93 98.11
10 0.67 2.31 0.58 0.35 31.06 63.27 97.66
11 0.57 1.95 0.59 0.30 30.49 64.38 97.69
12 Зональные ангедральные зерна – – – 0.39 30.38 68.04 98.81
13 – – – – 30.88 68.27 99.15
14 – 0.22 – 0.32 30.60 67.16 98.30
15 0.19 0.28 – 0.37 30.80 67.38 99.02
16 Удлиненные (мушкетовит) кристаллы – 0.26 – 0.29 30.56 66.93 98.04
17 0.27 0.36 – 0.35 30.65 66.93 98.56
18 0.33 1.79 0.32 0.43 31.32 63.83 97.70
19 0.20 0.51 0.14 0.18 30.50 66.93 98.32
20 – 2.85 0.17 0.48 33.43 62.49 99.25
Формула
1 (Fe1.01Mn0.01)Σ1.02(Fe1.97Si0.02)Σ1.99O4
2 Fe1.00 Fe2.00O4
3 Fe1.01 (Fe1.98Si0.01)Σ1.99O4
4 (Fe1.01Mn0.01)Σ1.02 (Fe1.96Si0.02)Σ1.98O4
5 (Fe1.01Mn0.01Ca0.01)Σ1.03(Fe1.90Al0.02Si0.05)Σ1.97O4
6 (Fe0.97Mn0.01Ca0.01)Σ0.99(Fe2.00Si0.01)Σ2.01O4
7 (Fe1.00Mn0.01Ca0.01)Σ1.02(Fe1.91Al0.01Si0.06)Σ1.98O4
8 (Fe1.00Mn0.01Ca0.01)Σ1.02(Fe1.96Si0.02)Σ1.98O4
9 (Fe1.00Mn0.01)Σ1.01(Fe1.98Si0.01)Σ1.99O4
10 (Fe1.01Mn0.01Ca0.02)Σ1.04(Fe1.84Al0.03Si0.09)Σ1.96 O4
11 (Fe0.99Mn0.01Ca0.02)Σ1.02(Fe1.88Al0.03Si0.07)Σ1.98O4
12 (Fe0.99Mn0.01)Σ1.00Fe2.00O4
13 Fe1.00Fe2.00 O4
14 (Fe1.00Mn0.01)Σ1.01(Fe1.98Si0.01)Σ1.99O4
15 (Fe1.00Mn0.01)Σ1.01(Fe1.97Al0.01Si0.01)Σ1.99 O4
16 (Fe1.00Mn0.01)Σ1.01 (Fe1.98Si0.01)Σ1.99O4
17 (Fe1.00Mn0.01)Σ1.01 (Fe1.97Al0.01Si0.01)Σ1.99O4
18 (Fe1.02Mn0.01Ca0.01)Σ1.04 (Fe1.87Al0.02Si0.07)Σ1.96O4
19 (Fe0.99Mn0.01Ca0.01)Σ1.01(Fe1.96Al0.01Si0.02)Σ1.99O4
20 (Fe1.07Mn0.01Ca0.01)Σ1.09(Fe1.80Si0.11)Σ1.91O4

Примечание. Формульные коэффициенты вычислялись на основе четырех атомов кислорода. Прочерк – не обнаружено.

Основным сульфидным минералом является пирит, который представлен ксеноморфными агрегатами и крупными эвгедральными кристаллами (до 300 мкм) (фиг. 4в). Галенит в виде небольших скоплений размером до 300–400 мкм выполняет пространство между зернами магнетита и пирита. В галенитовых агрегатах обнаружены многочисленные включения минералов висмута: самородный висмут, висмутин, галеновисмутин, виттихенит, эмплектит, айкинит, фридрихит, зальцбургит, бисмит и заварицкит (Ятимов и др., 2019, 2021) (фиг. 4д–е). В незначительных количествах встречается сфалерит с эмульсионной вкрапленностью халькопирита в виде ангедральных агрегатов в ассоциации с пиритом и галенитом. В магнетитовой массе изредка встречаются крупные ксеноморфные выделения халькопирита размером до 250 мкм. В ассоциации с магнетитом обычно присутствуют агрегаты крупнозернистого граната (гроссуляр-андрадит) зеленого и белого пироксена (диопсид-геденбергит). В меньшем количестве установлены эпидот, амфибол, серпентин, кальцит и кварц, замещающие гранат-пироксеновую ассоциацию, редко присутствуют шеелит, циркон, торит и титанистые минералы (пирофанит и сфен) (Ятимов и др., 2020).

Магнетит-сульфидные руды слагаются собственно пиритовыми халькопирит-пирит-пирротиновыми ассоциациями, частично заместившими магнетитовые руды (фиг. 5а, б). Содержание сульфидов в рудах может достигать 80–90 об. %.

Фиг. 5.

Текстурно-структурные особенности магнетит-сульфидных руд: а – полосчатая текстура магнетит-пиритовых руд; б – пятнисто-массивная текстура с прерывисто-полосчатой (“бурундучные руды”) и с редкими порфировидными выделениями пирита магнетит-пирит-пирротиновых руд; в – замещение магнетита (Mgt) пиритом (Py), черное – гранат (Grt); г – ассоциация пирротина (Po), сфалерита (Sph), халькопирита (Chp) и пирита, на контакте хлорита (Chl) с сульфидами – цумоит (Ts); д – замещение пирротина марказитом (Mrc) с образованием структур типа “птичьего глаза”, нерудный минерал – хлорит; е – замещение магнетита гематитом (Hem) в ассоциации c пирротином, марказитом и халькопиритом, нерудный минерал – хлорит. Полированный образец (а, б), отраженный свет (в–е).

Для сульфидной минерализации пиритового состава (фиг. 5а) характерна полосчатость: широкие полосы, сложенные пиритом, перемежаются с магнетитовыми и нерудными полосами небольшой мощности (до 2 см). Пирит представлен эвгедральными кристаллами и пойкилитовыми агрегатами, которые интенсивно замещают удлиненные и изометрично-зональные зерна магнетита (фиг. 5в). В ассоциации с пиритом присутствуют халькопирит в виде редких крупных вкрапленников и неправильных выделений размером до 0.5 см и сфалерит, содержащий ионную вкрапленность халькопирита. Реликтовые участки скарнов и нерудные полосы сложены идиоморфными зернами граната (гроссуляр), редко пироксена (геденбергит). Гранаты оптически изотропны, с концентрическими зонами с преобладанием красновато-коричневого цвета в ядрах кристаллов и нарастанием относительного количества желтых зон к краям. Обычно наблюдается замещение граната хлоритом, актинолитом и эпидотом.

Для сульфидной минерализации пирит-пирротинового состава характерны плойчатые текстуры, обусловленные наличием полосок, изогнутых в мелкие складочки (фиг. 5б). Основную массу сульфидной минерализации составляет пирротин (фиг. 5г). Пирит присутствует в виде мелких ксеноморфных зерен в пирротине и образует самостоятельные выделения на контакте с нерудными минералами. Иногда в пирротине встречаются порфировидные вкрапленники агрегатов кристаллов пирита размером до 1 см. Границы зерен пирита местами зазубрены и корродированы пирротином. В ассоциации с пирротином присутствуют халькопирит, а также сфалерит, содержащий тонкую вкрапленность халькопирита. Гораздо реже встречается галенит (фиг. 5г). Марказит, замещая пирротин, образует структуру “птичьего глаза” разного размера (фиг. 5д). Магнетит обычно располагается по краям крупных сульфидных агрегатов, а также встречается в виде мелких включений в пирротине. Наблюдается замещение магнетита гематитом, а также встречаются гематитовые прожилки, секущие пирит и пирротин (фиг. 5е). В единичном случае обнаружен глаукодот (Co до 21.66 мас. %, Ni до 3.40 мас. %). В скарнах установлена ассоциация диопсида с высокомагнезиальным хлоритом (клинохлором) (табл. 2). Температура образования хлорита (9 анализов), рассчитанная по хлоритовым геотермометрам (Cathelineau, 1988; Jovett, 1991), варьирует от 221 до 296°С (табл. 2).

Таблица 2.  

Химический состав (мас. %) хлорита в пирит-пирротиновой ассоциации минералов в магнетит-сульфидных рудах

Проба 1 2 3 4 5 6 7 8 9
SiO2 32.84 32.57 32.48 30.62 31.87 32.48 32.84 32.57 31.00
Al2O3 16.10 15.80 16.66 17.80 15.74 16.66 16.10 15.80 16.01
FeO* 3.17 2.98 2.23 1.40 2.49 2.23 3.17 2.98 5.33
MgO 34.64 35.21 35.26 36.59 36.01 35.26 34.64 35.21 34.71
Сумма 86.76 86.56 86.62 87.02 87.11 86.62 86.76 86.56 87.05
SiVI 3.10 3.08 3.05 2.89 3.03 3.05 3.10 3.08 2.96
AlIV 0.90 0.92 0.95 1.11 0.97 0.95 0.90 0.92 1.04
AlVI 0.89 0.84 0.90 0.87 0.79 0.90 0.89 0.84 0.76
Fe2+ 0.25 0.24 0.18 0.11 0.20 0.18 0.25 0.24 0.43
Mg2+ 4.87 4.96 4.94 5.14 5.10 4.94 4.87 4.96 4.94
Fe/(Fe + Mg) 0.05 0.05 0.03 0.02 0.04 0.03 0.05 0.05 0.08
T °C (Cathelineau, 1988) 229 235 242 296 251 242 229 235 272
T °C (Jowett, 1991) 221 226 234 286 242 234 221 226 265

Примечание. * – всe железо условно принято, как Fe2+, формульные коэффициенты вычислялись на основании суммы 28 зарядов. Формулы расчeта для хлоритовых термометров по (Cathelineau, 1988), где T(°C) = ‒61.92 + 321.98AlIV и 2) (Jowett, 1991), где T(°C) = 319${\text{Al}}_{{\text{c}}}^{{{\text{IV}}}}$‒69, ${\text{Al}}_{{\text{c}}}^{{{\text{IV}}}}$ = AlIV + 0.1(Fe/[Fe + Mg]).

Самородное золото

Самородное золото в сульфидно-магнетитовых рудах обнаружено как в магнетите, так и в ассоциации с сульфидными минералами. В магнетите самородное золото представлено в виде отдельных включений размером от 1–5 мкм до 50 мкм. Самородное золото соседствует с многочисленными вкрапленниками (до 3 мкм) шеелита (фиг. 6а–в). Форма золотин в магнетите округлая, угловатая, сглажено-угловатая, нередко с кристаллографическими очертаниями. Иногда наблюдаются зерна самородного золота в тесном срастании с самородными висмутом и серебром. Пробность золота в магнетите составляет 793–895‰ (табл. 3). Золото на контакте магнетита со скарновыми минералами, обычно окружено каймами ютенбогаардтита и Ag–Au–Bi сульфидов толщиной до 10 мкм (фиг. 6г, табл. 4). Включения самородного золота ассоциируют с серебросодержащим айкинитом и галенитом (фиг. 6д). Состав такого золота сильно варьирует (мас. %): Au 53.73–90.45 и Ag 8.90–43.71 (табл. 3). Высокие содержания Ag (50.84–71.04 мас. %) обычно отмечаются в краевых частях зерен. В целом в пределах одного зерна колебания содержаний серебра достигают 28.95 мас. %. Пробность золота, соответственно, изменяется от 905‰ в центре до самородного серебра (пробность 290‰) в наружной оторочке.

Фиг. 6.

Минералы серии самородное золото–самородное серебро в рудах месторождения Акташ: а – самородное золото (Au) в магнетите (Mgt) (пробность 793–815‰), Au,Bi – срастание самородного золота с самородным висмутом, в нерудной массе – гранат (Grt) и пироксен (Px); б – самородное золото (пробность 825‰) в магнетите с тонкой вкрапленностью шеелита (Sch); в – снижение пробности золота от центра (пробность 777‰) к краям зерен (пробность 473‰); г – самородное золото (пробность 565–741‰) в срастании с сульфидами золота, серебра и висмута (Ag–Au–S, Ag–Au–Bi–S) на контакте магнетита с нерудными минералами; д – тесное срастание самородного серебра и золота (пробность 290–657‰) с галенитом (Gln) и серебросодержащим айкинитом (Ag-Aik) в магнетите, е – самородное золото (пробность 479–593‰) в ассоциации с галенитом в трещинах пирита (Py); ж – удлиненно-ксеноморфное зерно самородного золота (пробность 657–688‰) в пирите; з – золото в ассоциации с диопсидом (Di) в пирротине (Po), Hm – прожилок гематита. Подстрочные индексы обозначают пробность золота. СЭМ-фото (а–ж), отраженный свет (з).

Таблица 3.  

Химический состав (мас. %) минералов серии самородное золото–самородное серебро в рудах месторождения Акташ

№
п/п 		Ассоциация Содержание, мас. % Пробность Формула
Au Ag Cu Pb Сумма
1 В магнетите 86.40 13.62 – – 100.02 864 Au0.78Ag0.22
2 79.47 20.19 – – 99.66 794 Au0.68Ag0.32
3 81.46 18.10 – – 99.56 815 Au0.71Ag0.29
4 77.74 21.68 – – 99.42 777 Au0.66Ag0.34
6 82.51 17.08 – – 99.58 825 Au0.73Ag0.27
7 72.75 27.25 – – 100.00 725 Au0.59Ag0.41
8 90.45 8.90 – – 99.35 905 Au0.85Ag0.15
9 В срастании с Au–Ag–Bi–S минералами и Ag-содержащим айкинитом 65.73 33.52 – – 99.25 657 Au0.52Ag0.48
10 28.96 71.04 – – 100.00 290 Au0.18Ag0.82
11 69.50 30.04 – – 99.55 695 Au0.56Ag0.44
12 56.53 42.55 – – 99.08 565 Au0.42Ag0.58
13 74.12 25.76 – – 99.88 741 Au0.61Ag0.39
14 В пирите в трещинках с галенитом 44.26 55.19 – – 99.45 443 Au0.31Ag0.69
15 46.36 50.84 0.70 1.94 99.83 464 Au0.32 Ag0.65Cu0.01Pb0.02
16 53.73 43.71 0.64 1.36 99.44 537 Au0.39Ag0.58Cu0.01Pb0.02
17 68.65 29.91 0.61 – 99.17 686 Au0.55Ag0.44Cu0.01
18 68.05 31.74 – – 99.78 681 Au0.54Ag0.46
19 В пирите и пирротине 65.56 34.50 – – 100.06 656 Au0.51Ag0.49
20 67.34 32.60 – – 99.94 673 Au0.53Ag0.47
21 69.90 30.10 – – 100.00 699 Au0.56Ag0.44
22 68.78 30.39 – – 99.17 688 Au0.55Ag0.45
23 65.67 33.55 – – 99.22 657 Au0.52Ag0.48

Примечание. Самородное золото – Au > 50 мас. %, самородное серебро – Ag > 50 мас. %. Прочерк – содержания ниже предела обнаружения.

Таблица 4.  

Химический состав (мас. %) ютенбогаардтита и Ag–Au–Bi–S минералов сульфидно-магнетитовых руд

№ п/п Минерал Ag Au Bi S Сумма Формула
1 Ютенбогаардтит 51.78 34.46 – 12.82 99.05 Ag2.40Au0.88S2.00
2 52.27 34.61 – 12.59 99.47 Ag2.47Au0.90S2.00
3 Ag–Au–Bi–S минералы 43.43 20.26 12.17 20.41 99.86 (Ag0.68Au0.16Bi0.10)Σ0.93S1.00
4 45.14 19.38 14.46 20.79 99.76 (Ag0.64Au0.15Bi0.11)Σ0.90S1.00

Примечание. Формулы рассчитаны на S = 2 (ютенбогаардтит), S = 1 (Ag–Au–Bi–S фаза). Прочерк – не обнаружено.

Минералы серии самородное золото–самородное серебро (мас. %: 44.26–68.65 Au, 29.91–55.19 Ag) также выполняют трещины в пиритовых агрегатах в срастании с галенитом (фиг. 6е). В редких случаях в их составе обнаружены Cu (0.61–0.70) и Pb (1.36–1.94) (табл. 3). Пробность золота варьирует от 687 до 445‰ (табл. 3).

Самородное золото в магнетит-сульфидных рудах встречается реже и, в основном, связано с магнетит-пирит-пирротиновой ассоциацией минералов. В пиритовых агрегатах самородное золото встречается в виде включений размером до 10 мкм (фиг. 6ж). В пирротиновых агрегатах самородное золото обычно локализуется на контакте с кристаллами диопсида (фиг. 6з). Золота имеет относительно однородный состав (Au 65.56–69.90 мас. %, Ag 34.50–40.83 мас. %) и представлено низкопробной (656–699‰) разновидностью (табл. 3).

Теллуриды висмута и серебра

Теллуриды висмута и серебра нами обнаружены в магнетит-пирит-пирротиновой ассоциации в магнетит-сульфидных рудах и представлены цумоитом, пильзенитом, гесситом и штютцитом.

Цумоит (Bi1.00–1.03Te0.97–1.00) встречается чаще других теллуридов и образует ксеноморфные выделения в основной массе пирротина в ассоциации с халькопиритом, сфалеритом, пиритом и диопсидом или иногда выполняет интерстиции между агрегатами пирротина и хлорита (фиг. 7а, б). В отраженном свете цумоит характеризуется кремовым оттенком. Размер его выделений достигает 70 мкм. Химический состав цумоита нестехиометричен, в некоторых случаях отмечается примесь Ag до 1.97 мас. % (табл. 5), и на диаграмме состава теллуридов Bi–Te–Ag тяготеет к пильзениту (фиг. 8а). Однако картины электронной дифракции, полученные для цумоита (12 анализов), показывают совпадение с теоретической картиной (MAD (многоволновая аномальная дифракция) = 0.3°, совпадение по 12 полосам), построенной по структурной модели этого минерала (фиг. 8б).

Фиг. 7.

Теллуриды висмута и серебра в пирит-пирротиновых рудах: а – ксеноморфные зерна цумоита (Ts) в ассоциации со сфалеритом (Sph), халькопиритом (Chp) и диопсидом (Di); б – цумоит с тонкими прослойками гессита (Hs) в ассоциации со сфалеритом; в – включения гессита в пильзените (Pl); г – выделения штютцита (St) и цумоита на контакте магнетита (Mgt) и сфалерита. СЭМ-фото.

Таблица 5.  

Химический состав (мас. %) теллуридов висмута и серебра халькопирит-пирит-пирротиновых руд

№ п/п Минерал Bi Ag Te Сумма Формула
1   63.08 – 36.16 99.24 Bi1.06Te1.00
2   64.13 – 35.00 99.13 Bi1.12Te1.00
3   64.24 – 34.89 99.14 Bi1.12Te1.00
4   64.24 – 34.86 99.10 Bi1.13Te1.00
5   65.76 – 33.42 99.18 Bi1.20Te1.00
6   64.43 – 34.69 99.12 Bi1.13Te1.00
7   65.30 – 34.56 99.85 Bi1.15Te1.00
8 Цумоит 62.78 1.97 34.65 99.40 Ag0.07Bi1.11Te1.00
9   65.48 – 34.16 99.64 Bi1.17Te1.00
10   64.57 – 35.08 99.65 Bi1.12Te1.00
11   61.62 – 37.73 99.35 Bi1.00Te1.00
12   64.67 – 34.72 99.39 Bi1.14Te1.00
13   62.28 – 37.46 99.73 Bi1.01Te1.00
14   62.40 – 36.91 99.30 Bi1.03Te1.00
15   62.30 – 37.32 99.62 Bi1.02Te1.00
16   61.77 – 37.74 99.51 Bi1.00Te1.00
17   66.49 – 32.96 99.45 Bi3.70Te3.00
18 Пильзенит 66.55 – 33.02 99.57 Bi3.69Te3.00
19   66.94 – 32.23 99.17 Bi3.80Te3.00
20   – 61.52 37.90 99.42 Ag1.92Te1.00
21 Гессит – 61.94 37.50 99.44 Ag1.95Te1.00
22   – 61.82 37.26 99.08 Ag1.96Te1.00
23 Штютцит – 58.31 41.33 99.64 Ag5.01Te3.00
24 – 58.23 41.49 99.72 Ag4.99Te3.00

Примечание. Формулы рассчитаны на Te = 1 (цумоит и гессит), Te = 3 (пильзенит и штютцит). Прочерк – не обнаружено.

Фиг. 8.

Диаграмма химических составов теллуридов висмута месторождения Акташ (а): 1 – теоретический состав минералов; 2 – цумоит; 3 – пильзенит; 4 – гессит; 5 – штютцит. Рядом картина электронной дифракции цумоита (б).

Пильзенит (Bi3.56–3.91Ag0–.0.22Te3.09–3.22) образует ксеноморфные выделения размером до 20 мкм и тонкую вкрапленность (1–2 мкм) в пирротине (фиг. 7в, г). В более крупных выделениях пильзенит под оптическим микроскопом характеризуется ярким серовато-белым цветом и более высоким отражением, чем цумоит. Для пильзенита, в отличие от цумоита, характерны повышенные содержания Bi (66.49–66.94 мас. %) и пониженные Te (32.23–33.02 мас. %) (табл. 5). На диаграмме состава теллуридов (Bi–Te–Ag) видно, что состав проанализированных зерен пильзенита тяготеет к цумоиту (см. фиг. 8а).

Гессит (Ag1.97–1.99Te1.01–1.03) встречается в виде включений размером до 15 мкм и прослоек (толщина до 2 мкм) в пильзените и цумоите (фиг. 7б–д). Микроскопически минерал обладает коричневато-серым цветом и слабой отражательной способностью. Химический состав гессита близок к теоретическому (табл. 5).

Штютцит (Ag5.01Te3.00) наблюдается в виде единичных зерен размером до 5 мкм в интерстициях между зернами магнетита и сфалерита в ассоциации с цумоитом, хлоритом и диопсидом (фиг. 7г). Минерал имеет свинцово-серый цвет. Химический состав минерала соответствует теоретическому (табл. 5, фиг. 8а).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ ИССЛЕДОВАНИЙ

Последовательность рудообразования

Скарновые железорудные месторождения являются объектами сложного генезиса и до сих пор являются предметом острых дискуссий. В целом как в мировой, так и в отечественной литературе отчетливо прослеживается тенденция интерпретировать генезис скарново-магнетитовых руд единственным образом и относить их в основном либо к контактово-метасоматическим (Коржинский, 1953; Овчинников, 1960; Жариков, 1968; Шабынин и др., 1984; Einaudi et al., 1981; Meinert, 1993), либо к метаморфизованным вулканогенно-осадочным образованиям с последующим метаморфизмом (Дербиков, 1964; Калугин, 1970; Дымкин, Пругов, 1980; Булашевич и др., 1981; Белевцев и др., 1982; Ивлев, 2004). Однако ранее считалось, что образование железных руд, например района Лан-Дилль в Германии, происходило в результате процессов гальмиролиза-диагенеза базальтовых вулканокластитов с участием гидротермальных растворов, сопровождающих вулканическую деятельность (Hümmel, 1922; Hentschel, 1960; Rösler, 1964; Flick et al., 1990). Некоторыми исследователями предполагалось, что взаимодействие вулканического пепла и морской воды является основным процессом формирования южно-уральских яшм (Либрович, 1936). Палагонитовая природа сульфидно-магнетитовых руд рассмотрена на примере ряда колчеданных месторождений Южного Урала (Пуркин, Денисова, 1987; Злотник-Хоткевич, 1989; Рыкус, 1992; Масленников, 1999). В последние годы в модели железонакопления вовлекаются процессы гальмиролиза (или биогальмиролиза) вулканогенно-осадочных отложений с участием микроорганизмов в зонах газовых и гидротермальных просачиваний (Масленников, 2004, 2021; Maslennikov et al., 2012). Признаки гальмиролиза гиалокластитов при формировании некоторых железорудных месторождений Тургайского железорудного пояса показаны в работе (Ayupova et al., 2021).

Исследования сульфидно-магнетитовых руд месторождения Акташ позволяют сделать первые предварительные выводы:

– Среди сульфидно-магнетитовых руд наиболее часто встречаются руды со слоисто-полосчатой текстурой и широко развитой поздней скарновой силикатной и сульфидной минерализацией.

– Выявлены лучистые и колломорфные агрегаты магнетита-1, напоминающие структуры бактериоморфных биолитов (фиг. 9а). Можно предположить, что гальмиролиз исходных гиалокластитов происходил при участии бактерий (Furnes, 1975; Aumento at al., 1976; Torsvik at al., 1998). Известно, что микробное восстановление аморфных окси-гидроксидов трехвалентного железа в бескислородной среде часто приводит к осаждению внутриклеточного магнетита (Lovley et al., 1987). Образование аутигенного магнетита непосредственно магнитотактическими бактериями установлено в глубоководных морских и прибрежных условиях (Kirschvink, Chang, 1984; Karlin et al., 1987; Roberts et al., 2011).

Фиг. 9.

Последовательность образования разновидностей магнетита: а – строматолитовая текстура лучистого агрегата магнетита (Mgt-1a) и его последовательное обрастание колломорфно-почковидным (Mgt-1b), а затем субгедральным магнетитом (Mgt-2); б – замещение колломорфного магнетита (Mgt-1b) пироксеном (Px) с последующим отложением незонального эвгедрального магнетита (Mgt-4).

– Локализация железорудного тела в непосредственной близости с гранитоидной интрузией привело к значительной утрате признаков первичных железистых осадков и перераспределению Fe. Последовательное замещение колломорфного магнетита-1 нерудными минералами с последующим отложением метакристаллов магнетита-4, сульфидов и теллуридов, вероятно, связано с контактово-метаморфическими процессами (фиг. 9б).

– Самородное золото установлено в сульфидно-магнетитовых и магнетит-сульфидных рудах в ассоциации с пирротином. В сульфидно-магнетитовых разностях руд самородное золото ассоциирует с висмутовой минерализацией без проявления теллуридных минералов. Теллуридная минерализация характерна для магнетит-халькопирит-пирит-пирротиновых руд и сопровождается широким развитием хлорита, амфибола, эпидота и кальцита.

Представленные результаты не противоречат данным, полученным по другим регионам. За последние два десятилетия в мире были обнаружены и подробно описаны многочисленные золотосодержащие месторождения Cu, Zn–Pb и Fe скарнового типа (Theodore et al., 1991; Ettlinger et al., 1992; Johson, Meinert, 1994; Meinert, 1998; Chen et al., 1992, 1997; Zhao et al., 1992, 1997). Рудные минералы на этих месторождениях включают пирит, халькопирит, пирротин, арсенопирит, сфалерит, галенит, самородное золото, электрум, минералы висмута (особенно висмутин и самородный висмут), магнетит или гематит и теллуриды (обычно Au, Ag, Ni, Pb) (Einaudi et al., 1981; Meinert, 1998; Ray et al., 1987; Ettlinger, Ray, 1988). По данным исследователей, признаком золотоносности скарновых руд является наличие висмут-теллур(±селеновой) минерализации в ассоциации с сульфидами (Ray et al., 1987; Meinert, 1998). Считается, что внедрение большей части золота связано с сульфидной стадией минерализации (Theodore et al., 1991).

Золото-серебро-теллуридная минерализация

Самородное золото на месторождении Акташ встречается в виде включений в магнетитовой и сульфидной ассоциациях и характеризуется широкой вариацией состава. Известно, что состав самородного золота может варьировать на разных стадиях минералообразования и зависит от локальных изменений окислительно-восстановительных и кислотных условий рудоотложения (Петровская и др., 1976). Вариация состава самородного золота в зависимости от минеральных ассоциаций на месторождении Акташ может рассматриваться как пространственное совмещение более раннего высокопробного золота с поздним низкопробным. Выделение первой умеренно высокопробной разновидности золота в магнетите (725–905‰) в тесной ассоциации с шеелитом на месторождении Акташ происходило при скарнировании. Самородное золото, связанное с относительно высокотемпературными сульфидами (пирит-пирротин), относится к низкопробному (656–699‰) и является более низкотемпературным по отношению к скарновым минералам. Третья разновидность золота приурочена к полиметаллической стадии минералообразования (ассоциация с галенитом), имеет более широкое распространение и характеризуется уменьшением пробности золота от ядра (657–741‰) к краевым частям зерен вплоть до отложения низкопробного золота и самородного серебра (290–565‰). Эти данные хорошо увязываются с заключительной стадией гидротермального этапа. Снижение пробности золота сопровождается отложением минералов висмута, включая висмутин, сульфосоли Cu–Bi (эмплектит, виттихенит) и самородного висмута, что в целом характерно для скарновых месторождений (Meinert, 1998; Ciobanu et al., 2003; Cook, Ciobanu, 2004; Mudrovska et al., 2004). Переменный химический состав Au–Bi минералов указывает на колебания состава рудообразующих флюидов (Бортников, 2006; Cook et al., 2009). Наличие теллуридов на месторождении указывает, что некоторая часть золота в рудах месторождения Акташ присутствует в составе теллуридов.

Считается, что одним из возможных механизмов совместной миграции Au, Bi, Te являются относительно низкие температуры плавления Bi и соединений золота с Bi и Те (Frost et al., 2002; Tooth et al., 2011). Свидетельством этих процессов являются: (1) локальные концентрации Au и Ag в рудах, (2) многофазные включения сульфидов (Au–Ag–Bi–S) в нерудных минералах; (2) малые углы между границами сульфидных минералов; (4) заполнение трещин различными сульфидами и сульфосолями и (5) присутствие богатых Ca и Mn минералов (Frost et al., 2002), что характерно и для сульфидно-магнетитовых руд месторождения Акташ. Возможность переноса этих металлов в виде легкоплавких соединений и низкотемпературных сплавов показана в работе (Tomkins et al., 2007). Считается, что капли расплавленного Bi поглощают Au in situ, что приводит к образованию включений Bi-Au в сульфидах. Такой механизм известен как “модель коллектора жидкого висмута”, которая была применена к гидротермальным месторождениям, в том числе и скарновым (Kim et al., 2012; Zhou et al., 2016). Результаты расчетов показывают, что расплавы Au–Bi–Te могут отлагаться даже из гидротермальных флюидов, которые умеренно недосыщены чистыми твердыми (Au) и жидкими (Bi, Te) металлами (Wagner, 2007). По данным (Cook et al., 2009), в системе Au–Bi–Te имеется более 10 низкотемпературных эвтектик в интервале 234–475°С, из которых 8 приходится на самородное золото. Появление Au в трещинах пирита в ассоциации с галенитом можно рассматривать как повторное плавление самородного висмута, который мог эффективно сорбировать золото на стадии заключительной сульфидной минерализации (Zhou et al., 2016).

Проявление минеральных образований, представленных амфиболом, эпидотом и хлоритом, а также в ограниченном объеме – карбоната и кварца, очевидно, указывает, что Ag–Au–Te-минерализация сформировалась к концу стадии кристаллизации ранних сульфидов. Температуры минералообразования этой стадии по хлоритовому геотермометру оцениваются <300°C. Нестехиометричный состав цумоита, наличие пильзенита и отсутствие самородного висмута в этой ассоциации могут указывать на их образование при повышенных температурах (>300°C) и в изменчивых значениях отношения Bi : Te во флюидах (Cook et al., 2007; Sejkora et al., 2009). Кроме того, общая последовательность выделения минералов висмута (сульфиды → сульфосоли → теллуриды → → самородный висмут) свидетельствует об эволюции гидротермального раствора при формировании руд на месторождении в направлении уменьшения количества Bi и увеличения Pb, Ag, Te в гидротермальных флюидах (Afifi et al., 1988). Известно, что минералы Bi–Te–S (например, цумоит), характеризующиеся соотношением Bi/(Te + + S) ≤ 1, могут свидетельствовать об осаждении золота в окислительных условиях (Ciobanu et al., 2005, 2010). Это условие подтверждается повсеместным наличием гематита в халькопирит-пирит-пирротиновых рудах. Гессит является наиболее распространенным теллуридом серебра на месторождении, однако его стабильность в широком диапазоне значений fO2 не дает информацию об условиях рудообразования (Zhang, Spry, 1994).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На месторождении Акташ распространены сульфидно-магнетитовые руды со слоисто-полосчатой текстурой и широко развитой поздней скарновой силикатной и сульфидной минерализацией. Магнетит в рудах представлен: (1) лучистыми (Mgt-1а) и колломорфными (Mgt-1b) агрегатами, (2) зональными субгедральными зернами (Mgt-2), образованными за счет обрастания колломорфного магнетита-1b, (3) удлиненными пластинчатыми кристаллами (Mgt-3, мушкетовит) и (4) незональными эвгедральными метакристаллами (Mgt-4). Обнаруженные нитчатые и колломорфные агрегаты магнетита-1 напоминают структуры бактериоморфных биолитов. Предполагается, что магнетитовые руды являются продуктами бактериального гальмиролиза вулканогенно-карбонатных илов. Последовательное замещение колломорфного магнетита-1a нерудными минералами с последующим отложением метакристаллов магнетита-4, сульфидов и теллуридов, вероятно, связано с контактово-метаморфическими процессами.

Золото-серебро-теллуридная минерализация представлена продуктами многостадийного рудного процесса. В самородном виде золото в рудах сформировалось: 1) в скарновую стадию совместно с шеелитом и, вероятно, титанистыми минералами; 2) в раннюю сульфидную стадию в ассоциации с пирротином; 3) в завершающую сульфидную стадию в ассоциации с галенитом. Закономерное понижение пробности самородного золота от ранних генераций к поздним и парагенетическая связь с различными минералами висмута (самородный висмут, висмутин, айкинит, ютенбогаардтит, Ag–Au–Bi–S минералы) отражают изменчивые физико-химические условия минералообразования как следствие снижения температур и фугитивности серы минералообразующих флюидов. Впервые на месторождении установлено, что Te встречается в сульфидных минералах не только в виде элементов-примесей, но и в виде собственных минеральных форм: цумоита, пильзенита, гессита и штютцита.

Изучение минерального состава руд на месторождении Акташ имеет важное значение в связи с полноценной геолого-экономической ревизией скарноворудных полей и месторождений в районе исследований. Золото в магнетитовых рудах может представлять практический интерес при условии получения магнетитового концентрата и разработки технологии извлечения из него золота и серебра.

Список литературы

  1. Бадалов С.Т. Геохимические особенности рудообразующих систем. Ташкент: ФАН, 1991. 144 с.

  2. Бадалов С.Т., Голованов И.М., Дунин-Барковская Э.А. Геохимические особенности рудообразующих элементов Чаткало-Кураминских гор. Ташкент: ФАН, 1971. 228 с.

  3. Белевцев Я.Н., Бухарев В.П., Науменко В.В., Гончарук А.Ф., Попов Б.А., Степанов В.А., Усенко А.И. О вулканогенно-осадочном происхождении магнетитовых руд Урала // Геология руд. месторождений. 1982. № 1. С. 53–75.

  4. Бискэ Ю.С., Конопелько Д.Л., Зельтманн Р. Геодинамика позднепалеозойского магматизма Тянь-Шаня и его обрамления // Геотектоника. 2013. Т. 47. № 4. С. 61–81.

  5. Бортников Н.С. Геохимия и происхождение рудообразующих флюидов в гидротермально-магматических системах в тектонически активных зонах // Геология руд. месторождений. 2006. Т. 48. № 1. С. 3–28.

  6. Булашевич Ю.Л., Дымкин А.М., Попов Б.А., Юрков А.К. Новые данные о вулканогенно-осадочной природе некоторых магнетитовых руд Урала // Докл. АН СССР. 1981. Т. 261. № 6. С. 1188–1191.

  7. Вольфсон Ф.И., Титов В.Н. Основные особенности геологического строения Кансайского рудного поля // Геология свинцово-цинковых месторождений Кансайского рудного поля. М.: Наука, 1965. С. 21–29.

  8. Дымкин А.М., Пругов В.П. Стратиформный тип железооруденения и его генетические особенности. М.: Наука, 1980. 200 с.

  9. Дербиков И.В. К проблеме генезиса железо-скарновых месторождений Западной Сибири (о вулканогенно-осадочном генезисе некоторых месторождений Казской группы). Новосибирск: Труды СНИИГГиМСа. Вып. 35. 1964. С. 82–100.

  10. Дунин-Барковская Э.А. Геохимия и минералогия висмута (Чаткало-Кураминские горы). Ташкент: Фан, 1978. 272 с.

  11. Жариков В.А. Скарновые месторождения // Генезис эндогенных рудных месторождений. М.: Недра, 1968. С. 220–302.

  12. Злотник-Хоткевич А.Г. Железистые и кремнисто-железистые осадки колчеданных месторождений // Кремнисто-железистые отложения колчеданоносных районов. Свердловск: УрО АН СССР, 1989. С. 45–52.

  13. Ивлев А.И. Качарское месторождение железа – новый взгляд на геологическое строение // Топорковские чтения: Матер. XI Междунар. науч. горно-геол. конф. Рудный: РИИ, 2004. С. 62–82.

  14. Левин В.И. Краткие черты геологического строения района Кансайского рудного района // Геология свинцово-цинковых месторождений Кансайского рудного поля. М.: Наука, 1965. С. 7–19.

  15. Либрович Л.С. Геологическое строение Кизило-Уртазымского района на Южном Урале // Труды ЦНИГРИ. Вып. 81. Л., М.: ОНТИ НКТП СССР, 1936. 208 с.

  16. Калугин А.С. Атлас текстур и структур вулканогенно-осадочных железных руд Алтая (источники вещества, условия и механизм отложения, явления диагенеза, эпигенеза и метаморфизма руд). Ленинград: Недра, 1970. 176 с.

  17. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов // Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. М.: Изд-во АН СССР, 1953. С. 335–456.

  18. Масленников В.В. Седиментогенез, гальмиролиз и экология колчеданоносных палеогидротермальных полей (на примере Южного Урала). Миасс: Геотур, 1999. 348 с.

  19. Масленников В.В. Гальмиролиз и железонакопление // Топорковские чтения: Материалы XI Междунар. науч. горно-геол. конф. Рудный: РИИ, 2004. С. 33-45.

  20. Масленников В.В. О возможной роли сипового биогальмиролиза в формировании субмаринных месторождений. Масленников В.В. // Металлогения древних и современных океанов-2021. Сингенез, эпигенез, гипергенез. Миасс: ЮУ ФНЦ МиГ УрО РАН, 2021. С. 5–9.

  21. Овчинников Л.Н. Контактово-метасоматические месторождения Среднего и Северного Урала // Тр. горно-геох. ин-та уральск. фил. АН СССР. Вып. 89, 1960.

  22. Петровская Н.В., Новгородова М.И., Фролова К.Е., Горшков А.И. Новые данные о составе фаз в неоднородных выделениях самородного золота // Изв. АН СССР. 1976. № 3. С. 67–73.

  23. Пуркин А.В., Денисова Т.А. Геологические критерии прогнозирования и поисков на Урале скрытых стратиформных медноколчеданных месторождений, сформированных по продуктам субмаринного выветривания базальтов. Свердловск: Уралгеология, 1987. 190 с.

  24. Рыкус М.В., Рыкус Н.Г., Кондручина Л.С. Магнетитовая минерализация Акжарского колчеданного рудного поля // Минералогия, геохимия и полезные ископаемые Урала / Отв. ред. Г.Н. Пшеничный. БНЦ УрО АН СССР. Уфа, 1992. С. 23–34.

  25. Сафонов Ю.Г., Бортников Н.С., Злобина Т.М., Чернышев В.Ф., Дзайнуков А.Б., Прокофьев В.Ю. Многометальное (Ag, Pb, U, Cu, Bi, Zn, F) Адрасман-Канимансурское рудное поле (Таджикистан) и его рудообразующая система, I: геология, минералогия, структурные условия рудоотложения // Геология руд. месторождений. 2000. Т. 42. № 3. С. 195–211.

  26. Файзиев, А.Р., Фозилов М.М. Ангидрит многометального месторождения Большой Канимансур и его поисково-оценочное значение // Доклады Академии наук Республики Таджикистан. 2009. Т. 52. № 1. С. 49–52.

  27. Файзиев Ф.А., Ятимов С.Б., Файзиев А.Р. Серебряная минерализация Кансайского рудного поля (Северный Таджикистан) // Доклады Академии наук Республики Таджикистан. 2019. Т. 62. № 11–12. С. 696–703.

  28. Фозилов М.М. Минеральные комплексы и типы руд месторождений Адрасман-Канимансурского рудного поля (Карамазар) // Геология и охрана недр. 2010. Т. 36. № 3. С. 18–21.

  29. Шабынин Л.И., Перцев Н.Н., Зотов И.А. Вопросы образования рудоносных скарнов доломитовых контактов. М.: Наука, 1984. 105 с.

  30. Ятимов У.А., Аюпова Н.Р., Блинов И.А., Котляров В.А. Висмутовые минералы сульфидно-магнетитовых руд месторождения Акташ (Западный Карамазар, Таджикистан) // Минералогия. 2019. Т. 5. № 4. С. 39–51.

  31. Ятимов У.А., Сафаралиев Н.С., Котляров В.А. Пирофанит из скарново-сульфидно-магнетитовых руд месторождения Акташ (Западный Карамазар) // Под знаком золота и платины: Уральская минералогическая школа – 2020. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 20202. С. 138–140.

  32. Ятимов У.А., Белогуб Е.В., Шиловских В.В., Блинов И.А. Заварицкит из сульфидно-магнетитовых руд скарнового месторождения Акташ, Западный Карамазар, Северный Таджикистан // Записки РМО. 2021. Т. 150. № 1. С. 92–100.

  33. Afifi A.M., Kelly W.C., Essene E.J. Phase relations among tellurides, sulfides, and oxides: I. Thermochemical data and calculated equilibria // Econ. Geol. 1988. V. 83. P. 377–394.

  34. Alexeiev D.V., Kröner A., Hegner E., Rojas-Agramonte Y., Bisk, Y.S., Wong J., Geng H.Y., Ivleva E.A., Mühlberg M., Mikolaichuk A.V., Liu D. Middle to Late Ordovician arc system in the Kyrgyz Middle Tianshan: from arc–continent collision to subsequent evolution of a Palaeozoic continental margin // Gondwana Research. 2016. V. 39. P. 261–291.

  35. Aumento F., Mitchell W. S., Fratta M. Interaction between sea water and oceanic layer two as a function of time and depth – I. Field evidence // Can. Mineral. 1976. V. 14. P. 269–290.

  36. Ayupova N.R., Novoselov K.A., Maslennikov V.V., Melekestseva I.Yu., Hollis S.P., Artemyev D.A., Tessalina S.G. The formation of magnetite ores of the Glubochenskoe deposit, Turgai iron belt, Russia: new structural, mineralogical, geochemical, and isotopic constraints // Mineral. Deposita. 2021. V. 56. P. 103–123.

  37. Biske Y.S., Seltmann R. Paleozoic Tian-Shan as a transitional region between the Rheic and Urals-Turkestan oceans // Gondwana Research. 2010. V. 17. P. 602–613.

  38. Burtman V.S. Tectonics and geodynamics of the Tian Shan in the middle and late Paleozoic // Geotectonics. 2015. V. 49. No 4. P. 302–319.

  39. Cathelineau M. Cation site occupancy in chlorites and illites as a function of temperature // Clay Minerals. 1988. V. 23. P. 471–485.

  40. Ciobanu C.I., Birch W.D., Cook N.J., Pring A., Grundler P.V. Petrogenetic significance of Au–Bi–Te–S associations: the example of Maldon, Central Victorian gold province, Australia // Lithos. 2010. V. 11. P. 1–17

  41. Ciobanu C.L., Cook N.J., Pring A. Bismuth tellurides as gold scavengers // Mineral Deposit Research. Meeting the Global Challenge Springer: Berlin-Heidelberg-New York, 2005. P. 1383–1386.

  42. Ciobanu C.L., Cook N.J., Bogdanov K., Kiss O., Vuèkoviæ B. Gold enrichment in deposits of the Banatitic Magmatic and Metallogenetic belt // Mineral Exploration and Sustainable Development. Rotterdam: Millpress, 2003. P. 1153–1156.

  43. Chen Y.J. Mineralization during collisional orogenesis and its control of the distribution of gold deposits in Junggar Mountains, Xinjiang, China // Acta Geologica Sinica. 1997. V. 71. P. 69–79.

  44. Cook N.J., Ciobanu C.L., Spry P.G., Voudouris P. and the participants of IGCP-486. Understanding gold-(silver)-telluride-(selenide) mineral deposits. Episodes Journal of International Geoscience. 2009. V. 32 (4). P. 249–263.

  45. Chen J., Halls C., Stanley C.J. Tin-bearing skarns of South China: Geological setting and mineralogy // Ore Geol. Rev. 1992. V. 7. P. 225–248.

  46. Cook N.J., Ciobanu C.L. Gold-Silver-Telluride Deposits of the Golden Quadrilateral // South Apuseni Mts. Romania: IAGOD Guidebook Series. V. 12. 2004. 266 p.

  47. Cook N.J., Ciobanu C.L., Wagner T., Stanley Ch.J. Minerals of the system Bi–Te–Se–S related to the tetradymite archetype: review of classification and compositional variation // Can. Mineral. 2007. V. 45. P. 665–708.

  48. Cook N.J., Ciobanu C.L., Mao J.W. Textural control on gold distribution in As-free pyrite from the Dongping, Huangtuliang and Hougou gold deposits, North China Craton (Hebei Province, China) // Chem. Geol. 2009. V. 264. P. 101–121.

  49. Dolgopolova A., Seltmann R., Konopelko D., Biske Yu.S., Shatov V., Armstrong R., Belousova E., Pankhurst R., Koneev R., Divaev F. Geodynamic evolution of the western Tien Shan, Uzbekistan: Insights from U–Pb SHRIMP geochronology and Sr–Nd–Pb–Hf isotope mapping of granitoids // Gondwana Research. 2017. V. 47. P. 76–109.

  50. Einaudi M.T., Meinert L.D., Newberry R.J. Skarn deposits. Econ // Geol. 75th Anniversary Volume. 1981. V. 75. P. 317–391.

  51. Ettlinger A.T., Meinert L.D., Ray G.E. Gold skarn mineralization and fluid evolution in the Nickel Plate Deposit, British Columbia // Econ. Geol. 1992. V. 87. 1541–1565.

  52. Ettlinger A.D., Ray G.E. Gold-enriched Skarn Deposits in British Columbia; B.C. Ministry of Energ): Mines and Perroleum Resources // Geological Fieldwork. 1988. P. 263–279.

  53. Flick H., Nesbor H.D., Behnisch R. Iron ore of the Lahn-Dill type formed by diagenetic seeping of pyroclastic sequences – a case study on the Schalstein section at Gänsberg (Weilburg) // Geol. Rundschau. 1990. V. 79. No 2. P. 401–415.

  54. Frost B.R., Mavrogenes J.A., Tomkins A.G. Partial melting of sulfide ore during medium- and high-grade metamorphism // Can. Mineral. 2002. V. 40. P. 1–18.

  55. Furnes H. Experimental palagonitization of basaltic glasses of varied composition // Contrib. Mineral. Petrol. 1975. V. 50. P. 105–113.

  56. Johnson T.W., Meinert L.D. Au-Cu-Ag Skarn and Replacement Mineralization in the McLaren Deposit, New World District, Park Country, Montana // Econ. Geology. 1994. V. 89. No 5. P. 969–993.

  57. Jowett E.C. Fitting iron and magnesium into the hydrothermal chlorite geothermometer // GAC/MAC/SEG Joint Annual Meeting. Toronto (May 27–29, 1991). Program with Abstracts. 1991. V. 16. A62.

  58. Hümmel K. Die Entstehung eisenreicher Gesteine durch Halmurose // Geol. Rundschau. 1922. V. 13. P. 40–81.

  59. Hentschel H. Zur Frage der Bildung der Eisenerze vom Lahn-Dill-Typ // Freib. Forchungsh. 1960. V. 79. P. 82–105.

  60. Karlin R., Lyle M., Heath G.R. Authigenic magnetite formation in suboxic marine sediments // Nature. 1987. V. 326. P. 490–493.

  61. Kim E.J., Park M.E. and White N.C. Skarn gold mineralization at the Geodo mine, South Korea // Econ. Geol. 2012. V 107. P. 537–551.

  62. Kirschvink J.L., Chang S.B.R. Ultrafine magnetite in deep-sea sediments: Possible bacterial magnetofossils // Geology. 1984. V. 12. P. 559–562.

  63. Konopelko D., Biske G., Kullerud K., Seltmann R., Divaev F. The Koshrabad granite massif in Uzbekistan: petrogenesis, metallogeny and geodynamic setting // Russian Geology and Geophysics. 2011. V. 52. № 12. P. 1563–1573.

  64. Konopelko D., Klemd R., Mamadjanov Y., Hegner E., Knorsch M., Fidaev D., Kern M., Sergeev S. Permian age of orogenic thickening and crustal melting in the Garm Block, South Tien Shan, Tajikistan // J. Asian Earth Sciences. 2015. V. 113. P. 711–727.

  65. Konopelko D., Seltmann R., Mamadjanov Y., Romer R.L., Rojas-Agramonte Y., Jeffries T., Fidaev D., Niyozov A. A geotraverse across two paleo-subduction zones in Tien Shan, Tajikistan // Gondwana Research. 2017. V. 47. P. 110–130.

  66. Kröner A., Kovach V., Belousova E., Hegner E., Armstrong R., Dolgopolova A., Seltmann R., Alexeiev D.V., Hoffmann J.E., Wong J., Sun M., Cai K., Wang T., Tong Y., Wilde S.A., Degtyarev K.E., Rytsk E. Reassessment of continental growth during the accretionary history of the Central Asian Orogenic Belt // Gondwana Research. 2014. V. 25. P. 103–125.

  67. Lovley D.R., Stoltz J.F., Nord G.L., Phillips E.J.P. Anaerobic production of magnetite by a dissimilatory iron-reducing microorganism // Nature. 1987. V. 330. P. 252–254.

  68. Maslennikov V.V., Ayupova N.R., Herrington R.J., Danyushevskiy L.V., Large R.R. Ferruginous and manganiferous haloes around massive sulphide deposits of the Urals // Ore Geol. Rev. 2012. V. 47. P. 5–41.

  69. Meinert L.D. A review of skarns that contain gold. In: Lentz, D.R. (Ed.), Mineralized Intrusion-Related Skarn Systems. Short Course Handb // Mineral. Assoc. Can. 1998. V. 26. P. 359–414.

  70. Meinert L.D. Igneous petrogenesis and skarn deposits. In: Kirkham R.V., Sinclair W.D., Thorpe R.I., Duke J.M. (eds) // Geol Assoc Can Special paper. 1993.V. 40. P. 569–583.

  71. Mudrovska I.V., Ciobanu C.L., Cook N.J., Sukach V. Au–Ag–Bi-tellurides and orogenic gold: Examples from the Ukrainian Shield // Au-Ag-telluride Deposits of the Golden Quadrilateral, South Apuseni Mts. Romania: IAGOD Guidebook Series. V. 12. 2004. P. 244–246.

  72. Ray G.E., Dawson G.L., Simpson R. The Geology and Controls of Skarn Mineralization in the Hedley Gold Camp Southem British Columbia; B.C. Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources // Geological Fieldwork. 1987. P. 65–79.

  73. Roberts A.P., Florindo F., Villa G., Chang L., Jovane L., Bohaty S.M., Larrasoana J.C., Heslop D., FitzGerald J.D. Magnetotactic bacterial abundance in pelagic marine environments is limited by organic carbon flux and availability of dissolved iron // Earth Planet. Sci. Lett. 2011. V. 310. P. 441–442.

  74. Rösler H.J. Genetische Probleme der Erze des sogenannten erweiterten Lahn-Dill-Typus // Ber. Geol. Des. DDR. 1964. V. 9. P. 445–454.

  75. Sejkora J., Litochleb J., Jakub P., Bohuslav B., Tsumoite and associated tellurides from the Au deposit Libcice near Novy Knín, Czech Republic: mineralogy and genetic significance // J. Geosceince. 2009. V. 54. P. 73–82.

  76. Seltmann R., Konopelko D., Biske G., Divaev F., Sergeev S. Hercynian post-collisional magmatism in the context of Paleozoic magmatic evolution of the Tien Shan orogenic belt // J. Asian Earth Sciences. 2011. V. 42. P. 821–838.

  77. Theodore T.G., Orris G.J., Hammarstrom J.M., Bliss J.D. Gold-bearing skarns // US Geological Survey Bulletin. 1991. № 1830. P. 145.

  78. Tomkins A.G., Pattison D.R.M., Frost B.R. On the initiation of metamorphic sulfide anataxis // J. Petrol. 2007. V. 48. P. 511–535.

  79. Tooth B., Ciobanu C.L., Green L., O’Neill B., Brugger J. Bi-melt formation and gold scavenging from hydrothermal fluids: an experimental study // Geochim. Cosmochim. Acta. 2011. V. 75. P. 5423–5443.

  80. Torsvik T., Furnes H., Muehlenbachs K., Thorseth I., Tumyr H.O. Evidence for microbial activity at the glass–alteration interface in oceanic basalts // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. V. 162. P. 165–176.

  81. Wagner T. Thermodynamic modeling of Au–Bi–Te melt precipitation from high-temperature hydrothermal fluids: Preliminary results // Mineral exploration and research: Digging deeper. Proc. 9th biennial SGA meeting (Ed. C.J. Andrew). 2007. P. 769–772.

  82. Yakubchuk A., Cole A., Seltmann R., Shatov V. Tectonic setting, characteristics andregional exploration criteria for gold mineralization in central Eurasia: the southern Tien Shan province as a key example. In: Goldfarb, R., Nielsen, R. (Eds.), Integrated Methods for Discovery: Global Exploration in Twenty-First Century // Economic Geology. Special Publication 9. 2002. P. 177–201.

  83. Zhang X., Spry P.G. Petrological, mineralogical, fluid inclusion and stable isotope studies of the Gies gold–silver telluride deposit, Judith Mountains, Montana // Econ. Geol. 1994. V. 89. P. 602–627.

  84. Zhou H.Y., Sun X.M., Lin H., Fu Y., Cook N.J. Nano- to micron-particulate goldhosted by magnetite: a product of gold scavenging by bismuth melts // Ore Geol. Rev. 2016. V. 79. P. 408–424.

  85. Zhao Y.M., Lin W.W., Zhang D.Q, Zhao G.H., Chen R.Y. Metasomatic Mineralization and Its Prospecting Significance. Beijing Science and Technology Press. Beijing. 1992. 156 pp. (in Chinese).

  86. Zhao Y.M., Lin W.W., Bi C.S., Zhang Y.N. The distribution and geological characteristics of auriferous skarn deposits in China // Mineral Deposits. 1997. V. 16. P. 193–203 (in Chinese with English abstract).

  87. Zonenshain L.P., Kuzmin M.I., Natapov L.M. Geology of the USSR: a plate-tectonic synthesis. Washington: American Geophysical Union, 1991. P. 442.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Геология рудных месторождений

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал