Мінералого–генетична модель золотого зруденіння саврансько–синицівської площі

Размещено на http://www.allbest.ru/

МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ УКРАЇНИ

ЛЬВІВСЬКИЙ НАЦІОНАЛЬНИЙ УНІВЕРСИТЕТ

імені Івана Франка

Львів - 2000

Дисертацією є рукопис

Актуальність теми. Значним досягненням українських геологів є відкриття протягом останніх років численних золоторудних об'єктів у межах Українського щита (УЩ). Одним з найбільш перспективних золоторудних районів є Саврансько-Синицівська зона Дністерсько-Бузького геоблока (ССЗ), в межах якої, окрім Майського родовища, відкрито ряд перспективних рудопроявів золота. При детальній вивченості особливостей їх геолого-структурної позиції і будови ряд питань (генезис золотого зруденіння в ретроградних чарнокіт-гранулітових комплексах, сингенетичність/епігенетичність рудної мінералізації, мінералогічна зональність у межах рудних зон, прекурсори зруденіння) залишаються слабо вивченими, що й зумовило проведення детальних мінералогічних досліджень даних об`єктів. Вирішення цих проблем сприятиме підвищенню ефективності пошуку золоторудних об`єктів у грануліт-амфіболітових комплексах щита.

Мета роботи - побудова мінералого-генетичної моделі формування золотожильних родовищ у високометаморфізованих комплексах порід.

Завдання досліджень: 1) визначення місця золоторудної мінералізації ССЗ у послідовності метаморфічних і постметаморфічних процесів; 2) вивчення особливостей мінералів рудних зон золоторудних об`єктів ССЗ, а саме: а) послідовності формування мінеральних парагенетичних асоціацій; б) типоморфних властивостей та онтогенезу мінералів; в) залежності мінерального складу руд від особливостей вмісних порід; г) умов перенесення й осадження золота; д) динаміки формування продуктивних ділянок в межах рудних зон; є) мінералогічної зональності в межах рудних зон; 3) встановлення генезису сульфідно-арсенідної і золотої мінералізації; 4) розробка нових пошукових критеріїв та ознак золотого зруденіння для родовищ золота в чарнокіт-гранулітових комплексах порід Українського щита.

Наукова новизна: 1) на основі мінералогічних досліджень визначено місце золото-сульфідної мінералізації в послідовності метаморфічних і постметаморфічних процесів формування ССЗ; 2) побудована схема формування мінералогічної зональності в рудних зонах проявів золота ССЗ; 3) визначено склад рудної асоціації та динаміка формування продуктивних ділянок в межах рудних зон; 4) визначена роль піротинової мінералізації як геохімічного бар'єру при осадженні золота для родовищ золота в метаморфізованих комплексах.

Практичне значення одержаних результатів. Дослідження, покладені в основу дисертаційної роботи, виконувалися в межах проекту 0198U004844 “Мінералого-генетичне моделювання родовищ золота, срібла і поліметалів України як основа прогнозування нових рудних об'єктів і технологічних властивостей руд” і фінансувався Грантом фонду Мак-Кінстрі Спілки Економічної Геології (SEG). Отримані автором результати досліджень рудної мінералізації використовуються геологами ПЗЕ № 46 КП "Кіровгеологія". Розроблені мінералогічні ознаки зруденіння доповнюють комплекс структурно-формаційних, петрографічних і мінералого-фізичних пошукових критеріїв, що дає змогу оперативно виділяти продуктивні ділянки в межах рудних зон золоторудних родовищ метаморфізованих комплексів.

Фактичний матеріал та особистий внесок здобувача. В основу роботи лягли результати польових і лабораторних досліджень, які виконані автором під час роботи за темою ГМ 349Б, а також протягом трьох років навчання (1996-1999 рр.) в стаціонарній аспірантурі під керівництвом доцента Л.З. Скакуна на кафедрі мінералогії геологічного факультету Львівського національного університету імені Івана Франка. При написанні дисертації автором використано результати досліджень колективу геологічного факультету ЛНУ (м. Львів) та ІГМР НАН України (м.Київ), проведено аналіз фондової та опублікованої літератури. На основі обробки матеріалів опису керну 120 свердловин Майського родовища і рудопроявів Савранський, Полянецький, Квітка автором відібрано близько 1000 проб для мінералогічних досліджень, в межах яких: а) проведено мінераграфічні дослідження 800 проб; б) протестовано магнітні властивості піротину методом магнітної порошкографії в 760 пробах, в) здійснено структурне травлення піритів - в 50, магнетиту - в 30, піротину - в 17 пробах. Автором виконано 130 мікрозондових і 25 рентгеноструктурних аналізів мінералів рудних зон, проведено дослідження термо-Е.Р.С магнетиту, сульфідів і арсенідів в 100 пробах. Детально вивчені типоморфні властивості піротину, магнетиту, халькопіриту та самородного золота. Побудовано схеми розподілу мінералів у рудних зонах Майського родовища та загальні схеми просторового розподілу типів рудної мінералізації в межах ССЗ. Встановлено умови осадження золота та динаміка формування продуктивних ділянок. Розроблено пошукові ознаки продуктивних ділянок рудних зон проявів золота ССЗ.

Особливості формування золоторудних об`єктів ССЗ охарактеризовані в роботах "Взаємовідношення метаморфічного та гідротермального процесів у формуванні Майського золоторудного родовища (Український щит)"; “Структурна та мінералогічна зональність Майського золоторудного родовища"; "The mineralogical criterion of correlation between metamorphic and hydrothermal processes during the Mayske lode-gold deposits forming”, “The mineralogenetic model of gold ores formation of the Savransko-Sinitsovska ore zone (Ukrainian Shield)”.

У статтях "Співвідношення гексагонального та моноклінного піротинів в рудних зонах Майського золоторудного родовища”, “Піротин в рудних зонах Майського золоторудного родовища: особливості складу та місце в процесі рудоутворення” та тезах “Роль пирротина в локализации золотого оруденения в метаморфических формациях Украинского кристаллического щита”, “Особенности пирротиновой минерализации и ее роль в формировании золотого оруденения месторождения Майское (Украинский щит)”, “Role of pyrrhotite in formation of gold mineralization in the Mayske deposit” охарактеризована роль піротину в процесі формування мінеральних парагенетичних асоціацій рудних зон і золоторудної асоціації.

Результати досліджень особливостей мінералів золоторудної асоціації викладені в статті “Самородне золото Майського золоторудного родовища” та роботах "Золотовмісні мінеральні асоціації Майського золоторудного родовища та механізм їх формування”; “Au-minerals zonality in ore bodies of the Mayske lode-gold deposits (Ukrainian Shield) as a result of chromatographic separation of elements”.

Апробація та впровадження результатів. Результати проведених досліджень було використано у науково-дослідному звіті по темі ГМ-349Б. Головні положення дисертаційної роботи доповідались на наукових семінарах кафедри мінералогії (1999 р.), звітних наукових конференціях геологічного факультету Львівського університету (1998-1999 рр.), а також на міжнародних конференціях "Сучасні проблеми геології, пошуків, розвідки та оцінки родовищ корисних копалин" (Москва, 1997), "Молодь та проблеми геології" (Томськ, 1998), "Precambrian gold in the Fennoscandian and Ukrainian Shields and related areas" (Трондхейм, Норвегія, 1999), “MinWien99” (Відень, Австрія, 1999), "Наукові основи прогнозування, пошуків та оцінки родовищ золота" (Львів, 1999).

Публікації. По темі дисертації опубліковано 12 робіт, які підготовлені самостійно та у співавторстві, з них 3 статті і 9 тез доповідей міжнародних конференцій.

Структура та об'єм роботи. Дисертація містить вступ, 6 розділів, висновки та список літератури з 236 найменувань, супроводжується 161 малюнком та 22 таблицями. Текстова частина викладена на 110 машинописних сторінках.

Користуючись можливістю, автор щиро дякує своєму науковому керівникові кандидату геол.-мін. наук., доценту кафедри мінералогії Л.З. Скакуну за постійну увагу, керування та творче надихання під час написання роботи.

Особливу подяку автор висловлює м.н.с. І.Є. Меркушину за постійну підтримку та консультації на всіх етапах роботи.

Автор вдячний доктору геол.-мін. наук, професору, завідувачу кафедри загальної геології А.О. Сіворонову, доктору геол.-мін. наук., професору кафедри корисних копалин О.Б. Боброву за консультації під час написання роботи та допомогу в проведенні польових робіт.

Написання даної роботи було б неможливим без допомоги співробітника ІГМР НАН України І.М. Бондаренко по проведенню мікрозондових досліджень. Автор вдячний за допомогу доктору геол.-мін. наук, професору кафедри мінералогії О.І. Матковському, канд. геол.-мін. наук, доценту каф. мінералогії А.А. Ясинській, доктору геол.-мін. наук, професору С.В. Нечаєву, канд. геол.-мін. наук І.Т. Бакуменко, науковому співробітнику В.О. Фаворову, науковому співробітнику О.Л. Побережській, науковому співробітнику С.В. Біруку, студенту М.В. Рожику та аспіранту О.В. Волошину.

Написання роботи стало можливим завдяки підтримці колег-виробничників КП “Кіровгеологія”: головного геолога підприємства О.Ф. Маківчука, головного геолога ПЗЕ № 46 В.М. Сергієнко, геолога ПЗЕ № 46 В.І. Погукая та багатьох інших, яким автор дякує за допомогу та надані матеріали

ЗМІСТ РОБОТИ

Розділ 1 "Постановка проблеми". Прояви золота ССЗ належать до золото-сульфідно-кварцевої групи формацій родовищ великих глибин із малосульфідними рудами золото-залізистого та золото-миш`якового типу (Петровська, 1973), або до метаморфогенних ультраметаморфічних постгранітизаційних родовищ (Белевцев, 1979). За основними характеристиками золоторудні об`єкти ССЗ відповідають мезозональним (мезотермальним) родовищам древніх щитів (Gebre-Mariam, 1997). Критичний огляд літератури свідчить про відсутність єдиної моделі формування золоторудних родовищ у ретроградних чарнокіт-гранулітових комплексах. При побудуванні мінералого-генетичної моделі формування золотого зруденіння ССЗ нами зроблена спроба визначити на основі комплексу мінералогічних досліджень ряд проблем, а саме: генезис та вік формування золоторудної мінералізації, фізико-хімічні параметри середовища мінералоутворення, форми перенесення та причини осадження золота з розчинів. Мінералого-генетична модель зруденіння являє собою синтез фактологічної моделі та теорій, які окреслюють основні моменти формування рудовмісних товщ і руд. Для родовищ із багатоетапною складною історією формування неможливо охарактеризувати адекватно весь процес в цілому, тому фактологічна модель побудована на основі досліджень особливостей мінеральних парагенетичних асоціацій рудних зон і характеру співвідношення рудних мінералів із складовими рудовмісних товщ. Основою для генетичних побудов слугують результати численних експериментальних робіт, із якими проводиться узгодження отриманих результатів досліджень реально існуючих мінеральних парагенезисів. Попередніми дослідниками встановлено, що формування золотої мінералізації відбувалося після завершення процесів метаморфічної трансформації вмісних порід. Мінеральні асоціації, що сформувалися після етапу метаморфізму, ми будемо називати гідротермальними, або постметаморфічними. З метою виділення економічно важливої частини постметаморфічної мінералізації для мінералів золовмісної асоціації (самородне золото, самородний вісмут, пірит-ІІІ, халькопірит, сидерит) в подальшому використовуються терміни “мінерали продуктивної асоціації”, “рудна мінералізація”, “рудна парагенетична асоціація”.

Розділ 2 "Загальні риси золоторудних об`єктів Українського щита". З відкриття геологами КП “Кіровгеологія” Держкомгеології України в 1991 р. Майського родовища почався етап планомірного пошуку золоторудних об`єктів на території Українського щита, значний внесок у дослідження яких зроблено колективами ІГМР НАН України (м.Київ) і геологічного факультету ЛНУ (м. Львів).

Для золоторудних об`єктів УЩ виділяється ряд загальних рис: а) локалізація родовищ у середовищах, сприятливих для руху флюїдів; б) контрастний склад вмісних порід; в) просторовий або генетичний зв`язок рудної мінералізації з плутонічними тілами; г) однорідний склад мінеральних асоціацій рудних зон (піротин, пірит, халькопірит, самородні золото, вісмут і срібло, карбонати); д) залежність потужності рудних зон і ділянок навколорудного метасоматозу від ступеню метаморфізму вмісних порід. Однотипність характеристик родовищ в різних геодинамічних умовах наводить на думку про єдиний механізм формування золотого зруденіння у метаморфізованих комплексах УЩ.

ССЗ являє собою субмеридіонально орієнтовану структурну ділянку довжиною 80-100 км і шириною до 16 км у північно-східній частині Дністерсько-Бузького геоблока. Особливості будови ССЗ зумовлені розташуванням її на стику Дністерсько-Бузького, Росин-сько-Тикічського та Кіровоградського геоблоків. Протягом пізньорхейського-протерозойського етапів для ССЗ були притаманні індивідуальні особливості режиму тектонічного розвитку та супутніх ендогенних процесів. Гранулітові утворення побузького чарнокіт-гранулітового структурно-формаційного комплексу змінені накладеними процесами діафторезу та гранітизації в умовах амфіболітової фації. Розташування золоторудних об`єктів в межах ССЗ (Майське родовище, рудопрояви Чимерпольський, Савранський, Полянецький, Глибочек, Капустянський) контролюється зонами з`єднання діагональних і субмеридіональних розломів. Вмісні комплекси представлені перешаруванням амфіболітів, кристалосланців і гнейсів із підпорядкованою кількістю кальцифірів і скарнів. Серед суперкрустальних утворень широко розвинені мігматити, плагіограніти, пегматоїдні граніти. Рудні зони приурочені до ділянок порід контрастного складу; часто з одного боку вони обмежені мілонітизованими кварц-плагіоклаз-біотитовими породами, з другого - пачками мафіт-метаультрамафітів. Руди формуються по олігоклаз-кварц-біотитових метасоматитах, в межах яких розвиваються кілька зближених смуг із підвищеним вмістом сульфідів (до 3-8 % порівняно з 0,1-1 % в безрудних зонах) і карбонатів. Навколорудні зміни проявлені слабко та представлені тонкими (1 мм-10 см) зонами розвитку калішпату, цеолітів, гематиту та карбонатів.

У розділі 3 "Мінеральний склад рудних тіл" охарактеризовано особливості мінералів рудних зон золоторудних об`єктів ССЗ. Руди мають вкраплено-тонкопрожилкову структуру; сульфіди та карбонати виповнюють мережу тріщин крихких деформацій, розвиваються по магнетиту та по спайності в біотиті. Вміст сульфідів та карбонатів складає 3-8 %, порівняно з 0,1-1,0 % в безрудних ділянках.

Оксиди та гідроксиди в межах рудних зон представлені магнетитом, хромшпінелідами, ганітом, уранінітом, ільменітом, рутилом, анатазом, гематитом, гетитом. Магнетит розвинений як в рудних метасоматитах, так і в навколорудних породах. У скарнах та амфіболізованих ортопіроксенових різновидах метаультрамафітів магнетит-кварцові смуги розвиваються по амфібол-піроксенових складових. Дрібні зерна магнетиту розвиваються по тріщинах в олігоклазі та гранаті. В асоціації з магнетитом спостерігаються хромшпінеліди, ганіт. Травлення виявило продукти розпаду твердих розчинів у магнетитових агрегатах. У поодиноких випадках в асоціації з магнетитом зустрічається уранініт. На ділянках розвитку сульфідної мінералізації в асоціації з гексапіротином поширений ільменіт. Рутил формує сітку дрібних (1-4 мкм.) округлих або голчастих виділень в ільменіті, іноді симплектитові агрегати рутилу та піриту-ІІ в ільменітовій матриці. Дрібні виділення рутилу заміщуються анатазом. В складі золоторудної асоціації зустрічається гематит, в агрегатах дисульфідизації гексапіротину- гетит.

Арсеніди та сульфоарсеніди нікелю та кобальту. Арсенідні мінерали тяжіють до рудних зон, розташованих серед кальцифірів, скарнів та амфіболізованих ортопіроксенових різновидів метаультрамафітів. В складі руд нами виявлено льолінгіт, арсенопірит, пентландит, герсдорфіт, нікелін, маухерит, глаукодот, кобальтин, мілерит, бравоїт. Найбільш раннім мінералом є льолінгіт, який спостерігається в тріщинах крихких деформацій у магнетиті разом із гексапіротином. Льолінгіт найчастіше зустрічається у вигляді кородованих реліктів в арсенопіриті. Пентландит утворює полум`яподібні виділення та прожилки в гексапіротині; на ділянках із значним вмістом пентландиту він заміщується арсенідами та сульфоарсенідами нікелю та кобальту (нікеліном, герсдорфітом, глаукодотом, маухеритом, мілеритом, кобальтином). В агрегатах дисульфідизації релікти пентландиу зустрічаються в бравоїті.

Сульфідні мінерали є основними складовими рудних зон ССЗ. Сульфіди представлені головним чином гекса- та клінопіротином, піритом, халькопіритом; у підкореній кількості розвинені молібденіт, марказит, сфалерит, галеніт, кубаніт, смайтит. Гексапіротин є постійним мінералом рудних зон. Його вміст становить 0,1-70,0 об. % від загальної кількості мінералів рудних зон. Гексапіротин виповнює тріщини крихких деформацій у силікатній матриці та магнетиті; часто магнетит залишається лише у вигляді реліктів у гексапіротині. У рудних зонах Чимерпольського та Савранського рудопроявів разом із гексапіротином розвинений графіт. Вміст Fe в гексапіротині становить 46,6-45,5 ат. %; Co 0,04-0,07 ат. %; Ni 0,01-0,44 ат. %. По гексапіротину розвиваються пірит-І, халькопірит-І, пентландит. Частка гексапіротину зазнає дисульфідизації з формуванням дисперсних агрегатів, в склад яких входять смайтит, мельніковіт-пірит, гетит, сульфіти та тіосульфати заліза. Клінопіротин поширений в складі золоторудної асоціації. Він розвивається по краях і тріщинах в гексапіротині, іноді повністю його заміщуючи. Вміст заліза в клінопіротині на 0,5 ат. % менше, ніж в гексапіротині, який він заміщує. В зонах розвитку сульфідної мінералізації спостерігається три генерації піриту. Пірит-І зустрічається у вигляді крупних (до 1 см) субідіоморфних та ідіоморфних метакристалів в агрегатах гексапіротину та магнетиту. Пірит-ІІ утворює масивні агрегати, що повторюють форму гексапіротинових виділень; спостерігаються поступові переходи від ділянок із коломорфною будовою, складених продуктами дисульфідизації гексапіротину, до пірит-ІІ-марказитових зернистих утворень. Структурне травлення виявило неоднорідну будову агрегатів піриту-ІІ. Центральні частини агрегатів складені скупченням дрібних (1 мкм.) скелетних кристалів із блоковим заростанням граней, крайові - кубічними кристалами зональної будови розміром 1-5 мкм. Пірит-ІІІ асоціює з клінопіротином, халькопіритом-ІІ та самородним золотом. Він утворює друзові агрегати кубічних кристалів розміром 1-3 мкм. по краях виділень піриту-І та -ІІ або виповнює тріщини в кварці. Халькопірит представлений двома генераціями. Халькопірит-І утворює облямівки на границі гексапіротину та піриту-І. В крупних виділеннях халькопіриту-І спостерігаються пластинки кубаніту. Халькопірит-ІІ зустрічається разом із мінералами продуктивної асоціації, утворюючи крупні ксенобласти та нитковидні виповнення тріщин в кварці. Молібденіт поширений в істотно кварцових ділянках рудних зон. Найчастіше він асоціює з піритом-І та -ІІ. Вміст сфалериту і галеніту складає 0,001-2 об. % від загальної кількості мінералів рудних зон. Сфалерит асоціює з гекса- та клінопіротином, халькопіритом-І, піритом-І та -ІІ.

Самородні елементи та мінерали золота, вісмуту і срібла. Самородне золото розвивається переважно по піротину, повністю заміщуючи дрібні його виділення в сульфідах і тріщинах у породі. Золото утворює плівки, луски, дендрити, подекуди ідіоморфні кристали та двійники. Дрібні (0,1-15,0 мкм.) зерна самородного золота мають однорідну будову; в більш крупних виділеннях спостерігаються структури перекристалізації - центральні частини мають масивну, а крайові - розщеплену, ямчасту, дендритну будову. Крупні золотини характеризуються масивною або дендритною будовою. Кількість та розмір золотин залежать від складу рудного агрегату, насамперед, від співвідношення первинної кількості гекса- та клінопіротину Розмірність золотин коливається в межах однієї проби від 0,0001 до 5,0 мм, співвідношення дрібних і крупних зерен становить 4:1. Пробність золота коливається в межах 898-990; 79 % золота високопробне (940-990). На ділянках із високим вмістом халькопіриту зустрічається аурикуприт. Самородний вісмут зустрічається на ділянках із підвищеним вмістом золота, утворюючи тонкі проростання з самородним золотом. В крупних агрегатах вісмуту спостерігаються дрібні (1-5 мкм.) проростання кварцу. В асоціації з самородним вісмутом розвинений вісмутин. В агрегатах зростання золота й вісмуту ідентифіковано мальдоніт, жозеїт-В. Попередні дослідники (Нечаєв, 1997) відмічають наявність самородного срібла, електруму, самородниого телуру, геситу, калавериту, телуровісмутиту.

Нерудні мінерали. Перекристалізації або новоутворення мінералів вмісних метасоматитів, сингенних процесам формування мінералізації рудних зон, не спостерігається. Кварц в рудних зонах гранулярний, інтенсивно мілонітизований до формування ламінарних структур. Тріщини в кварці виповнені сульфідами, самородним золотом. За виключенням мікронних проростань кварцу в самородному вісмуті, новоутворень кварцу, сингенних формуванню мінералізації рудних зон, немає. В складі продуктивної асоціації поширені сидерит, хлорит, змішаношаруваті силікати типу іліт-смектит. Дані мінерали кородують сульфіди та виповнюють тріщини в породі. Навколо сульфідизованих тріщин із золотом формуються 0,1-10,0-мм зони розвитку альбіту, мікрокліну, гематиту, цеолітів. Післярудні тріщини виповнені коломорфними агрегатами хлориту, кальцитом, флюоритом.

У Розділі 4 ”Особливості формування вмісних порід і руд Саврансько-Синицівської рудної зони” розглядається послідовність формування вмісних комплексів і мінеральних парагенезисів рудних зон.

Співвідношення метаморфічних і постметаморфічних проце-сів в ході формування золоторудної мінералізації ССЗ. Генезис рудної мінералізації визначався на основі досліджень особливостей співвідношень мінералів вмісних порід із мінералами рудних зон. Вікові взаємовідносини мінералів визначались із врахуванням ступеню та характеру їх деформованості. Систематичні дослідження вказують на наявність трьох комплексів мінералів, що різко відрізняються за даними ознаками. Агрегати мінералів першого комплексу (кварц, мікроклін, амфіболи та піроксени, біотит) зазнали рекристалізації та пластичних деформацій. Мінерали другого комплексу (олігоклаз-альбіт, турмалін, гранат, кордієрит, магнетит) несуть сліди слабких крихких деформацій. Мінерали рудних зон (сульфіди, арсеніди, карбонати, золото) не несуть слідів деформацій і лише зрідка розбиті мікро-тріщинами. Процес формування золоторудних об`єктів ССЗ поділяється на етапи: а) гранулітового метаморфізму; б) гранітизації на фоні ретроградного амфіболітового метаморфізму та пластичних деформацій, в ході якого відбувалося формування товщі амфіболітів, кристалічних сланців, гнейсів, скарнів, пегматитів і мігматитів; в) інтенсивних деформацій із формуванням зон мілонітів по всіх типах порід; г) олігоклазового бластезу та розвитку асоціації гранат-кордієрит-біотит-олігоклаз-турмалін-кварц-магнетит із формуванням олігоклаз-кварц-біотитових метасоматитів; д) крихких деформацій та розвитку сульфідно-карбонатної мінералізації з самородним золотом. Мінералізація рудних зон проявів золота ССЗ має формальні ознаки синметаморфічного походження: відсутність видимих навколорудних змін, жил та прожилкової мінералізації; низький вміст сульфідів; поширеність піротину, магнетиту, рутилу, ганіту; наявність метаморфічних парагенезисів (силіманіт-гранат-кордієрит-біотит та магнетит-шпінель-ільменіт) у складі рудовмісних метасоматитів. Однак характер співвідношень мінералів рудних зон із складовими вмісних порід свідчить про постметаморфічну природу рудної мінералізації. Розвитку рудних зон передували тектонічні дислокації, що призвели до появи сітки тріщин крихких деформацій в усіх породних різновидах; максимальний розвиток крихкої тріщинуватості спостерігається в олігоклазових метасоматитах. Циркуляція постгранітизаційних флюїдів по тріщинах викликає вилучення заліза зі складу залізистих амфіболів і піроксенів і формування магнетит-кварцової мінералізації. Розвиток магнетиту на завершенні метаморфічного етапу підтверджується: а) відсутністю у магнетитових агрегатах пластичних деформацій при наявності слідів пластичних деформацій у вмісних породах; б) відсутністю слідів кородування магнетиту породоутворюючими силікатами; в) розвитком магнетиту по тріщинах в гранаті та олігоклазі. Наявність ореолу магнетиту в зонах олігоклазового метасоматозу є важливим моментом у формуванні сульфідної і рудної мінералізації, оскільки по магнетиту формується ранній постметаморфічний мінерал - гексапіротин. Формування мінералів сульфідних і рудного парагенезисів відбувалося по тріщинах крихких деформацій без змін породоутворюючих мінералів Доказами постметаморфічної природи золото-сульфідно-карбонатної мінералізації є: а) відсутність слідів пластичних деформацій в сульфідно-карбонатних агрегатах; б) відсутність кородування мінералів рудовмісних порід сульфідами та заміщення сульфідів мінералами вмісних порід; в) поширеність у рудах продуктів дисульфідизації та марказиту; г) розвиток в асоціації з самородним золотом змішаношаруватих силікатів типу іліт-смектит, цеолітів; друз піриту-ІІІ; наявність дендритів золота.

Вік рудної мінералізації ССЗ. Абсолютний вік формування амфіболіт-гнейсових комплексів ССЗ, визначений за цирконом уран-свинцевим методом, становить 2,7 млрд. років (Маківчук та ін. 1999), гранітизація та формування лужних гранітоїдів датуються 2,4-2,3 млрд. років (Бобров та ін., 1999), становлення апліт-пегматоїдних гранітів - 2,02 млрд. років (Степанюк та ін., 1999). Абсолютний вік аналогічних гранітів Янішевського масиву, визначений прямим термоемісійним методом за співвідношенням ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb у цирконі, складає 1,96 млрд. років (Ярощук та ін., 1996). Вік рудної мінералізації, визначений за співвідношенням ¹⁸⁷Re/¹⁸⁷Os у молібденіті, складає 2,06 млрд. років (Stein, 1998), що відповідає моменту формуваня пегматитових тіл. Однак наші дослідження беззаперечно свідчать про формування молібденіту після становлення пегматитових тіл в асоціації з мінералами постметаморфічних парагенезисів. В експериментальних роботах (Suzuki, 2000) відмічається завищення віку рудної мінералізації, визначеного за молібденітовим геохронометром внаслідок зміни співвідношення ¹⁸⁷Re/¹⁸⁷Os під дією гідротермальних розчинів. Нами встановлено сліди рекристалізації молібденіту під час формування золоторудної асоціації. Таким чином, ми з достовірністю можемо вказувати тільки нижню границю зруденіння (2,04-2,06 млрд. років), що відповідає моменту формування пегматитових утворень ССЗ.

Постметаморфічні мінеральні парагенетичні асоціації та послідовність мінералоутворення. Для мінералізації рудних зон проявів золота ССЗ характерна успадкованість простору при послідовному заміщенні ранніх постметаморфічних мінералів більш пізніми. Послідовність формування постметаморфічних мінеральних асоціацій золоторудних проявів ССЗ: 1) гексапіротин+ільменіт (±льолінгіт, графіт); 2) пірит-І+халькопірит-І+пентландит+молібденіт (±арсенопірит, нікелін, герсдорфіт, глаукодот, кубаніт, шеєліт); 3) продукти дисульфідизації піротину+пірит-ІІ+марказит+сфалерит (±рутил, галеніт, смайтит, бравоїт, мілерит, віоларит); 4) а) клінопіротин+пірит-ІІІ+сидерит+змішаношаруваті силікати типу іліт-смектит+пізній калiшпат+ +гематит+цеоліти+самородне золото; б) халькопірит-ІІ+самородне золото+самородний вісмут+вісмутин; в) телуриди+самородне срібло+аурикуприт; 5) пірит-ІV+кальцит +хлорит+флюорит.

Складові гексапіротин-льолінгітової асоціації (гексапіротин, ільменіт, льолінгіт, графіт) є найбільш ранніми постметаморфічними мінералами. Початковий етап формування постметаморфічної мінералізації характеризується виразною дивергенцією As-S. Якщо сульфідна мінералізація тяжіє до полів мігматитів, то арсенідна формується на ділянках кальцифірів, скарнів, кордієрит-гранатових сланців. Ця початкова мінералогічна зональність зумовлює подальший розвиток сульфідних або арсенідних парагенезисів. Найбільш раннім постметаморфічним мінералом є гексапіротин. Склад гексагопіротину (Fe_0.94S-Fe_0.90S) за межами поля стабільності піриту відповідає температурам 600-500°С. Розвиток гексапіротину по магнетиту супроводжується вивільненням титану зі складу магнетиту та формуванням ільменіту, а також графіту на ділянках із збереженням кальцифірів.

Пірит-арсенопіритова асоціація (пірит-І, арсенопірит, пентландит, халькопірит-І, кубаніт, молібденіт, шеєліт) формується в умовах зниження температур (500-450°С) при зростаючій активності сірки. Мінерали даної асоціації розвиваються шляхом заміщення гексапіротинової матриці, що підтверджується зворотною кореляцією між кількістю гексапіротину та сульфідів. Розвиток піриту відбувається шляхом зустрічної дифузії заліза та сірки, що призводить до різкого зростання дефіциту заліза в гексапіротині (до 0,13-0,17). В арсенідних асоціаціях льолінгіт заміщується арсенопіритом. Вміст пентландиту, що заміщує гексапіротин, в арсенідних парагенезисах значно перевищує вміст пентландиту в сульфідних рудах. На ділянках із високим вмістом пентландиту він заміщується нікеліном, герсдорфітом, глаукодотом.

В склад пірит-сфалеритової асоціації входять агрегати дисульфідизації гексапіротину, пірит-ІІ, марказит, рутил, сфалерит, галеніт, смайтит, бравоїт, мілерит, віоларит. Дисульфідизація гексапіротину розвивається локально. Наявність в складі продуктів дисульфідизації сульфітів і тіосульфатів заліза, гетиту вказує на низькотемпературний режим мінералоутворення. Розвиток по пентландиту бравоїту, мілери-ту, віолариту також демонструє низькотемпературний режим розчинів. Перекристалізація дисперсних продуктів дисульфідизації відмічає зростання температур. В результаті самоорганізації коломорфних агрегатів відбувається формування скелетних мікрокристалів піриту; подальший розвиток процесу призводить до блокового заростання граней скелетів, укрупнення зерен із формуванням пірит-ІІ-марказитового агрегату. Ефективного впливу процесів дисульфідизації та формування парагенезису пірит-ІІ-марказит на склад гексапіротину не виявлено. Фугітивність сірки в рудних зонах буферується мінеральними парами піротин-пірит і пірит-гематит. Коливання залізистості сфалериту відображує режим сірки в системі.

Формування клінопіротин-халькопіритової асоціації з самородним золотом (клінопіротин, пірит-ІІІ, сидерит, змішаношаруваті силікати типу іліт-смектит, пізній калішпат, гематит, цеоліти, самородне золото, халькопірит-ІІ, самородний вісмут, вісмутин, телуриди, самородне срібло, аурикуприт) за комплексом ознак (кокардові та друзові агрегати піриту-ІІІ, дендрити самородного золота; розвиток карбонат-гідрослюдистих агрегатів) відбувалося в типово гідротермальних умовах. Відсутність видимих навколорудних змін вказує на врівноваженість рудних розчинів із рудовмісними кварц-польовошпатовими породами; локально проявлена взаємодія розчинів із вмісними породами відображується у альбітизації плагіоклазу, розвитку мікрокліну, цеолітів, гематиту. Рудні розчини викликають трансформацію гексапіротин.->клінопіротин; температура даного процесу не перевищує 273°С (Desborought, Carpenter, 1965; Sugaki, 1977). Враховуючи, що температура формування рудного парагенезису обмежується полем стабільності клінопіротину, а окисно-відновний потенціал близький до потрійної точки пірит-піротин-магнетит, ми вважаємо, що золото переносилося у вигляді гідросульфідних комплексів вуглекислотними розчинами з підвищеним окисним потенціалом.

Вивільнення Fe²⁺ у процесі заміщення гексапіротину клінопіротином призводить до руйнування гідросульфідних комплексів золота, осадження піриту-ІІІ та самородного золота. Лавиноподібний характер формування клінопіротину веде до сильного перенасичення розчину та формуванням великої кількості дрібних зерен і дендритів самородного золота низької пробності. Пересиченість розчинів відносно золота досягає максимального значення при 20-30 об.% клінопіротину; подальший розвиток процесу призводить до зменшення нерівноважності системи та збірної перекристалізації самородного золота. Інтенсивне осадження халькопіриту викликає перевідкладення золота, що проявляється в очищенні золота від домішок, зменшенні кількості золотин при зростанні їх розміру, заростанні дендритів із формуванням масивних агрегатів. Розвиток самородного вісмуту, вісмутину, телуридів вісмуту та золота, аурикуприту відбувається шляхом заміщення самородного золота та сульфідів.

Мінерали післярудної асоціації (пірит-ІV, кальцит, хлорит, флюорит) формуються під дією післярудних низькотемпературних гідротермальних розчинів. Пірит-ІV заміщує сульфіди, біотит, плагіоклаз, обростає хлоритом і кородується кальцитом. Найбільш пізніми гідротермальними утвореннями є флюорит-кальцитові прожилки.

У розділі 5 “Мінералогічна зональність у рудних зонах золоторудних об`єктів ССЗ” розглядаються закономірності розподілу типів постметаморфічної мінералізації в межах СЗЗ, просторове положення рудних зон та розподіл постметаморфічних мінеральних асоціацій у рудних ділянках. Формування рудних зон контролюється речовинним складом та фільтраційними особливостями вмісних товщ. В межах ССЗ виділяються два типи постметаморфічної мінералізації. На ділянках з переважанням в розрізі кальцифірів, скарнів та апоскарнових порід спостерігається формування арсенідної постметаморфічної мінералізації; вміст золота в даному типі руд незначний. Ділянки інтенсивної гранітизації та діафторезу гранулітових утворень характеризуються контрастним складом порід від метаультрамафітів до гнейсів з переважанням гнейсів різної гліноземистості. На даних ділянках переважає сульфідно-карбонатна золоторудна мінералізація.

Ділянки інтенсивно мілонітизованих порід, що обмежують рудні зони, є довгоживучими каналами руху флюїдів, вздовж яких відбувається розвиток олігоклазового бластезу з утворенням олігоклаз-кварц-біотитових метасоматитів. По метасоматитах, в силу особливостей їх складу та реологічних властивостей, відбувається інтенсивний розвиток крихкої тріщинуватості та формування сульфідно-карбонатної і рудної мінералізації. Наявність на контакті з олігоклазовими метасоматитими високозалізистих порід забезпечує розвиток магнетиту, а потім гексапіротину. Наявність останнього є основним фактором формування золоторудної мінералізації.

Об'ємне мінералогічне картування, проведене в межах Майського родовища, дозволило реконструювати картину формування постметаморфічної мінералізації. Поле розвитку гексапіротину повторює контури головних рудних зон і демонструє існування довгоіснуючих каналів руху флюїдів, що контролювали формування олігоклазових метасоматитів і розвиток по них постметаморфічної мінералізації. Поле розвитку гексапіротину розбивається на дві частини зонами формування халькопіриту та сидериту; золота мінералізація розвивається на пересіченні піротинового і халькопіритового полів. Конфігурація полів карбонат-халькопіритової мінералізації демонструє появу нових каналів руху флюїд перед привнесенням золоторудних розчинів.

Вивчення будови рудних зон проявів золота ССЗ підтвердили загальний характер просторового розподілу постметаморфічних асоціацій в їх межах. Периферичні частини рудних зон складені гексапіротином із підкореною кількістю магнетиту. В напрямку до центральних частин рудних тіл спостерігається зменшення вмісту гексапіротину з відповідним наростанням вмістів піриту-І та піриту-ІІ. Ділянки розвитку піриту-І та -ІІ є непродуктивними. Золота мінералізація контро-люється зонами збереженості піротину, при чому самородне золото розвивається тільки на границях переходу гексапіротину в клінопіротин. Разом із самородним золотом уздовж границі переходу розвинені пірит-ІІІ, халькопірит, сидерит. Ділянки з максимальною концентрацією золота займають фронтальне положення в метасоматичній колонці між зонами гексапіротину та халькопіриту.

На основі цього виділяється послідовний комплекс пошукових ознак золотого зруденіння. В межах товщі перспективними зонами є олігоклаз-кварц-біотитові метасоматити, обмежені з одного боку зонами мілонітизації, з другого - породами мафіт-ультрамафітового складу. В межах рудних зон перспективними ділянками є тріщинуваті олігоклазові метасоматити з сульфідно-карбонатною мінералізацією; в полі розвитку сульфідів продуктивні ділянки виділяються в зонах переважання клінопіротин-халькопіритової мінералізації.

У розділі 6 “Мінералого-генетична модель золотого зруде-ніння Саврансько-Синицівської зони” наводиться генералізована модель формування золотожильної мінералізації в грануліт-амфіболітових комплексах ССЗ. Достовірне визначення умов етапів первинного накопичення речовини та гранулітового метаморфізму не представляється можливим внаслідок повної переробленості гранулітових утворень пізнішими процесами. Подальша еволюція зони та формування золоторудних родовищ в її межах в першу чергу визначається особливостями тектонічного режиму. Більшістю дослідників відмічається важлива роль апліфту при формуванні золоторудних провінцій (Phillips, 1990, Cameron, 1993, Craw, 1996). Особливості складу та будови вмісних комплексів ССЗ вказують на формування даної ділянки земної кори в умовах інтенсивних висхідних рухів. Апліфт товщі по зонах довгоіснуючих розломів в умовах високого теплового потоку ініціює розвиток процесів гранітизації, мігматизації та діафторезу гранулітових утворень. Інтенсивні тектонічні дислокації сприяють розвитку в породах ділянок, проникнених для руху рудних флюїдів. Поступове пониження тиску і температур, підтверджене результатами термобарогеохімічних досліджень, сприяє формуванню золотої мінералізації, оскільки інтервал формування золоторудних асоціацій є достатньо вузьким (300-200°С).

Мінералогічні дослідження вказують, що на всіх золоторудних об`єктах ССЗ формування сульфідно-карбонатної мінералізації з самородним золотом відбувалося в умовах циркуляції гідротермальних флюїдів по системі тонких тріщин крихких деформацій, які виникли після завершення метаморфічної трансформації вмісних порід. Встановлення умов формування золотої мінералізації ССЗ можливе при визначенні природи рудних розчинів, їх параметрів та причин осадження золота з розчинів. Сучасні дослідження підтверджують гетерогенне походження рудних флюїдів для більшості золоторудних родовищ у метаморфізованих комплексах (Cameron, 1993, Young, 1994). Безперечно, склад рудних флюїдів змінювався протягом всього процесу становлення вмісних комплексів (Ляхов та ін., 2000), саме тому виділити основне джерело рудогенеруючих розчинів - підкорові потоки, метаморфогенні та гранітизаційні флюїди, метеорні води не представляється можливим. Результати математичного моделювання вказують, що проходження флюїдного потоку через товщу порід із кларковими вмістами золота викликає мобілізацію більше 15 т. золота з блоку розміром 10х5х30 км (Anderson, 1983). Це дозволяє нам стверджувати, що джерелом рудного компоненту слугували породи вмісних комплексів.

Мінеральна термометрія та результати термобарогеохімічних досліджень вказують, що формування мінералів постметаморфічних асоціацій ССЗ відбувалося в умовах поступового зниження температур. Зміна оксидної мінералізації сульфідами вказує на зростання окисного потенціалу та фугітивності сірки. Верхня температурна границя формування постметаморфічної мінералізації визначається за складом гексагопіротину (600-500°С). Розвиток мінералів наступних сульфідних парагенезисів відбувався в умовах поступового зниження температур шляхом твердофазної трансформації, що вказує на низькі значення співвідношення розчин/порода. Розвиток процесу дисульфідизації гексапіротину вказує на привнесення в систему метеорних вод; склад продуктів дисульфідизації (сульфіти та тіосульфати заліза, мельніковіт-пірит, бравоїт, смайтит) відображує зниження температур на даному етапі до 180-170^оС (Kucha, 1999). Перекристалізація дисперсних продуктів дисульфідизації з формуванням пірит-марказитових агрегатів із сфалеритом і галенітом відповідає зростанню температур (>210^оС).

Етапу формування золоторудної мінералізації передували незначні тектонічні дислокації товщі, які відображуються в появі слабкої тріщинуватості в сульфідних агрегатах. Саме появою нової системи тріщинуватості пояснюється зміна напрямку руху рудних розчинів, що відображується в зміні конфігурації формування полів допродуктивної, гексапіротин-піритової, та продуктивної, клінопіротин-халькопіритової мінералізації, яка відмічалася в розділі 5.

Формування рудної асоціації характеризується зміною параметрів мінералоутворюючого середовища, що відповідає привнесенню нової порції розчинів. Верхня температурна межа формування золоторудної асоціації відповідає температурі формування клінопіротину (273°С); нижня температурна границя відмічається температурами формування самородного вісмуту (< 269^о С), змішаношаруватих силікатів типу іліт-смектит (< 178^о С). Відсутність розчинення кварцу при стабільності в системі марказиту свідчить про слабкокислий характер розчинів на початку формування рудної асоціації. Розвиток мінералів рудного парагенезису супроводжується зростанням лужності розчинів, ознакою чого є формування мікрокристалів кварцу по самородному вісмуту, розвиток сидериту, гематиту та цеолітів

Геохімічним бар`єром при формуванні золоторудної мінералізації слугував піротин. Гексапіротин є найбільш стабільною формою сульфіду заліза в умовах, що відповідають початку формування постметаморфічних парагенезисів. Розвиток сульфідної мінералізації викликає зміни складу гексапіротину, внаслідок чого привнесення в систему золотовмісних близьконейтральних вуглекислотних розчинів із підвищеним окисним потенціалом викликає перетворення гексапіротинклінопіротин шляхом переходу в розчин надлишкового заліза. Поступлення іонів Fe²⁺ в розчин викликає формування піриту-ІІІ і, як наслідок, зниження активності іонів HS^-, розпад гідросульфідних комплексів й осадження самородного золота.