научный журнал по геологии Геология рудных месторождений ISSN: 0016-7770

АНТОНОВ А.В., ДИСТЛЕР В.В., МОХОВ А.В., РОДИОНОВ Н.В., СЕРГЕЕВ С.А., ЮДОВСКАЯ М.А. — 2011 г.

На основе новых изотопно-геохимических данных рассматривается проблема условий и возраста формирования золотого месторождения Сухой Лог. Методом вторичной ионной масс-спектрометрии на приборе SHRIMP-II выполнены U-Pb-изотопные исследования циркона и монацита из богатых руд и вмещающих черных сланцев месторождения Сухой Лог. Две отчетливо различающиеся генерации монацита выделены на основе данных оптической и сканирующей электронной микроскопии, катодолюминисценции и микрорентгеноспектрального анализа. Монацит I представлен черными непрозрачными порфиробластами с микровключениями минералов метаморфических сланцев и имеет текстурные признаки до- и синкинематического образования. Монацит II распространен исключительно в пределах рудной зоны. Он представлен практически лишенными включений прозрачными кристаллами или образует каймы в монаците I. Обе генерации характеризуются широко варьирующими содержаниями редкоземельных элементов (РЗЭ). Порфиробластовый монацит I отличается низкими содержаниями Th (0.01–0.7 мас. % ThO2) и U, тогда как прозрачный монацит II содержит до 4 мас.% ThO2. Средневзвешенное значение U-Pb-изотопного возраста монацита I составляет 650 ± 8.1 млн. лет (СКВО = 1.6, n = 9) и может рассматриваться как возраст фазы метаморфизма или катагенеза. Значения U-Pb изотопного возраста синрудного монацита II попадают в интервал от 486 ± 18 до 439 ± 17 млн. лет. В рудах месторождения распространен циркон нескольких возрастных популяций с возрастом от 0.5 до 2.6 млрд. лет. Большая часть детритового циркона имеет пористые каймы обрастания, сложенные цирконом и реже – ксенотимом и насыщенные включениями минералов сланцев. Пики 206Pb/238U изотопных датировок наиболее распространенных популяций изученного циркона составляют 570 и 630 млн. лет и отражают возраст его новообразованных метаморфогенных фаз. Дискордантные значения изотопного возраста указывают, что нарушение U-Th-Pb-изотопной системы в древних детритовых цирконах произошло около 470–440 млн. лет назад, что хорошо согласуется со значениями изотопного возраста монацита II, а также с Rb-Sr-датировкой по валовым пробам черных сланцев месторождения 447 ± 6 млн. лет. Новые данные подтверждают наложенный характер золото-кварц-сульфидного оруденения месторождения. Черные сланцы хомолхинской свиты Бодайбинского синклинория были метаморфизованы в течение длительного периода времени с возрастом пиков метаморфизма и катагенеза около 570 и 650–630 млн.лет. Рудообразующий высокотемпературный процесс, возможно связанный с невскрытым гранитоидным массивом, проявился 450–440 млн. лет назад, что на 200 млн. лет позже событий зеленосланцевого метаморфизма. Герцинский гранитоидный магматизм (320–270 млн. лет) не оказал существенного воздействия на U-Th-Pb-изотопную систему в акцессорных минералах из руд месторождения и не мог быть основным источником рудообразующих флюидов.

ПРОКОФЬЕВ В.Ю., СМИРНОВ С.З. — 2011 г.

КРИВОЛУЦКАЯ Н.А. — 2011 г.

Статья посвящена одной из актуальных проблем образования уникальных Pt-Cu-Ni-месторождений – определению времени внедрения рудоносных расплавов в процессе эволюции траппового магматизма в Норильском районе. Существующие современные модели формирования оруденения рассматривают становление рудоносных интрузивов либо в условиях закрытой (как продукт самостоятельного магматического импульса), либо в условиях открытой магматической системы, где интрузивы представляют собой части подводящих каналов для лав на поверхность. В обоих случаях важную роль для генетических построений играют состав исходной магмы, содержания в ней летучих компонентов, роль ассимиляции вмещающих пород в образовании руд и др. Взаимоотношения лав и интрузивов рассмотрены в статье на примере Южно-Масловского интрузива, который прорывает породы надеждинской свиты. Никаких геологических свидетельств связи лав с интрузивами не установлено. По геохимическим особенностям пород туфо-лавовой толщи (содержаниям Ti, отношениям Gd/Yb, La/Sm в породах и другим параметрам), полученным для разреза вулканитов на северном берегу оз. Лама, и Масловских интрузивных пород, продемонстрированы их существенные отличия. Сделан вывод об образовании норильский месторождений в результате внедрения самостоятельной порции магмы в посленижненадеждинское время. Состав расплава, определенный с помощью изучения магматических включений в оливинах, соответствовал толеитовому базальту повышенной магнезиальности (до 7–8 мас. % MgO), с содержанием Н2 до 1 мас. %, Cl до 0.3 мас. % и был недосыщен серой. Флюидный режим траппового магматизма не имел аномальных черт – флюид имел водно-углекислый состав. Расплавы, сформировавшие рудоносные и безрудные массивы, были близки по концентрациям летучих компонентов. Распределение главных и редких элементов в породах в области контакта интрузива с породами нижней части надеждинской свиты, характеризующейся высокими по сравнению с габброидами отношениями (La/Sm)n (2.8–... 2.3 и 1.3... 1.6) свидетельствует о том, что процесс контаминации исходным расплавом имел место либо в узкой (1 м) приконтактовой зоне, либо отсутствовал. Впервые полученные данные по составам изотопов стронция ((87Sr/86Sr)251 = 0.7089) и свинца (206Pb/204Pb) = 20.877–24.528 в ангидритах подтверждают вывод о том, что ассимиляционные процессы не играли существенной роли в фoрмировании пород и руд in situ. Исходя из составов пород рудоносных интрузивов, их изотопных характеристик, составов расплавных включений в оливинах, предполагается, что главным источником рудоносных магм служили породы нижней коры.

ГУСЕВ Н.И. — 2011 г.

Калгутинская рудно-магматическая система (РМС) в Горном Алтае содержит промышленное редкометально-вольфрам-молибденовое оруденение молибден-порфирового, грейзенового и жильного типов. Приводятся определения возраста циркона U-Pb-методом в локальном варианте (SHRIMP II) в девяти пробах магматических пород Калгутинской РМС, которые сопровождаются анализами (силикатным, ISP-MS, ISP-AES) химического состава основных разновидностей пород. Для биотитовых порфировидных гранитов главной фазы Калгутинского массива конкордантное значение возраста 207.5 ± 1.7 млн. лет (СКВО = 0.034). По дайкам лейкогранитового восточно-калгутинского комплекса получен конкордантный возраст: для эльванов – 204 ± 2 млн. лет (CКВО = 065), для ультракалиевых риолит-порфиров – 200.8 ± 1.1 млн. лет (СКВО = 0.72). Двуслюдяные и мусковитовые лейкограниты Восточного штока по двум определениям: 195 ± 2.7 млн. лет (СКВО = 0.076) и 193.1 ± 2.1 млн. лет (СКВО = 0.0009) значимо моложе главной фазы Калгутинского массива и даек восточно-калгутинского комплекса. Таким образом, возраст чиндагатуйского комплекса (представленный в данном случае главной фазой Калгутинского массива) и дайкового восточно-калгутинского комплекса является позднетриасовым. Двуслюдяные лейкограниты Восточного, Жумалинского и других штоков, вероятнее всего, относятся к раннеюрскому (алахинскому) комплексу редкометальных гранитов. Наложение грейзенового оруденения на дайки эльванов и онгонитов может быть обусловлено более поздним внедрением раннеюрских рудогенерирующих двуслюдяных и мусковитовых гранитов. В фундаменте Калгутинской очаговой структуры, судя по ксенокристаллам циркона в гранитах, можно предполагать наличие мезопротерозойских магматических пород с возрастом 1.5 млрд. лет и продуктов размыва пород с возрастом 1.7 и 2.5 млрд. лет, что является веским аргументов в пользу наличия блоков древней континентальной коры в юго-западной части Алтае-Саянского региона.

КАНИЩЕВ А.И., МАМЕДОВ В.И., ЧАУСОВ А.А. — 2011 г.

Установлено, что среднемиоценовые водно-осадочные континентальные отложения серии Сангареди в западных районах бокситоносной провинции Фута Джалон-Мандинго ранее имели более широкое распространение. Мощность их в осевой части главных дренажных систем (Палеокогон, Палеотомине и др.) достигала 150 м. Под ними к концу среднего миоцена были погребены нижние (раннемиоценовые) ступени рельефа, сформированные на I фазе неотектонического этапа развития региона. Установлено, что отложения серии Сангареди подверглись существенным эпигенетическим изменениям в глеевой геохимической обстановке с выносом железа и обелением пород. Этот маложелезистый и высокоглиноземистый субстрат на II фазе неотектонического поднятия и расчленения снова подвергся латеритному выветриванию с образованием уникальных бокситов, выделенных в осадочно-латеритный класс. Обелению и латеритизации подверглись и залегающие ниже коренные породы. По ним также образовались высококачественные бокситы с гелеморфной (криптокристаллической) структурой, массивной фарфоровидной или оолитовой текстурами. Они выделены в инфильтрационно-метасоматический класс. Оба класса бокситов имеют высокое качество и большую промышленную значимость.

SOKOLOVA E.V. — 2010 г.

In a group of minerals of reasonable complexity in which the structure topology is related but not identical, the general relation between structure topology and chemical composition is not known. This problem is of major significance. The structural hierarchy and stereochemistry are described for 27 titanium disilicate minerals that contain the TS (titanium-silicate) block, a central trioctahedral (O) sheet and two adjacent (H) sheets of [5]- and [6]-coordinated polyhedra and (Si2O7) groups and related delindeite. The TS block is characterized by a planar cell based on translation vectors, t1 and t2, with t1 5.5 and t2 7 A and t1 t2 close to 90°. The general formula of the TS block is A B M M (Si2O7)2X4 + n, where M and M = cations of the H and O sheets; MH = Ti (= Ti + Nb), Zr, Mn2+, Ca; MO = Ti, Zr, Mn2+, Ca, Na; AP and BP are cations at the peripheral (P) sites = Na, Ca, Ba; X = anions = O, OH, F; n = 0, 2, 4; the core part of the TS block is shown in bold and is invariant. Cations in each sheet of the TS block form a close-packed layer and the three layers are cubic close packed. There are three topologically distinct TS blocks, depending on the type of linkage of two H sheets and the central O sheet. The H sheets of one TS block attach to the O sheet in the same manner. All structures consist of a TS block and an I (intermediate) block that comprises atoms between two TS blocks. Usually, the I block consists of alkali and alkaline-earth cations, (H2O) groups and oxyanions (PO4)3, (SO4)2 and (CO3)2. These structures naturally fall into four groups, based on differences in topology and stereochemistry of the TS block. In Group I, Ti = 1 apfu, Ti occurs in the O sheet, and (Si2O7) groups link to a Na polyhedron of the O sheet (linkage 1). In Group II, Ti = 2 apfu, Ti occurs in the H sheet, and (Si2O7) groups link to two M2+ octahedra of the O sheet adjacent along t2 (linkage 2). In Group III, Ti = 3 apfu, Ti occurs in the O and H sheets, and (Si2O7) groups link to the Ti octahedron of the O sheet (linkage 1). In Group IV, Ti = 4 apfu (the maximum possible content of Ti in the TS block), Ti occurs in the O and H sheets, and (Si2O7) groups link to two Ti octahedra of the O sheet adjacent along t1 (linkage 3). The stability of the TS block is due to the ability of Ti (Nb) to have an extremely wide range in Ti (Nb)-anion bond lengths, 1.68–2.30 A, which allows the chemical composition of the TS block to vary widely. In crystal structures so far known, only one type of TS block occurs in a structure. The TS block propagates close-packing of cations onto the I block. The general structural principles and the relation between structure topology and chemical composition are described for the TS-block minerals. These principles allow prediction of structural arrangements and possible chemical compositions, and testing whether or not all aspects of the structure and chemical formula of a mineral are correct. Here, I show how these principles work, and review recent results that show the effectiveness of these principles as a predictive technique.

САФОНОВ Ю.Г. — 2010 г.

Рассматриваются проблемы теории образования эндогенных месторождений золота, которым в работах Н.В. Петровской уделено основное внимание. Показано, что систематика золоторудных месторождений, построенная на основе выделения устойчивых минеральных ассоциаций, минеральных и геохимических типов руд, их семейств для определенных групп золоторудных месторождений, в значительной мере коррелируется с современными подходами к рудноформационным классификациям месторождений. Эти классификации, представляющие аналоговую версию рудноформационного анализа, требуют усовершенствования в связи с актуальностью разработки генетической версии такого анализа. Предложенное Н.В. Петровской подразделение золоторудных месторождений на крупные группы–семейства формаций на основе фактора глубинности образования месторождений в большей мере отвечает генетической версии, так как, в понимании Н.В. Петровской, фактор глубинности – аккумулирование генетических особенностей месторождений малых, средних и больших глубин. Рассмотрены изменения представлений об общем диапазоне локализации месторождений (до 15–20 км вместо 6–10 км), о средних и больших глубинах рудообразования. Охарактеризованы представления Н.В. Петровской о стадийности развития процессов рудообразования, об определенной их направленности, отраженной в смене пирит-арсенопиритовой минерализации полиметаллической ± теллуридной, при опережающем и сопутствующем отложении кварца. Выделены вопросы стадийности образования малоглубинных месторождений и проявления в них процессов коллоидного минералообразования. Рассмотрены представления Н.В. Петровской о гелевом метасоматозе и сопровождающих его механизмах деструкции пород – ранних минеральных образований. Приведены иллюстрации важности этих процессов для понимания генезиса месторождений определенных типов. Изложены взгляды Н.В. Петровской на проблемы источников рудного вещества и полигенности образования золоторудных и золотосодержащих месторождений.

ДЖАНГ ДЖ., ЛИВШИЦ Т.С., ЛИЗИН А.А., ЮИНГ Р.Ч. — 2010 г.

Изучена устойчивость искусственных РЗЭ-алюминатных гранатов при облучении ускоренными ионами Kr2+ и воздействии -распада примеси 244Cm (Т1/2 = 18.1 год). Доза облучения, достаточная для полного разупорядочения структуры алюминатных гранатов, составляет 0.4–0.55 смещ/ат. Ее значение возрастает с повышением температуры, что связано с увеличением при нагреве интенсивности восстановления радиационных повреждений в решетке. Критическая температура, выше которой структура РЗЭ-алюминатного граната не разрушается по мере облучения, составляет 550°С. Доза аморфизации алюминатов с гранатовой структурой в 2–3 раза выше, чем у изученных ранее ферритов, значения критических температур у них близки. По устойчивости к радиации алюминатные гранаты не уступают цирконолиту и превосходят титанатный пирохлор. Нагрев до 250°С не приводит к существенному восстановлению радиационных нарушений в гранатовой структуре. Радиационное воздействие на матрицы реальных актиноидных (An) отходов более низкое по сравнению с ионным облучением и введением 244Cm. Это должно способствовать более высокой радиационной устойчивости гранатов, содержащих ВАО.

ВЕЛИЧКИН В.И., ЛАВЕРОВ Н.П., ОМЕЛЬЯНЕНКО Б.И., ТАГИРОВ Б.Р., ЮДИНЦЕВ С.В. — 2010 г.

В процессе производства обогащенного урана, используемого для изготовления ядерного оружия и топлива для АЭС, образуется деплетированный уран (ДУ), количество которого ежегодно пополняется на 35–40 тыс. т. К настоящему времени в мире накоплено более 1.6 млн. т ДУ. Основная масса ДУ хранится в виде экологически опасного гексафторида урана (UF6), который обладает высокой летучестью и растворяется в воде, образуя плавиковую кислоту. Для обеспечения безопасности хранения UF6 необходим его перевод в химически устойчивые формы. Промышленная переработка UF6 в U3O8 и плавиковую кислоту, осуществляемая во Франции, требует больших затрат. Авторами обосновывается целесообразность долгосрочного подземного хранения гексафторида ДУ в карьерах, размещенных в известняковых толщах. На основе геохимических данных и термодинамических расчетов показано, что взаимодействие в системе стальные канистры–UF6–известняки – подземные воды должно приводить к возникновению слабо щелочных восстановительных обстановок, в которых протекают реакции с образованием уранинита (UO2) и флюорита (CaF2). Предлагаемый способ не только обеспечивает безопасность хранения ДУ, но и позволяет получить уранинит, который в случае необходимости может быть использован в реакторах на быстрых нейтронах. В ходе дальнейшего развития работ по обеспечению безопасности обращения с ДУ необходимо изучить кинетику реакции превращения этого соединения в устойчивые формы, используя при этом лабораторные эксперименты, а также исследования в условиях природных опытных полигонов.

КРЯЖЕВ С.Г., НАТАЛЕНКО М.В., ОБУШКОВ А.В., РАДЧЕНКО Ю.И., РЫЖОВ О.Б., СТРУЖКОВ С.Ф. — 2010 г.

Месторождение Энгтери – это новое скрытое месторождение золото-серебряной формации в Российском сегменте Тихоокеанского пояса. История открытия месторождения заслуживает особого внимания, поскольку включает в себя неоднократные попытки переоценки “слабоперспективного” рудопроявления, увенчавшиеся успехом в результате реализации крупномасштабного бурового проекта. Среднее содержание золота составляет 18.6 г/т. Месторождение относится к золотому геохимическому типу золото-серебряной рудной формации. Основной рудный минерал – пирит, который составляет не менее 95% от суммы всех рудных минералов. Самородные золото-серебряные фазы представлены преимущественно электрумом и, в меньшем количестве, низкопробным самородным золотом (730). Температура гомогенизации включений составляет 125–255°С с отчетливо выраженным максимумом 145–150°С. Несмотря на “слепое” залегание отдельных рудных тел, месторождение Энгтери демонстрирует следующие признаки значительного эрозионного среза: небольшой вертикальный размах промышленной минерализации (50–100 м); преимущественное развитие массивного сахаровидного кварца с небольшим количеством сульфидов; повышенное количество сфалерита и халькопирита; преобладание массивных и брекчиевых текстур над ритмично-полосчатыми; отсутствие низкотемпературных пропилитов. Наиболее перспективна для выявления новых рудных тел южная часть рудного поля, отличающаяся присутствием ритмично-полосчатых, каркасно-пластинчатых и брекчиевых текстур. На примере месторождения Энгтери можно наметить следующие признаки и методы поисков скрытых золото-серебряных месторождений: 1) известные рудопроявления или литогеохимические аномалии (в том числе, ртути), закономерно расположенные в рудных узлах (например, между шлиховыми аномалиями киновари и золото-серебряными или серебро-полиметалическими объектами) – метод “пропущенного звена”; 2) наличие обломков продуктивных ассоциаций со спорадическими высокими содержаниями золота и серебра в непродуктивных кальцит-кварцевых жилах – метод “индикаторов”; 3) линейные зоны анкеритизации в пределах полей низко-среднетемпературных пропилитов – метод картирования метасоматитов; 4) пирит-кварцевые прожилки с гнездами ритмично-полосчатых текстур – метод минералогического картирования ореолов прожилково-вкрапленной минерализации.

АНИСИМОВА И.В., КОВАЛЕНКО В.И., КОТОВ А.Б., ЛЫХИН Д.А., ПЛОТКИНА Ю.В., САЛЬНИКОВА Е.Б., ЯРМОЛЮК В.В. — 2010 г.

Определена последовательность образования пород и руд Ермаковского бериллиевого месторождения на основе изучения геологических взаимоотношений магматических пород и руд, а также в результате проведения комплексных Rb-Sr- и U-Pb-исследований. Установлен Rb-Sr-возраст регионального метаморфизма амфиболитовой фации, которому подверглись кварц-биотит-плагиоклазовые сланцы и доломитизированные известняки зун-муринской свиты – 266 ± 18 и 271 ± 12 млн. лет соответственно. U-Pb-возраст по цирконам дорудного массива габброидов составляет 332 ± 1 млн. лет, Rb-Sr-возраст габброидов несколько моложе и составляет 316 ± 8.3 млн. лет. Это, скорее всего, обусловлено более поздним воздействием герцинского метаморфизма как на осадочные породы зун-муринской свиты, так и на рвущие их габброиды. Возраст гнейсовидных гранитов заганского комплекса непосредственно на Ермаковском месторождении, по данным U-Pb-метода по цирконам, составляет 316 ± 2 млн. лет и близок к возрасту метаморфизма габброидов. Возраст дорудных даек гранитоидов, по данным U-Pb-метода по цирконам, – 325 ± 3 и 333 ± 10 млн. лет и близок к возрасту габброидов. Ar-Ar-возраст этих гранитоидов по амфиболу составляет 302.5 ± 0.9 млн. лет, что, по-видимому, свидетельствует о более позднем закрытии в гранитоидах Ar-Ar-изотопной системы или о влиянии на нее наложенных процессов. Rb-Sr-возраст щелочных сиенитов массива “Сиенит” составляет 227 ± 1.9 млн. лет. Возраст лейкогранитов рудоносного массива “Шток” малокуналейского комплекса, по данным U-Pb-метода по цирконам, – 226 ± 1 млн. лет и руд месторождения, по данным Rb-Sr-метода, – 225.9 ± 1.2 млн. лет. Все эти данные близки и указывают на то, что формирование бериллиевого оруденения пространственно и во времени связано с ассоциацией магматических пород малокуналейского комплекса, широко варьирующих по составу от базитов до щелочных гранитов с возрастом – 224 ± 5 млн. лет. Таким образом, на Ермаковском месторождении дорудный этап магматизма относится к времени формирования герцинид ( 330 млн. лет) и завершается метаморфическими процессами 271–266 млн. лет назад. Синрудный магматизм и само бериллиевое оруденение датируется 224 ± 5 млн. лет. Пострудный магматизм редок и, возможно, коррелирует с меланжированием части вмещающей толщи.

ГРАБЕЖЕВ А.И. — 2010 г.

Гумешевское месторождение D1-возраста является одним из наиболее крупных объектов “диоритовой модели” медно-порфировой системы, парагенетически связанной с малокалиевым кварц-диоритовым комплексом островодужного типа. Значения (87Sr/86Sr)t и ( Nd)t в кварцевых диоритах составляют (на возраст 390 млн. лет) соответственно 0.7038–0.7045 и 5.0, 5.1, свидетельствуя о значительной роли мантийного компонента в составе диоритов. Содержания типоморфных микроэлементов (г/т): РЗЭ = 30–48, Rb = 5–10, Y = 9–15, Nb = 1–2. На спектрах РЗЭ отсутствует Eu-аномалия. Эндоскарны представлены низкотемпературной высокоокисленной амфибол-эпидот-гранатовой фацией, обязательно содержащей внешнюю зону эпидозитов. Широко проявился метасоматизм ретроградного этапа с замещением экзоскарнов и мраморов силикатно(хлорит, тальк, тремолит)-магнетит-кварц-карбонатными метасоматитами. Величина отношения 87Sr/86Sr в эпидоте эндоскарнов и в карбонате ретроградных метасоматитов (соответственно 0.7054–0.7058 и 0.7053–0.7065) отвечает промежуточному значению между диоритоидами и мрамором (87Sr/86Sr = 0.70784 ± 2). Изотопные параметры флюида, равновесного при 400°С с силикатами скарнов и экзоскарновых ретроградных метасоматитов составляют (относительно SMOW): 18 = +7.4 ... +8.5 и D = –49 ... –61 . Значения 13 и 18 в карбонатах ретроградных апомраморных метасоматитов равны соответственно –5.3 ... +0.6 (относительно PDB) и +13.0 ... +20.2 (SMOW). Сульфидизация завершает метасоматоз, неравномерно накладываясь на все метасоматиты и мрамора с образованием рудных тел (в том числе массивных колчеданов). Величины 34S сульфидов отвечают 0 ± 2 (относительно CDT), а отношение 87Sr/86Sr в кальците позднего кальцит-пиритового апомраморного метасоматита составляет 0.704134 ± 6. Между значениями 13 и 87Sr/86Sr в послерудных жильных карбонатах установлена прямая линейная зависимость (r = 0.98, n = 6, тренд выходит в поле мрамора). Нижней части линии регрессии отвечает “магматический” (по терминологии, Bowman, 19982) кальцит с минимальными значениями 13, 18O и отношения 87Sr/86Sr (соответственно –6.9 , +6.7 и 0.70378 ± 4). Изложенные изотопные данные свидетельствуют о поступлении порций магматического флюида на всех стадиях минералообразования и о его обычном взаимодействии с мрамором, а также с другими породами, что сопровождается изменением изотопного состава Sr, С и О во флюиде. Это подтверждает установленную для месторождения ведущую роль перераспределения петрогенных компонентов субстрата и РЗЭ при метасоматозе. Нередко фиксируется также примесь метеорной и метаморфической воды в кварце из послерудных жил.

БОРТНИКОВ Н.С., ВИКЕНТЬЕВА О.В., ГАМЯНИН Г.Н., ПРОКОПЬЕВ А.В., ПРОКОФЬЕВ В.Ю. — 2010 г.

Приведены новые минералогические, термобарометрические и изотопно-геохимические данные, которые свидетельствуют о сложной и длительной истории формирования золото-сурьмяных месторождений Сарылах и Сентачан, обусловленной геодинамическими условиями развития региона, совмещением в общих рудолокализующих структурах разновременных типов оруденения и разными источниками вещества последних.

БОРОДИНА Н.С., ЗИНЬКОВА Е.А., КРАСНОБАЕВ А.А., КРЕМЕНЕЦКИЙ А.А., ПРИБАВКИН С.В., ФЕРШТАТЕР Г.Б., ХОЛОДНОВ В.В. — 2010 г.

Продуктивные на золото габбро-тоналит-гранодиорит-гранитные (ГТГГ) массивы представляют собой надсубдукционные образования на активной континентальной окраине андийского типа. Они образуют три возрастные группы: 410–380, 365–355 и 320–290 млн лет. Девонские массивы развиты в юго-восточной окраинно-континентальной зоне, а каменноугольные – в северо-западной. Все ГТГГ массивы – мантийно-коровые. Их формирование начинается и до завершающих стадий сопровождается водным базитовым магматизмом. Продукты последнего – роговообманковые габбро и диориты – по своему источнику являются мантийными и в условиях нижней коры (6–10 кбар) подвергаются частичному плавлению (анатексису), давая начало тоналит-гранодиоритовым членам серии. Анатексис последних приводит к образованию адамеллит-гранитных разностей, с которыми непосредственно и связано гидротермальное золотое оруденение. Такой многоступенчатый анатексис является главным петрогенетическим процессом, ответственным за продуктивность ГТГГ массивов. По мере анатексиса, который осуществляется в условиях высокой флюидонасыщенности, происходит многократное последовательное перераспределение золота из породы во флюид, что способствует его концентрации при осаждении из флюида вплоть до появления рудных содержаний.

БОРТНИКОВ Н.С., ВИНОКУРОВ С.Ф., ГОРБАЧЕВА С.А., ЗОРИНА Л.Д., КОВАЛЕНКЕР В.А., КРАСНОВ А.Н., КРЯЖЕВ С.Г., ПРОКОФЬЕВ В.Ю., ЧЕРНОВА А.Д. — 2010 г.

Изучены химический состав карбонатов рудных жил месторождения Дарасун, распределение редкоземельных элементов (РЗЭ) и изотопный состав углерода и кислорода в них. Среди карбонатов, помимо ранее описанных сидерита, кальцита и минералов доломит-анкеритового ряда, обнаружен кутнагорит. Установлено, что суммарные концентрации редких земель ( РЗЭ) в карбонатах доломит-анкеритового ряда и кальците резко различаются: в магнезиально-железистых карбонатах РЗЭ существенно ниже (от 2.8 до 73 г/т), чем в более позднем кальците ( РЗЭ от 18 до 390 г/т). 13C Mg-Fe-карбонатов доломит-анкеритового ряда изменяется от +1.1 до –6.7 , а кальцита – от –0.9 до –4.9 . 18 карбонатов доломит-анкеритового ряда варьирует от +17.6 до +3.6 , а кальцита – от +15.7 до –0.5 . Выявлено зональное распределение РЗЭ, а также изотопного состава углерода и кислорода в карбонатах рудных жил относительно центрального штока гранодиорит-порфиров. Показана связь изменения изотопных составов углерода и кислорода карбонатных минералов с величиной РЗЭ, отражающая эволюцию физико-химических условий рудоотложения и состава рудообразующего флюида. Рассчитан изотопный состав флюида и рассмотрены возможные источники его компонентов. Подтверждены ранее установленные авторами факты магматического источника рудообразующего флюида и участие в рудообразующем процессе метеорных вод. Получены геохимические доказательства взаимодействия рудообразующих флюидов месторождения Дарасун с вмещающими породами. Выявлена взаимосвязь РЗЭ и значений 13 и величин 18 при эволюции изотопного состава флюидов в гидротермальных рудообразующих процессах.

ЛИВШИЦ Т.С. — 2010 г.

Переработка отработанного ядерного топлива (ОЯТ) сопровождается образованием жидких высокоактивных отходов (ВАО). Для повышения безопасности обращения с такими ВАО из них предлагается выделять изотопы актиноидов (An) и редкие земли (РЗЭ). Эти элементы возможно включать в кристаллические матрицы, например, на основе ферритов со структурой граната, и затем размещать в геологическом хранилище. Актиноид-редкоземельная фракция характеризуется сложным составом: помимо основных компонентов (An и РЗЭ), в ней могут в небольших количествах (первые мас.%) присутствовать примеси: Al, Si, Na, Sn. Исследована возможность вхождения примесей в ферритные гранаты и их влияние на фазовый состав матриц и содержание Th, Ce, Gd и La в гранатах. Показано, что гранатовая структура изоморфно вмещает элементы-примеси. Свойства образцов изменяются только при добавлении примесей в количествах, превышающих их содержания в ВАО. Способность ферритных гранатов аккумулировать значительные содержания An, РЗЭ и примесных элементов определяет пригодность использования этих фаз в качестве матриц для иммобилизации актиноид-редкоземельных ВАО сложного состава.

КОВАЛЕНКО В.И., КОВАЧ В.П., КОТОВ А.Б., ЛЫХИН Д.А., ЯРМОЛЮК В.В. — 2010 г.

На Ермаковском бертрандит-фенакит-флюоритовом месторождении были проведены изотопно-геохимические исследования магматических и метаморфических пород. Установлено, что модельный возраст сланцев зун-муринской свиты – 1360–1260 млн. лет. По изотопному составу неодима и стронция сланцы отклоняются от состава континентальной коры и близки к составу обогащенного мантийного источника типа ЕМ-II. Модельный возраст карбонатных пород зун-муринской свиты составляет 1330–1020 млн. лет. Полученный модельный возраст зун-муринской свиты – средний рифей, может быть сопоставлен с возрастом ее протолита. По изотопным Sr-Nd-данным, все дорудные магматические породы – жильные нормальные гранитоиды, габброиды и гнейсограниты заганского комплекса были сформированы с участием континентальной коры. Синрудные дайки базитов, гранитоидов массивов “Шток” и “Сиенит”, на основе изучения изотопных Sr-Nd и геохимических данных образовались из смеси мантийных компонентов в виде (ДМ+HIMU) с разными компонентами континентальной коры (“заганские гнейсограниты”, “кристаллические сланцы”, средний состав региональной континентальной коры, определенной по среднему составу гранитоидов Ангаро-Витимского батолита). Синрудные магматические породы генетически связаны и относятся к проявлениям Западно-Забайкальской рифтовой зоны. Предполагается, что они образовались в триасе под воздействием мантийного плюма.

АНИКИНА Е.Ю., БОРТНИКОВ Н.С., ГАМЯНИН Г.Н. — 2010 г.

Проведено исследование последовательности формирования рудных зон и соотношения изотопов серы сульфидов серебро-рудного месторождения Мангазейское. Месторождение локализовано в зоне Нюектаминского разлома в восточном крыле Эндыбальской антиклинали. Рудные зоны залегают в среднекарбоновых–среднеюрских терригенных толщах Верхоянского комплекса, которые прорываются породами Эндыбальского субвулканического штока и дайками кислого и основного состава. Выделено три рудных этапа минералообразования: золото-редкометальный(I), касситерит-сульфидный(II) и серебро-полиметаллический(III). Продукты этих этапов разобщены в пространстве. Значения 34S сульфидов изменяются в целом от –6.4 до +8.0 . Для золото-редкометального этапа эта величина варьирует от –1.8 до +4.7 , для касситерит-сульфидного от –6.4 до +6.6 и серебро-полиметаллического от –5.6 до +8.0 . Использование серо-изотопного геотермометра позволило получить температуры минералообразования 315–415°С для II этапа и 125–280°С для III этапа. Рассмотрены различные причины изменения изотопного состава сульфидов. Показано, что полученные данные о соотношении изотопов серы лучше всего интерпретировать как участие в процессе минералообразования двух флюидов: магматогенного ( 34S 0) и низкотемпературного, заимствовавшего серу из вмещающих пород ( 34S 0). На последних этапах формирования месторождения существенную роль в образовании рудных зон играли такие процессы, как вскипание и смешение магматогенного флюида с разогретыми метеорными водами.

ПОДЛИПСКИЙ М.Ю., ТОЛСТЫХ Н.Д. — 2010 г.

Для поиска расслоенных и дифференцированных интрузий, содержащих сульфидные Cu-Ni-руды с элементами платиновой группы (ЭПГ), получен критерий, основанный на сопоставлении минералов элементов платиновой группы (МПГ) в коренных породах и в россыпях. Показано, что россыпные ассоциации в гипергенных условиях несут генетическую информацию о коренных источниках и, возможно, их экономической значимости. Для разработки поискового минералогического критерия были использованы минералого-геохимические данные крупных известных интрузий Сибири, включающих Cu-Ni-месторождения и платиноносные малосульфидные горизонты: Норильск 1, Кингаш, Чиней и Йоко-Довырен. Исследования основаны на изучении и сопоставлении парагенезисов МПГ в коренных рудах с ассоциациями МПГ в шлиховых ореолах и склоновых отложениях. Механизм перераспределения форм концентрирования ЭПГ в процессе гипергенеза показан на примере Чинейского месторождения. Выявлено, что россыпная минеральная ассоциация с преобладанием Pt-Fe-сплавов, минералов атокит–рустенбургит, сперрилита и многокомпонентных Pd-Sn-Cu-Pb-соединений может являться критерием поисков коренных платинометальных руд норильского типа и связанных с ними экономически значимых россыпей. Паоловит-сперрилитовая или сперрилитовая ассоциации МПГ в шлиховых ореолах указывают на присутствие в районе поисков коренных медно-никелевых руд. Сперрилит c изоморфными примесями тугоплавких платиноидов (Ir и Os), характерный для Кингашского массива, возможно, является типоморфным признаком для поиска аналогичных никеленосных мафит-ультрамафитовых интрузий.

ЕРЕМИН Н.И. — 2010 г.