Типоморфні особливості різновікових генерацій піриту золоторудних і поліметалічних родовищ Східних Карпат, Кавказу і Тянь-Шаню

Роботу виконав: Городечний Андрій Ігорович

учень 11-Б класу СШ №7 м. Львова дійсний член МАН

Науковий керівник: Попівняк Іван Васильович

професор кафедри корисних копалин геологічного факультету ЛНУ ім.І.Франка

ВСТУП

На сучасному етапі розвитку геологічної науки значне місце займає проблема дослідження типоморфних ознак різновікових генерацій того чи іншого мінералу, які несуть важливу генетичну інформацію про їх зародження, розвиток, “старіння” і руйнацію та про зв’язок процесів мінералоутворення з нагромадженням корисних компонентів.

Нами досліджені типоморфні властивості піриту – одного із найпоширеніших мінералів на золоторудних родовищах світу. Дослідження рудних мінералів (зокрема піриту) золоторудних родовищ та рудопроявів дає змогу порівнювати відомі обєкти з ще не досконало вивченими золоторудними проявами (в Україні їх понад 500) і проводити їх перспективну оцінку. Тому таке дослідження має не тільки теоретичне значення, але є актуальним і важливим для геологічної практики.

Зокрема автором досліджено низку типоморфних ознак піриту родовищ Берегово, Садон, Архон, Кочбулак та рудопрояву Марів. Типоморфні властивості піриту рудопрояву Марів дослідженні вперше! Комплекс застосованих у роботі методів дослідження включає візуально-мікроскопічний, рентгеноструктурний, лазерний мікроспектральний методи та дослідження термо-е.р.с. піриту.

Головна мета роботи - розробка пошуково-оцінного критерію на основі дослідження і порівняння типоморфних особливостей піриту поліметалічних родовищ Східних Карпат, Кавказу та Тянь-Шаню.

Відомо, що з 1999 року в Україні на Мужіївському родовищі вперше розпочато видобуток золота і вперше на Закарпатті запрацював золотовидобувний рудник та збагачувальна фабрика. Для успішної роботи цих підприємств знадобиться приріст запасів золота. Вирішення цієї проблеми прямо залежне від освоєння нових золоторудних об’єктів. Зокрема на Закарпатті такими є родовище Сауляк та Берегівське золоторудні родовища і низка рудопроявів серед яких рудопрояв Марів [24] вивченню яких присв’ячена ця наукова робота.

Робота виконана в міжкафедральній лабораторії прикладної термобарогеохімії геологічного факультету Львівського національного університету имені Івана Франка.

Детально досліджено кристаломорфологічні особливості понад 200 кристалів піриту, 8 з них досліджено лазерномікроспектральним та рентгеноструктурним методом, заміряно понад 10500 значень термо-е.р.с. на гранях та внутрішніх ділянках кристалів тощо.

Під час польових, лабораторних та експериментальних робіт, а також під час аналізу та узагальнення результатів досліджень автор користувався допомогою професора кафедри корисних копалин, доктора геологічних наук Попівняка І.В. та асистента кафедри корисних копалин Ціхоня С.І., за що автор їм щиро вдячний.

РОЗДІЛ І. ГЕОЛОГІЧНА ЧАСТИНА

1.1. Геологічна будова Берегівського родовища.

Берегівське золото-поліметалічне родовище знаходиться за 1–2 км східніше м. Берегове, на західному схилі одноіменного горбогір’я (Закарпаття). Як колчеданно-поліметалічний об’єкт воно відкрите у 1948 р під час розвідки Берегівського родовища алунітів та каолінітів. В центральній частині родовища на даний час проводять детальну розвідку.

Берегово-Беганський рудний район, в якому знаходиться Берегівське рудне поле, розташоване у Внутрiшньокарпатському вулканічному поясі, що був сформований у неогені вздовж східної периферійної частини Панонського серединного масиву в тилу становлення Карпатської складчасто-насувної структури [16].

Берегівське рудне поле знаходиться в межах Берегово-Беганського горстоподібного підняття, яке розташоване в облямуванні Мукачівської та Угорської вулкано-тектонiчних западин. В центральній i західній частинах виділяються Берегiвська i Косинська нижньосарматськi кальдери. Вони розділені Куклянським i Дiдовським вулканічними горстами [23].

Структуру рудного поля визначає серія північно-східних до субмеридiанних радіальних рудолокалізуючих розривів та Берегiвська вибухова кальдера, яка на сходi межує з Куклянським горстом.

Рудовмісними є “середні туфи” пачки -“б” нижньодоробратівської підсвіти, потужність яких в межах родовища перевищує 900 м [22].

Рудні жили потужністю від декількох десятків см до перших метрів простягаються у північ-північно-східному (20 - 30°) напрямку та круто (75 - 80°) падають на захід. За простяганням вони сягають 600 - 1300 м, за падінням понад 1000 м. Для жил характерна чітка вертикальна зональність. Зазвичай в нижній частині вони складені масивними колчеданно-поліметалічними рудами, а в верхніх - золото-поліметалічними. У верхніх ділянках тіла переходять у прожилкові та прожилково-вкраплені руди.

Рудні тіла переважно складені галенітом, сфалеритом та піритом. Трапляються золото, халькопірит, самородне срібло, піротин, гематит, марказит, аргентит, бляклі руди. Нерудні мінерали - кварц, алуніт, каолініт, барит [10].

1.2. Геологічна будова рудопрояву Марів.

Рахівський рудний район є північно-західним фрагментом Мармарошського масиву, який є самостійним геолого-структурним елементом Південних Карпат. Він простягається в північно-східному напрямі на відстань близько 300 км, у формі дуги випуклої у бiк флішових Карпат [2]. Більша частина Мармарошського масиву знаходиться на території Румунії, де в його складі виділяється п’ять тектонічних одиниць (покривів): Ватра-Дорней-Якобені, Местакен, Бістріца-Барнар, Фундул-Молдовей, Рареу [2]. Лише північно-західна його частина входить до складу Українських Карпат, де вона представлена Рахівським і Чивчинським фрагментами.

Особливостi внутрiшньої структури масиву обумовленi тривалими проявами рiзних етапiв тектогенезу - герцинського, кімерійського, альпійського. Сучасна його подоба обумовлена накладанням тектонiчних процесiв кожного наступного етапу на раніше сформовані елементи структури, що загалом сприяло утворенню надзвичайно складного тектонічного плану з характерною блоковою будовою.

Рудопрояв "Марiв" розташований на захiднiй окраїнi Дiловецького виступу Мармарошського масиву. В геологiчному планi масив неоднорiдний i розчленовується на ряд структурно-фацiальних зон чи тектонiчних одиниць, якi рiзняться особливостями перерізу його утворень (як фундаменту так i чохла). За даними [13] цілком пiдтверджується складна чашуйчасто-покрiвна внутрiшня будова масиву. Він, як самостiйний геолого-структурний елемент Схiдних Карпат, насунутий (у пiвнiчно-схiдному напрямі), на флiшовi утворення Рахiвської зони. Але iснують й iншi погляди на геологiчну будову масиву, зокрема уявлення про домiнування вертикальних рухiв i блокової тектонiки [8]. Суперечливі погляди на внутрiшню будову Мармарошського масиву певною мірою впливають на розуміння геологiчних особливостей рудопрояву "Марiв". Враховуючи останнi данi [14] з геолого-структурного картування пiвденно-захiдної частини Дiловецького виступу Мармарошського масиву, з врахуванням робiт попереднiх дослiджень, геологiчна будова рудопрояву визначається з позицiї насувної тектонiки.

Жильні тіла рудопрояву Марів, що мають потужність до 30 см прослідковані на відстані понад 20 м. Вони складені переважно кварцом та кальцитом. Менше (до 1-1,5%) у їхньому складі піриту, піротину, халькопириту та арсенопіриту.

За даними мінералого-парагенетичного аналізу виділені три генерації кварцу (кварц-І, кварц-ІІ та кварц-ІІІ) і дві генерації піриту (пірит-І та пірит-ІІ).

3. Геологічна будова Садонського родовища.

Садонська група родовищ, зокрема родовище Садон, знаходиться на Північному Кавказі (Північна Осетія) в межах Дігоро-Осетинської структурно-формаційної металогенічної зони. Воно є типовим представником свинцево-цинкових родовищ в гранітоїдах, що знаходяться в межах одноіменного рудного поясу; розробляється з 1853 р. [20].

В його межах розташовані основні промислові родовища Гірської Осетії – Садон, Згід, Архон, Холст і Фаснал [5].

Район родовища складений докембрійськими гранітами, банатитами і метаморфічними та осадовими породами нижньго і середнього палеозою, на розмитій поверхні яких залягає ефузивно-осадова товща лесу, а над нею – чорні глинисті сланці середньоруського віку і вапняки верхньоюрського віку. Всі ці породи розірвані дайками кератофірів, що повязані з глибинним гранітоїдним осередком [11].

Поліметалічне зруденіння приурочено до зони головного розлому і представлено серією жилоподібних і лінзоподібних рудних тіл, що змінюють один одного за простяганням (до 2,5 км) і за падінням (до 900 м). Середня потужність рудних тіл до 1 м [17].

Текстура руд у межах родовища головно масивна, смугаста, вкраплена і гніздовидна. Зони змінених порід здебільшого невеликої потужності. Вважають, що головні мінерали в жилах відкладені під час заповнення тріщинуватих порожнин [4]. Гідротермальна зміна вмісних гранітів виражена в їх інтенсивній березитизацій. Руди складені переважно піритом, піротином, сфалеритом, галенітом і халькопіритом [4]. Із жильних мінералів трапляються різні генерації кварцу, карбонату та бариту [4].

Попередники виділяють на родовищі до семи стадій мінералізації, що розвивались у такій послідовності: 1- кварц-піритова; 2- кварц-кальцит-піротинова; 3- кварц-поліметалічна (головна); 4- кальцит-поліметалічна; 5- кварц-клейофанова; 6-кальцитова (пізній кальцит); 7- баритова. Промислове значення мають руди сформовані впродовж третьої та четвертої стадій. Вони багаті цинком (10-12%), свинцем (6-8% і більше), сріблом (до 200 г/т) і кадмієм (до 0,5% в сфалериті) [11]. Вміст свинцю і цинку з глибиною знижується [11].

На родовищі спостерігається чітка вертикальна зональність [4], що виражена поступовим збільшенням кількості сфалериту та зменшенням галеніту углиб. Водночас углиб збільшується вміст піротину [4].

Загалом родовища садонської групи – типові середньотемпературні гідротермальні утворення, що виникли в верхньомезозойський час [17].

1.4. Геологічна будова родовища Архон.

Родовище розташоване в центральній частині Великого Кавказу, і теж входить до числа родовищ Садонської групи. Воно знаходиться на правому березі потоку Архон, правого притоку ріки Ардон [5] і є складовою частиною Дігоро-Осетинської структурно-формаційної металогенічної зони. Родовище приурочено до великих післяскладчастих розривів загальнокавказького напряму, зокрема до Садоно-Унальського розлому в межах Садоно-Згідської антикліналі [21]. Садоно-Унальське рудне поле об'єднує поліметалічні родовища і рудопроявами, що залягають в гранітах і порфіритах Садоно-Унальської антикліналі. [7].

Ядро антикліналі складене палеозойськими гранітами, крила – осадовими (пісковики та глинисті сланці) і вулканогенними породами (андезитові та дацитові порфірити, їхні туфи, пісковики нижної та середної юри) [6]. Потужність вулканогенної товщі біля 30 м у ділянках склепіння та до 700-800 м на північно-східному крилі [6]. Рудні тіла виповнюють тріщини північно-східного простягання [6].Форма рудних тіл: жили, лінзи, зони тощо [21].

Руди бідні і середні. Більшість рудних тіл виходить на поверхню. Решта - на глибині 50-250 м. Потужність – 1-5 м. [6].

Головні рудні мінерали: галеніт, сфалерит, пірит, піротин. Основні корисні компоненти руд – свинець і цинк.[6]

Важливе значення для локалізації корисних компонентів мали контакти рудолокалізуючих розломів з тріщинами сколу [3].

Зруденіння на Архонському родовищі представлене серією різноорієнтованих кварцово-поліметалічних жил – Казгін, Нова, Головна, Зубакіна, Південна та групою золото-поліметалічних Жовтневих і Дейкауських. Жили контролюються Садоно-Унальським розломом [18].

На родовищі відомі “сліпі’’ рудні тіла [7], тому деякі дослідники [5,7] відносять Архон до найпереспективніших родовищ Садонського району.

За даними попередників руди родовища сформувалися в кімерійську металогенічну епоху.

1.5. Геологічна будова родовища Кочбулак.

Родовище Кочбулак знаходиться в межах Чаткало-Курамінської металогенічної зони в складчастій системі Тянь-Шаню (Східний Узбекистан).

Кочбулакське рудне поле, за даними Ю.Аверіна та інших дослідників, складене вулканітами акчинської свити середнього карбону. Породи представлені: андезитовими порфіритами та різними лавобрекчіями і туфами. Вони розірвані дайками і субвулканічними тілами сієніто-діоритових порфіритів і неками дацитів та андезитів. [19]

Золоторудні жили і зони окварцювання контролюються міжформаційними розривами [1]. Вони часто зміщені післярудними порушеннями (амплітуда переміщення від 20 до 400 м) [1]. Простягання їх субширотне, а падіння північ-північно-західне.

В межах Кочбулакського поля виділені рудні зони, приурочені до розривних порушень, субзгідних з шаруватістю вмісних порід [15]. Ці зони супроводжуються інтенсивним окварцюванням та березитизацією вмісних порід.

Промислову цінність мають переважно крутопадаючі рудні тіла у яких збагачені ділянки розташовані в місцях згинів рудовмісних тріщин Протяжність таких ділянок за падінням у двічі-тричі перевищує їх довжину за простяганням, тому в площині рудного тіла вони мають стовпоподібну форму (посилання) [19].

У складі руд родовища Кочбулак встановлені такі мінерали: гюбнерит, арсенопірит, пірит, вісмутин, сфалерит, халькопірит, бляклі руди, бурноніт, джемсоніт, марказит, галеніт, аргентит, тетрадиміт, жозеїт, петцит, телуровісмутит, волинскіт, самородний вісмут, алтаїт, сильваніт, ковалерит, гесит, самородне золото. Нерудні мінерали представлені кварцом, серицитом, кальцитом, баритом [12].

За даними попередників [19] рудні тіла родовища сформувалися впродовж трьохстадійного процесу мінералоутворення. Зокрема виділено: 1 - силікатну; 2 - вольфраміт-кварцову; 3 - золото-сульфідно-кварцову (продуктивну) стадії мінералоутворення.

РОЗДІЛ-ІІ ЕКСПЕРИМЕНТАЛЬНА ЧАСТИНА

2.1. Умови експерименту

Вимiрювання термо-е.р.с. піриту здійснювали на установці, змонтованій у лабораторії прикладної термобарогеохімії геологiчного факультету Львiвського національного унiверситету. Основним вимірювальним приладом був мікровольтметр типу В7-21. Використовували електроди-голки, що давали змогу термічно збуджувати будь-яку ділянку поверхні кристала або його сколу. Стабілізацію напруги, яку подавали на гарячий електрод, здійснювали з допомогою блоку живлення ВIП-10. Точність та стабільність вимірювань контролювали періодично вимірюючи термо-е.р.с. еталону (пластинка, виготовлена із константана, мідно-константанової термопари) i підтримуючи постійне значення різниці температури між робочими поверхнями гарячого та холодного електродів з допомогою потенціометричного контролю. Таким чином, можливу систематичну похибку при вимірюванні термо-е.р.с. мінімізували.

Коефiцiєнт термоелектричного потенціалу (a, мкВ/град) визначали шляхом вiднесення рiзницi потенцiалiв мiж термiчно збудженими i незбудженими ділянками досліджуваного мінерала-напівпровідника (Da, мкВ/град) до різниці температури між робочими поверхнями гарячого та холодного електродів (100°С). Значення коефіцієнту термоелектричного потенціалу (a) досліджуваного мінералу, наносили на відповідні графіки. Інтервали групування значень термо-е.р.с. вибирали у відповідності з відомою емпіричною формулою Стерджесса [9]:

,

де: a_max - a_min - розмах вибірки , n - кількість замірів.

Кожний акт замірів величини значень термо-е.р.с. є основою для отримання вибіркових даних, що характеризують поширення носіїв заряду в досліджуваному мінералі [9]. Чим точніше і акуратніше проведений кожний замір значень термо-е.р.с. мінералу, тим надійніше наближення даних до істинного розміщення носіїв заряду в його межах. Тому до процедури замірів кожного значення термо-е.р.с. підходили з особливою ретельністю.

Робота на установці ЛПТ, залежно від розміру досліджуваного зразка, проводилась з використанням холодного електроду-голки або електроду-пластини [9]. Електрод-пластина, зазвичай, використовували для роботи з дрібними зернами досліджуваного мінералу (до 0,1 мм). Для роботи з більшими зразками використовували холодний електрод-голку. У даному випадку зразок ставили на столик мікроскопу накритий ізолятором, не торкаючись до зразка руками, щоб уникнути впливу біополя оператора на результати аналізу, почати вимірювання термо-е.р.с.

Процедура побудови графіків накопичення значень термо-е.р.с. проста. Спочатку вибирали інтервал групування отриманих даних за наведеною вище формулою Стерджесса. Потім по вісі абсцис, вправо від нуля, відкладали значення діркової, а вліво електронної провідності. По вісі ординат відкладали накопичення значень на кожному із інтервалів групування. Кінцеві точки, що показують кількість замірів, які попали в той чи інший інтервал групування, з’єднювали і в результаті одержали графік накопичення значень термо-е.р.с. На таких графіках добре ілюструється густина розподілу термо-е.р.с., розмах вибірки і закон розподілу, асиметрію розподілу і її напрям, характер ексцесу, модальність розподілу [9]. Характер статистичних розподілів значень термо-е.р.с. може в деякій мірі віддзеркалювати деякі генетичні особливості розвитку зерна як і в процесі його кристалізації, так і в процесі його подальшої історії.

Графіки розмаху вибірки (РВ) значень термо-е.р.с. кристала дають певну інформацію про кристал, про його досконалість. Використовуючи графіки, побудовані за даними значень термо-е.р.с. і за величинам розмаху вибірок, можливо визначити зміну умов кристалізації мінералу під час його росту.

Результати дослідження мінлівості фізико-хімічних та термоелектричних властивостей мінералів у геологічному просторі використовують для оцінки та прогнозування промислового зруденіння у ділянках недоступних для прямого спостереження.

По кожному досліджуваному кристалу, його окремих гранях чи внутрiшнiх дiлянках здiйснювали не менше 50 замірів. Вивчення поверхні і внутрішніх ділянок досліджуваних кристалів проводилось методом візуальної мікроскопії під бінокулярною лупою МБС-9.

2.2. Результати дослідження типоморфних ознак піриту.

2.2.1. Берегівське родовище. Пірит є одним із найпоширеніших мінералів на золоторудних родовищах Закарпаття. Він трапляється не тільки в межах золоторудних тіл, але і у вміщуючих їх породах.

На основі детального мінералого-парагенетичного аналізу руд родовища Берегово нами виділені дві генерації піриту: пірит-І та пірит-ІІ. Кристали їх чітко різняться не тільки за характером вікових співвідношень але і морфометрично.

Пірит першої генерації є одним із найранніших сульфідів у межах рудопрояву. Він представлений переважно у вигляді агрегатних утворень.

Пірит другої генерації представлений монокристалічними утвореннями, головною габітусною формою яких є комбінація граней пентагон-додекаедра і куба у різних відсоткових співвідношеннях.

З метою впевненого обґрунтування різновікових генерацій піриту-І і піриту-ІІ, котрі можуть мати важливе пошукове і оцінне значення, нами детально досліджені термоелектричні властивості не тільки поверхні відповідних кристалів, але і їх внутрішніх частин. По кожному досліджуваному кристалу, його окремих гранях чи внутрішніх ділянках здійснювали не менше 50 замірів.

Для агрегатів піриту-І характерна діркова провідність. Середнє значення термоелектричного потенціалу +310,9 мкВ/град. Середній розмах вибірок 880 мкВ/град (рис. 1).

Рис.1. Генеральна вибірка значень термо-е.р.с. агрегатів піриту родовища Берегово.

Для кристалів піриту-ІІ, в яких переважає куб над пентагон-додекаедром, у напрямку їх росту (з центральних ділянок кристалів до периферії) зміна середнього значення термоелектричного потенціалу спрямована від високих (+463,6 мкВ/град) значень діркової провідності до низьких (+322,8 мкВ/град). РВ у внутрішніх ділянках – 440 мкВ/град, а на гранях – 580 мкВ/град. (рис. 2)

	А	Рис.2. Генеральні вибірки значень термо-е.р.с. піриту-ІІ родовища Берегово. А – на гранях кристалів; Б – у внутрішніх ділянках. Стрілкою показано зміщення середнього значення термо-е.р.с. від внутрішніх ділянок кристалів до поверхні.
	Б

Для кристалів піриту-ІІ, в яких переважає пентагон-додекаедр над кубом, у напрямку їх росту зміна середнього значення термоелектричного потенціалу спрямована від низьких (+339,04 мкВ/град) значень діркової провідності до середніх (+342,5 мкВ/град). РВ у внутрішніх ділянках – 780 мкВ/град, а на гранях – 360 мкВ/град (рис. 3). Ці дані свідчать, що умови кристалізації піриту-ІІ на завершальних етапах певною мірою відрізнялися від початкових, але відмінність значень термо-е.р.с. кристалів піриту, що різняться тільки переважанням простих форм їхнього габітусу може вказувати на різні умови їх зародження.

	А	Рис.3. Генеральні вибірки значень термо-е.р.с. піриту-ІІ родовища Берегово: А – на гранях кристалів; Б – у внутрішніх ділянках. Стрілкою показано зміщення середнього значення термо-е.р.с. від внутрішніх ділянок кристалів до їхньої поверхні.
	Б

2.2.2. Рудопрояв Марів. На рудопрояві Марів виділено 2 генерації піриту (пірит-І та пірит-ІІ). Ущiльнена iнформацiя щодо термоелектричних властивостей пiриту-І, переважаючою формою якого є куб, наведена на рис.4 (А,Б). Значення коефiцiєнту термоелектричного потенцiалу (a) на гранях пiриту-І змiнюються в межах вiд +200 до +810 мкВ/град, за середнього значення a = +454 мкВ/град; розмах вибiрки цих значень дорiвнює 610 мкВ/град (див. рис.4, А). Внутрiшнi частини (елементи-домішки: Сu, Co) цього мiнералу характеризуються значеннями термо-е.р.с. величина котрих змiнюється вiд +200 до +710 мкВ/град, а середнє значення a = +405 мкВ/град; розмах вибiрки складає 570 мкВ/град, (див. рис.4, Б).

Генеральна вибiрка значень термо-е.р.с. пiриту-ІІ, габiтус якого визначається комбінацією граней куба та пентагон-додекаедра, наведена на рис. 4 (В,Г). Значення коефiцiєнту a на гранях пiриту (серед елементів-домішок переважає Ti) цiєї генерацiї коливаються в межах вiд +20 до +730 мкВ/град за середнього значення a = +340 мкВ/град; розмах вибiрки становить 710 мкВ/град, (див.рис.4,Г). Внутрiшнi частини пiриту-ІІ (елементи-домішки: Cu, Ti) характеризуються значеннями термо-е.р.с., в межах вiд +200 до +740 мкВ/град; середнє значення a = +415 мкВ/град, а розмах вибiрки - 540 мкВ/град (див. рис. 4, Г).

Пірит-І	Пірит-ІІ
Рис.4. Генеральні вибірки значень термо-е.р.с. піриту-І та піриту-ІІ рудопрояву Марів: А – на гранях кристалів; Б – у внутрішніх ділянках. Стрілками показані зміщення середніх значень термо-е.р.с. від внутрішніх ділянок кристалів до поверхні.

Усі кристали піриту-І та піриту-ІІ, мають дiркову провідність. Водночас рiзнi гранi кристалів габітус котрих визначається комбінацією простих форм [100] та [210], характеризуються значеннями термо-е.р.с., що рiзняться мiж собою.

Загалом, аналіз мiнливостi термоелектричних властивостей рiзновiкових генерацiй пiриту рудопрояву Марів, пов’язаних з їх морфологічними особливостями дає змогу говорити про певну взаємозалежнiсть цих показникiв в процесi росту кристалiв.

Порiвняння значень термо-е.р.с. у внутрiшнiх частинах кристалiв пiриту-І i на їх поверхнi свідчить про існування тенденцiї змiщення середньостатистичних величин цього показника в напрямку вiд середніх значень діркової термоелектропровiдностi (+405 мкВ/град) до високих (+454 мкВ/град).

Для пiриту-ІІ також виявлена подiбна тенденцiя, але підвищення цього показника має протилежний напрямок - вiд високих значень (+415мкВ/град) діркової провідності до середніх (+340мкВ/град).

Загалом виявлена нами закономірна мінливість термо-е.р.с. піриту-І і піриту-ІІ у межах рудопрояву Марів може свідчити про рiзнi умови їхнього росту, що спонукали до розвитку різноманітних габiтусних форм, котрі утворюють своєрiдні морфологiчні ряди кристалiв цього мiнералу. Піриту-І від ранніх зароджень до пізніх притаманний перехід від власне кубічної форми до її комбінації з тригон-три-октаедром. Піритові-ІІ властиві комбіновані форми, що визначаються гранями куба і пентагон-додекаедра. У ранніх виділеннях цього мінералу переважають грані [100], а у пізніх [210].

Звертає на себе увагу спiвзвучнiсть одержаних нами результатiв з даними iнших авторiв [6,7] по вiдомих золоторудних родовищах рiзних формацiйних груп. Зокрема І.В. Попівняк та інші (1985) показали: що на Зун-Холбинському золоторудному родовищі (Східний Саян), локалiзованому в карбонатних породах, кристали раннього пiриту-І, що поширенi в межах жильного виповнення i у вмiсних породах також мають вiдносно великі розмiри, i характеризуються переважно кубiчним габiтусом. Кристали ж пiзнішого пiриту-ІІ як i на Марiвському рудопроявi мають комбіновані форми (комбінація граней куба і пентагон-додекаедра), а їх розмiри не перевищують 2 мм.

Водночас, дані [12] свідчать про те, що в рудах і кислих вмісних породах Ірокіндінського золоторудного родовища, раннi, відносно великі (до 60 мм) кристали піриту-І мають пентагон-додекаедричний габітус, тодi як пiзнiші, дрібні (до 2 мм) кристали піриту-ІІ характеризуються кубічним габітусом. Очевидно, не тiльки склад мiнералотворних флюїдiв впливає на формування габiтусних форм кристалiв пiриту, але також, певною мірою, i склад вмiсних порiд.

Отримані нами дані по рудопрояву Марів подібні до вищенаведених щодо Холбинської групи родовищ (Східний Саян, Росія).

На основі результатів проведеного нами дослідження, з врахуванням досвіду попередників [Попівняк, 1977,1985] є підстави зробити обнадійливе припущення щодо перспективності глибоких горизонтів рудопрояву Марів.

2.2.3. Садонське родовище. На основі детального мінералого-парагенетичного аналізу порід родовища Садон нами виділені дві генерації піриту: пірит-І та пірит-ІІ. Кристали їх чітко різняться не тільки за характером вікових співвідношень (пірит-І ранніший порівняно з піритом-ІІ) але і морфометрично.

Пірит першої генерації є одним із найранніших сульфідів у межах рудопрояву. Його характерною габітусною формою є куб. Він добре поширений у вмісних породах і рідше трапляється серед жильних утворень. Частіше спостерігається у вигляді монокристалів, розміри яких коливаються від 0,1 до 1,5 мм.

Пірит другої генерації поширений обмеженіше ніж пірит-І, але порівняно з іншими сульфідами трапляється досить часто. Він представлений монокристалічними утвореннями, головною габітусною формою яких є пентагон-додекаедр. Розмір таких кристалів змінюється від 0,1 до 1,5 мм. У вмісних породах пірит-ІІ разом з піритом-І утворює досить помітні ореоли піритизації, що можуть мати рудопошукове значення.

Окрім вищенаведених морфологічних ознак піриту родовища Садон прослідковуються і перехідні габітусні форми - комбінація граней пентагон-додекаедра і куба. Відсоткове співвідношення граней куба та пентагон-додекаедра різне: в окремих випадках переважають грані пентагон-додекаедра, а в інших навпаки - грані куба. Це певною мірою позначається на зміні середнього значення термоелектричного потенціалу у напрямку росту кристалів.

Для кристалів піриту-І у напрямку їх росту (від внутрішніх ділянок до периферійних) характерна зміна термоелектричного потенціалу від нижчих (317,1 мкВ/град) значень діркової провідності до вищих (355,7 мкВ/град). Для кристалів піриту-ІІ така зміна спрямована у протилежну сторону – від високих (378,13 мкВ/град) значень діркової провідності до менших (371,6 мкВ/град).

	А		А
	Б		Б
Пірит-І		Пірит-ІІ
Рис.5. Генеральні вибірки значень термо-е.р.с. піриту-І та піриту-ІІ родовища Садон: А – на гранях кристалів; Б – у внутрішніх ділянках. Стрілками показані зміщення середніх значень термо-е.р.с. від внутрішніх ділянок кристалів до поверхні.

Для перехідних форм теж спостерігається подібна тенденція. У кристалах, в яких переважають грані куба напрям зміщення середнього значення термоелектричного потенціалу співпадає з напрямом зміщення середнього значення термоелектричного потенціалу піриту-І. У внутрішніх ділянках - 349,36 мкВ/град тоді як на гранях - 354,125 мкВ/град. Для внутрішніх ділянок кристалів піриту, в яких переважає пентагон-додекаедр, середнє значення термоелектричного потенціалу становить 351,6 мкВ/град, а на гранях -322,74 мкВ/град.(рис.6)

Рис.6. Генеральні вибірки значень термо-е.р.с. піриту перехідного габітусу родовища Садон: А – на гранях кристалів; Б – у внутрішніх ділянках. Стрілками показані зміщення середніх значень термо-е.р.с. від внутрішніх ділянок кристалів до поверхні.

За наведеними термоелектричними та кристалографічними особливостями піриту Садонського родовища намічається морфологічний ряд послідовно утворених його кристалів:

Відносний час

Звертає на себе увагу одинаковий розмах вибірок значень термо-е.р.с. у внутрішніх ділянках кристалів та на їхній периферії (внутрішні ділянки кристалів піриту І мають РВ – 300 мкВ/град, грані – 300 мкВ/град). Незмінний РВ від внутрішніх ділянок кристалів до граней свідчить про те, що фізико-хімічні умови кристалізації піриту-І були відносно стабільні.

Кристали піриту-ІІ, габітус яких визначається як [100] > [210] у внутрішніх ділянках мають РВ – 290 мкВ/град і на гранях – 290 мкВ/град. Очевидно, що процес кристалізації піриту-ІІ мав аналогічний характер що й піриту-І. РВ значень термо-е.р.с. у периферійних та центральних ділянках кристалів піриту-ІІ теж суттєво не відрізняється (на гранях 280 мкВ/град., а у внутрішніх ділянках – 290 мкВ/град). Це свідчить про стабільну і відносно повільну кристалізацію піриту Садонського родовища.

2.2.4. Родовище Архон. На цьому родовищі, як і на багатьох інших, пірит є добре поширеним мінералом. Він трапляється як у золоторудних тілах, так і у вмісних породах.

За результатами детального мінералого-парагенетичного аналізу руд нами, виділенi дві генерації піриту (пiрит-І та пiрит-ІІ), котрі представленні у межах родовища агрегатними утвореннями.

Пірит першої генерації трапляється у вигляді агрегатів та ділянок суцільної піритизації як безпосередньо в кварцових жилах так і у зальбандах. За кількісними показниками він явно переважає пірит–ІІ.

Пірит другої генерації поширений обмеженіше порівняно з агрегатами піриту-І і на відміну від нього представлений у вигляді тонкозернистого ”нальоту” - дрібнозернистих до дисперсних прожилковидних вкраплень чи плівковидних відособлених зерен. Слід зазначити, що пірит-ІІ трапляється лише у кварцових жильних утвореннях.

Для агрегатів піриту-І родовища Архон характерна діркова провідність (середнє значення термоелектричного потенціалу +309,1 мкВ/град), тоді як для піриту-ІІ електронна (середні значення α = -321,2 мкВ/град) (рис.7).

			Б
Рис.7. Генеральні вибірки значень термо-е.р.с. агрегатних утворень піриту-І (А) та піриту-ІІ (Б) родовища Архон.

Така відмінність у термоелектричних властивостях пириту є переконливим аргументом на користь виділених нами двох його генерацій. Їхні термоелектричні властивості різняться і за розмахом вибірок (РВ агрегатів піриту-І становить – 510 мкВ/град., піриту-ІІ – 220 мкВ/град). Це може свідчити про те, що інтенсивність кристалізації піриту-ІІ порівняно з піритом-І була меншою.

2.2.5. Родовище Кочбулак. Нашими попередниками (Павлунь, 1988) на родовищі Кочбулак описані наступні різновиди монокристалів, зерен і зростків піриту (рис.8):

1. Ізометричні кристали піриту кубічного габітусу з розвинутими лише гранями куба.

2. Деформований куб з зовнішньою ромбодипірамідальною симетрією.

3. Ізометричні кристали піриту кубо-пентагон-додекаедричного габітусу з перевагою граней куба.

4. Приплюснуті (по кубу) кристали піриту кубо-пентагон-додекаедричного габітусу з перевагою граней куба.

5. Ізометричні кристали піриту кубо-пентагон-додекаедричного габітусу з добре розвинутими формами куба і пентагон-додекаедра.

6. Приплюснуті (по кубу) кристали піриту кубо-пентагон-додекаедричного габітусу з добре розвинутими формами куба і пентагон-додекаедра.

7. Ізометричні кристали піриту кубо-пентагон-додекаедричного габітусу з перевагою форм пентагон-додекаедра.

8. Приплюснуті (по кубу) кристали піриту кубо-пентагон-додекаедричного габітусу з перевагою граней пентагон-додекаедра.

9. Видовжені (по пентагон-додекаедру) кристали піриту кубо-пентагон-додекаедричного габітусу з перевагою граней пентагон-додекаедра.

10. Ізометричні кристали піриту кубо-пентагон-додекаедричного габітусу з розвинутими лише гранями пентагон-додекаедра.

11. Видовжені кристали піриту пентагон-додекаедричного габітусу з розвинутими лише гранями пентагон-додекаедра.

12. Псевдоморфози піриту на мінералах заліза, які виділились в результаті “розпаду твердих розчинів” магнезіально-залізистих мінералів

13. Дендрити і дендритовидні тонкозернисті вкраплення піриту в прожилках кварцу, гіпсу і карбонату.

14. Дендритовидні дрібнозернисті до дисперсних прожилковидних вкраплень піриту в вміщуючих породах.

15. Кристали піриту октаедричного габітусу.

1 3 5 7 9 11 13 15		2 4 6 8 10 12 14
Рис8. Морфологічні особливості піриту родовища Кочбулак.

Наші дослідження частково підтвердили результати попередників. Зокрема було виділено пірит форм наведених у пунктах: 1;2;8;13;14;15 та досліджено їх термоелектричні властивості. (рис.9)

Рис.9. Генеральні вибірки значень термо-е.р.с. агрегатів піриту родовища Кочбулак.

Слід зазначити, що грані кристалів піриту мають як дзеркальну так і штриховану поверхню. Дзеркальна поверхня притаманна граням пентагон-додекаедра, а штриховка –граням куба, що вказує, на більш раннє зародження кубічних кристалів. Зустрічаються також комбінації цих скульптур на гранях кристалів.

На рис. 9 наведені узагальнені результати дослідження термоелектричних властивостей піриту де чітко виділяються два піки, так звана бімодальність, які мають p- та n-провідність. За кількісним відношенням пірит, якому належить мода з n-провідністю явно переважає. Це, очевидно, дає нам змогу стверджувати про те, що він є ранішим порівняно з піритом, мода котрого має n-провідність. Середнє значення термоелектричного потенціалу становить 14,46 мкВ/град, а РВ=1570 мкВ/град. Це свідчить про дуже мінливий флюїдний режим протягом періоду кристалізації піриту родовища Кочбулак.

***

Загалом, результати дослідження термоелектричних властивостей піриту досліджуваних родовищ зведені у таблиці 1,2.

Таблиця 1.

Значення термо-е.р.с. різновікових генерацій піриту

на гранях та внутрішніх ділянках його кристалів

№ п/п

Родовища та рудопрояви

Пірит-І

Пірит-ІІ

Габітусна форма

Внутрішні ділянки (мкВ/град)

Грані (мкВ/град)

Габітусна форма

Внутрішні ділянки (мкВ/град)

Грані (мкВ/град)

1.

Садон

+200...+480

+200…+480

+200...+500

+200..+480

2.

Архон

+200…+650

-200...-390

3.

Марів

+200...+710

+200...+810

+200...+740

+20…+730

4.

Кочбулак

-720…+850

5.

Берегово

-230…+620

-150…+800

-120…+720

Таблиця 2.

Зміщення середніх значень термо-е.р.с.різновікових генерацій піриту від внутрішніх ділянок його кристалів до зовнішніх.

Генерація піриту

aсер (мкВ/град)

Напрямок зміщення aсер від внутрішніх ділянок кристалів до площин їхніх граней

aсер (мкВ/град)

Садон

Пірит-І	+317,11		+355,77
Пірит-ІІ	+371,6		+378,13

Марів

Пірит-І	+405	+454
Пірит-ІІ	+340	+415

Архон

Пірит-І	+309,1
Пірит-ІІ	-321,2

Кочбулак

Пірит

-14,46

Берегово

Пірит-І	+310.9
Пірит-ІІ	+322.8		+463.6
Пірит -II	+339.04		+342.4

З’ясовано, що у кристалах піриту-І з родовища Садон та рудопрояву Марів у напрямку їх росту зміщення середнього значення термоелектричного потенціалу спрямоване від середніх значень діркової провідності до високих, тоді як у кристалах піриту-ІІ напрямок зміщення протилежний – від вищих значень діркової провідності до нижчих. Водночас на Берегівському родовищі у кристалах піриту-ІІ від внутрішніх до периферійних ділянок напрямок зміщення середньго значення термо-е.р.с. залежить від їх габітусних особливостей. Наприклад, для кристалів, в морфології яких переважає гексаедр над пентагон-додекаедром, характерне зміщення - від середніх значень діркової провідності до нижчих, а для кристалів, в морфології яких переважає пентагон-додекаедр над гексаедром, - навпаки – від середніх значень діркової провідності до вищих. На родовищах Архон, Кочбулак і Берегово (пірит-І) пірит представлений агрегатними утвореннями та прожилками, тому визначити напрямок росту складно і заміряти термо-е.р.с. у напрямку росту нам не вдалось.

ВИСНОВКИ

1. Нами вперше досліджено та співставлено типоморфізм піриту золоторудних та золотополіметалічних родовищ та рудопроявів Українських Карпат (Марів, Берегово), Кавказу (Садон, Архон) і Тянь-Шаню (Кочбулак).

2. Наведені фактичні дані свідчать насамперед про те, що в межах різних флюїдодинамічних золото- і поліметалічних рудогенеруючих палеоситем кристаломорфологічні ряди піриту продуктивних генерацій суттєво відрізняються від допродуктивних. Таку конкретну відмінність типоморфних особливостей піриту на кожному досліджуваному геологічному об’єкті (родовищі або рудопрояві) використовують як пошуково-оцінний критерій у геологічній практиці. Водночас продуктивні і непродуктивні генерації піриту родовищ різних формаційних типів різняться за типоморфними ознаками, тому розроблені оцінні критерії можна використовувати відносно тільки цього об’єкту.

3. На всіх наведених об’єктах досліджено та співставлено кристаломорфологічні особливості піриту різновікових генерацій та їх термоелектричні властивості. Однак, однозначної залежності між термо-е.р.с. піриту і його формою не виявлено, оскільки кристали однакової форми на родовищах і рудопроявах різних флюїдодинамічних рудогенеруючих палеосистем характеризуються як електронною, так і дірковою провідністю. Водночас кристали піриту, що мають різні габітусні форми, із різних палеосистем часто характеризуються однаковим типом провідності (наприклад ряд рудопроявів Рахівської палеоситеми [24]). Таким чином дослідження кристаломорфології піриту у зв’язку з його термоелектричними властивостями теж свідчить, що цю типоморфну ознаку можна використовувати стосовно тільки конкретного родовища чи рудопрояву.

4. Вперше зроблено висновок про переспективність на золоте зруденіння глибоких горизонтів рудопрояву Марів, котрі на даний час недоступні для прямого спостереження.

5. Загалом типоморфнi ознаки (морфологія, морфометрія та термоелектричні властивості) пiриту в комплексі з іншими ознаками, використовуються нами як один iз критеріїв попередньої оцiнки золотоносності рудних тіл. Головна роль при цьому вiдводиться кристаломорфологiї цього мiнералу, габiтуснi форми якого можуть визначатися навiть у польових умовах.

6. За результатами наших досліджень підтверджено уявлення І.І. Шафрановського [25] про те, що мінералотворне середовище, котре характеризується новими фізико-хімічними параметрами обумовлює утворення нових форм кристалів.

СПИСОК ВИКОРИСТАНИХ ЛІТЕРАТУРНИХ ДЖЕРЕЛ

1. Бадалов С.Т., Голованов И.М., Дунин-Барковская Э.А. Геохимические особенности рудообразующих и редких елементов ендогенных месторождений Чаткало-Кураминских гор. Ташкент: ''Фан” 1971 с.157-160.

2. Волошин. А.А. Геологическое строение и рудоносность северо-западного окончания Мармарошского масива. Киев, “Наукова думка”, 1981. –105с.

3. Вольфсон Ф.И. Главнейшие типи свинцово-цынкових месторождений. Советская геология. 1956г №53 198с.

4. Вольфсон Ф.И., Дружинин А.В. Главнейшые типи рудных месторождений М.: Недра 1975 392с.

5. Геология и рудные месторождения Центрального Кавказа. Из-во: АН СССР М.-Л. 1948г 341с.

6. Горная энцыклонедия. Том 4 М:Наука 1984. 623с.

7. Зембатов С.С., Рыпинская Е.Г., Рыпинский С.М.К вопросу о поисках скрытого полиметаллического оруденения в Садоно-Унальском рудном поле. – В кн.: Геология и полезные ископаемие Северной Осетии. Орджокинидзе: ИР 1969г С.52-54.

8. Круглов С.С. “О влиянии Мармарошского кристалического масива на развитие флишeвых Карпат”(Геология Советских Карпат) / доклады сов. геол. на 12 конгресе КБГА. Киев, “Наукова думка”, 1984., 105-114 ст.

9. Кузнецов В.Е. Законы и формулы физики / Киев: Наукова думка. –1989. –720с.

10. Лазаренко Є.К., Лазаренко Є.А., Баришніков Є.К. та ін. “Мінералогія Закарпаття.” Львів, 1963.

11. Магакьян И.Г. Рудные месторожденния. Второе дополненое издания. Из-во АН Армянской ССР Ереван 1961 548с.

12. Малахов А.А., Назирова Р. Эндогенные рудные формации Узбекистана. Ташкент: ''Фан” 1966г т.1 с.187-207

13. Мацькiв Б.В., та iн. Отчет о глубинном геологическом картировании в пределах листов М-35-133-В,Г, L-35-1-А, Б за 1981-84 г. (Раховский рудный район), 1984, 289 с.;

14. Нечепуренко О.О. “Лiтохiмiчнi пошуки Au в пiвнiчнiй частинi рахiвського рудного району”- Звiт Рахiвської геологорозвiдувальної партiї про результати пошукiв робiт проведених в 1998-1994 рр.

15. Новые данные по геологии, минералогии и геохимии рудных районов Узбекистана. ”Зап. Узб. Отд. ВМО” 1970г вып. 22. с.37-48.

16. Ремешило Б.Г., Скакун Л.З. “Мiнералогiчне картування рудних тiл Берегiвського рудного поля в масштабi 1 : 1000”. Львiв, 1991.

17. Руднев В.Н. Садонское месторождение свинца и цынка. Природные богатства Сев.-Кавказского края. 1935 264с.

18. Рыпинский С.М., Рыпинская Е.Г., Зембатов С.С. Структурные особенности размещения свинцово-цынкового оруднения в пределах Северо-Осетинского полиметаллического пояса. – В кн.: Геология и полезные ископаемие Северной Осетии. Орджокинидзе: ИР 1969г С.37-47.

19. Рудные месторожденния СССР. В 3-х томах. Под об. ред. акад. В.И.Смирнова. т. 2 М.: Недра 1974 389с.

20. Рудные месторожденния СССР. В 3-х томах. Под об. ред. акад. В.И.Смирнова. т. 3 М.: Недра 1974 472с.

21. Рудные формации эндогенных месторождений. Том 2. М.:Недра. 1976г. 396с.

22. Скакун Л.З. “Мінералого-генетична модель Мужієвського золото-поліметалічного родовища (Закарпаття).”

23. Смiрнов Г.I. “Мiнералогiя свинець-цинкових родовищ Берегівського горбогогір’я і Рахівського масиву в Закарпатті.” Львів,1955.

24. Ціхонь С.І., Городечний А.І. Типоморфізм піриту золоторудних проявів Рахівського рудного району (Закарпаття). Матеріали молодіжної наукової конференції “Наука про Землю – 2001”. Львів. ЛНУ імені Івана Франка, 19-21 жовтня 2001р. С.87-88.

25.Шафрановский И.И. Лекции по кристаллографии. - М.: “Высшая школа”, 1968 383с.