Минералогия вмещающих пород золото-кварцевого месторождения Осиновское (Средний Урал)

Полный текст

Введение

Осиновское золоторудное месторождение находится на Среднем Урале в пределах Абрамовской лицензионной площади, расположенной в 40 км к юго-западу от г. Каменск-Уральского и в 20 км к юго-востоку от г. Сысерти. Кварцевые золотоносные жилы бывшего Осиновского рудника в центре Абрамовской площади были открыты и отрабатывались в период с 1898 г. до 1905 г. и во второй половине 1930-х годов. В послевоенные годы на месторождении была проведена ревизия балансовых запасов, в результате чего запасы Осиновского рудника переведены в забалансовые. В 1996 г. по результатам проведении ГДП 1 : 50 000 были оценены прогнозные ресурсы золота Осиновского рудопроявления по категории Р₁ (Ведерников, Двоеглазов, 1997ф). В 2018–2020 гг. оценочные работы позволили расширить и изменить прежние представления о строении рудных тел и всего месторождения в целом.

В последнее время к месторождению появился интерес производственных организаций. В результате изучения образцов рудовмещающих пород, переданных ООО «Геопоиск», нами получены новые данные по распределению в них золото-теллуридной минерализации, уточнена пробность золота в различных минеральных ассоциациях, определены теллурид Au (калаверит) и теллурид Ni (мелонит), РЗЭ и РЗЭ-содержащие минералы: силикаты (эпидот, алланит, торит), карбонаты (гидроксилбастнезит-(Ce)), фосфаты (монацит, ксенотим) и минералы U (уранинит). В данной работе приведены результаты этих исследований.

Краткая характеристика объекта

Месторождение расположено в пределах Осиновского рудного поля Новоипатовского рудного узла (Коровко и др., 2015). Пространственно оно приурочено к юго-восточной краевой области развития пород Рефтинского габбро-диорит-плагиогранитового комплекса, протягивающегося в северо-восточном направлении практически через всю лицензионную площадь (рис. 1). Выявленные рудные тела Осиновского месторождения имеют согласное с Рефтинским комплексом простирание под углом 40–45° и, по имеющимся данным, генетически связаны с его формированием. Месторождение располагается среди метаморфитов, представленных кристаллическими сланцами, амфиболитами, гнейсами, гранитогнейсами и гранитоидами кварц-диоритового или гранодиоритового состава с маломощными до 10 см прослоями углеродисто-кремнистых и кремнистых сланцев вдоль зон рассланцевания и редкими линзами мраморов мощностью до 3 м. По среднему химическому сос-таву метаморфические породы рудовмещающей малорефтинской толщи (O₃–S₁mr) близки к островодужным толеитам базальт-риолитовой формации.

 

Рис. 1. Положение лицензионного участка на географической схеме (а) и геологической карте масштаба 1 : 200 000 (б) (Коровко и др., 2015). 1–3 – Петуховский монцонит-гранитовый комплекс: 1 – граниты, лейкограниты; 2 – кварцевые монцониты, сиениты, кварцевые сиениты; 3 – монцогаббро, монцониты; 4–6 – Рефтинский габбро-диорит-плагиогранитовый комплекс: 4 – плагиограниты, тоналиты; 5 – диориты, кварцевые диориты; 6 – габбро; 7 – дайки габбродолеритов, долеритов; 8 – базальты, андезибазальты, андезиты, дациты, песчаники, алевролиты с горизонтами известняков маминской толщи; 9 – базальт-дацитовая толща; 10 – слюдяно-кварцевые, графит-, гранат- и ставролитсодержащие, амфибол-полевошпатовые сланцы, кварцито-сланцы, мраморы колюткинской толщи; 11 –эпидот-амфиболовые, амфибол-плагиоклазовые, биотит-серицит-плагиоклаз-кварцевые сланцы, мраморы малорефтинской толщи; 12 – Златогоровский надвиг; 13 – надвиги; 14 – границы лицензионного участка.

Fig. 1. Position of the licensed area on geographical scheme (a) and geological map on a scale of 1 : 200 000 (б) (Korovko et al., 2015). 1–3 – Petukhovsky monzonite-granite complex: 1 – granite, leucogranite; 2 – quartz monzonite, syenite, quartz syenite; 3 – monzogabbro, monzonite; 4–6 – Reftinsky gabbro-diorite-plagiogranite complex: 4 – plagiogranite, tonalite; 5 – diorite, quartz diorite; 6 – gabbro; 7 – dikes of gabbrodolerite and dolerite; 8 – basalt, basaltic andesite, andesite, dacite, sandstone, siltstone with limestone horizons of the Maminskaya Sequence; 9 – basaltic-dacitic sequence; 10 – mica-quartz, graphite-, garnet- and staurolite-bearing, and amphibole-feldspar schist, quartzite schist, marl of the Kolyutkino Sequence; 11 – epidote-amphibole, amphibole-plagioclase, and biotite-sericite-plagioclase-quartz schist, Maloreftinsky Sequence; 12 – Zlatogorovsky Thrust, 13 – thrusts; 14 – boundaries of the licensed area.

 

Осиновское месторождение сложено тремя кварцево-жильными системами, объединенными в жилы Нагорная, Веселая и Красавица (Ведерников, Двоеглазов, 1997ф). Жильные системы представлены серией сближенных субпараллельных кварцевых прожилков (до 5 штук), расположенных в виде протяженных полос шириной 1–6 м, в среднем, 2 м. Содержание Au по простиранию неравномерное, при этом отмечаются отдельные обогащенные участки («рудные столбы») протяженностью первые десятки метров с содержаниями 120–150 г/т.

По данным бурения контуры рудных тел имеют те же элементы залегания, что и полосчатость и сланцеватость вмещающих пород. Общее падение рудных тел юго-восточное под углом от 65° до 80°. Все рудные тела располагаются в минерализованной золоторудной зоне, протягивающейся в пределах месторождения на 630 м. Ширина зоны колеблется от 70 до 100 м. Всего в пределах Осиновского месторождения по оптимальному борту 0.3 г/т выделено 13 рудных тел окисленных и полуокисленных руд.

Золоторудная минерализация представлена золото-кварцевым, преимущественно малосульфидным типом. Рудная вкрапленность, как правило, рассеянная, часто группирующаяся вдоль сланцеватости в виде цепочек, линз или маломощных прослоев, обогащенных сульфидами. Сульфидные агрегаты мелкие: до 1–3 мм, иногда 8–10 мм. В золотоносных кварцевых прожилках сульфиды встречаются крайне редко. Более 70 % золота образует пылеватую вкрапленность в околожильных метасоматитах. Основными рудными минералами являются пирит, пирротин и ильменит, второстепенными – сфалерит и халькопирит. Самородное золото обнаружено в пирите и в нерудной массе, характеризуется мелкими (не более 10 мкм) размерами выделений. Отмечены находки теллуридов Au, Ag, Pb и Bi.

Методы исследования

Из образцов минерализованных пород были изготовлены шлифы и аншлифы для оптических и электронно-микроскопических исследований. Все исследовательские работы проведены в Центре коллективного пользования ЮУ ФНЦ МиГ УрО РАН (г. Миасс). Оптико-микроскопическое изучение шлифов проводилось на микроскопе ПОЛАМ Р-312, аншлифов – на микроскопе Olympus BX51 с цифровой приставкой. Исследования в отраженных электронах, получение энергодисперсионных спектров и количественное определение состава минералов выполнено на сканирующем электронном микроскопе Tescan VEGA 3sbu с энергодисперсионным спектрометром (ЭДС) Oxford Instruments X-act. Условия анализа: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток пучка 20 нА, диаметр электронного пучка 2–3 мкм, время набора каждого спектра 120 с. Количественный анализ проведен с использованием эталонов сертифицированного стандарта № 1362 (Microanalysis Consultants Ltd), MINM25-53 (Astimes Scientific Limited, серийный номер 01-044) и НЭРМА.ГЕО1.25.10.7417.

Результаты исследований

Петрографическая характеристика пород. Исследованные образцы представляют собой сланцы, состоящие из переменного количества полевых шпатов, кварца, слюды, карбонатов и содержащие рудную вкрапленность и кварцевые прожилки.

Полевошпат-слюдисто-кварцевые сланцы характеризуются сланцеватой, полосчатой, линзовидно-полосчатой, местами сланцевато-плойчатой и плойчатой текстурой (рис. 2а). Структура большей частью порфиробластовая, основная ткань лепидогранобластовая (рис. 2б, в). Порфиробласты плагиоклаза и ортоклаза образуют таблитчатые зерна, большей частью деформированные, серицитизированные, часто с корродированной границей зерен, частично или полностью замещенные карбонатом (рис. 2в). Отдельные обособления неправильной и линзовидной формы сложены карбонатом и биотитом в переменных количествах. В некоторых из них преобладает карбонат, в других – карбонат ассоциирует с биотитом, количество которого колеблется в пределах от 5 до 10 об. %, редко до 50 об. %. Рудные минералы (пирит, пирротин) в виде зерен различной формы размером до 100 мкм обычно приурочены к биотит-карбонатной или кварц-биотит-карбонатной ассоциации (рис. 2б). Местами пластинки биотита и зерна рудного минерала располагаются по спирали (рис. 2г). Слюдисто-кварцевый агрегат основной ткани состоит из зерен кварца разной формы и размера (10– 100 мкм), пластинок и чешуек биотита и мусковита, реже хлорита, зерен карбоната и рудного минерала, обычно ассоциирующего с хлоритизированным биотитом.

 

Рис. 2. Полевошпат-слюдисто-кварцевый сланец: а – линзовидно-полосчатая текстура породы, подчеркнутая вкрапленностью биотита (Bt) и пирита (Py); б, в – лепидогранобластовая структура основной ткани: порфиробласт ортоклаза (Fsp) с карбонатом (Ca), слюдой, кварцем (Q) и пиритом; г – тонкая вкрапленность рудных минералов и биотита в структуре, отражающей вращение под давлением. Поляризационный свет.

Fig. 2. Feldspar-mica-quartz schist: a – lenticular-banded texture emphasized by inclusions of biotite (Bt) and pyrite (Py); б, в – lepidogranoblastic structure of the matrix: porphyroblast of orthoclase (Fsp) with carbonate (Ca), mica, quartz (Q) and pyrite; г – thin dissemination of ore minerals and biotite in a structure reflecting pressure-related rotation. Polarized light.

 

При увеличении содержания хлорита возникает пятнистая текстура, обусловленная присутствием агрегатов неправильной формы преимущественно хлоритового состава местами с примесью кварца или кальцита. Встречаются линзовидные участки, сложенные серицитом с переменным количеством кварца, хлорита, карбоната и рудного минерала (рис. 3а, б). Такие участки часто деформированы, фрагментированы, со сдвигом фрагментов согласно сланцеватости породы. Отмечаются агрегаты хлорит-серицитового состава с реликтовыми зернами полевых шпатов (плагиоклаза или ортоклаза) в центре (рис. 3в). Рудные минералы приурочены к биотит-хлоритовой или хлорит-биотит-карбонатной ассоциациям обычно с небольшим содержанием кварца (рис. 3г). Именно в такой ассоциации установлены зерна самородного золота и теллуридов, расположенные вдоль спайности хлорита и слюды.

 

Рис. 3. Кварц-хлорит-слюдистый сланец: а – полосчатая текстура породы с линзовидными кварц-серицитовыми (Ser) агрегатами и пятнами карбоната (Ca) и хлорита (Chl); б – линзовидный агрегат серицита с лепидогранобластовой структурой; в – слюдисто-хлоритовый агрегат с реликтовым ортоклазом (Fsp) в центре; г – вкрапленность рудных минералов (Py) в хлорит-биотит-кальцитовой линзе; д – кварц-биотит-кальцитовый агрегат с хлоритовой каймой в слюдистой массе; е – сростки сдвойникованного клинохлора в ассоциации с кальцитом, содержащим мелкие пластинки биотита (Bt). Поляризационный свет.

Fig. 3. Quartz-chlorite-micaceous schist: a – banded texture with lenticular quartz-sericite (Ser) aggregates and carbonate (Ca) and chlorite (Chl) spots; б – lenticular sericite aggregate with lepidogranoblastic structure; в – micaceous-chlorite aggregate with relict orthoclase (Fsp) in the center; г – dissemination of ore minerals (Py) in chlorite-biotite-calcite lens; д – quartz-biotite-calcite aggregate with chlorite rim in micaceous matrix; е – intergrowths of twinned clinochlore in assemblage with calcite and small biotite (Bt) plates. Polarized light.

 

Хлорит слабо окрашен и по оптическим свойствам диагностируется как клинохлор. Представлен двумя генерациями: 1) мелкими чешуйчатыми агрегатами, замещающими биотит, и 2) более крупными идиоморфными таблитчатыми кристаллами размером до 1–3 мм. Таблитчатые кристаллы и сростки формируют прожилки и гнезда в породе. Сростки клинохлора размером до 1.5–2.0 мм располагаются незакономерно: иногда согласно сланцеватости породы, но часто под разными углами пересекают ее (рис. 3д). Пластинки деформированы с образованием механических двойников, появлением волнистого угасания. Хлорит обычно находится в ассоциации с биотитом и карбонатом в переменных соотношениях. В породе встречаются гнезда неправильной формы, состоящие из крупных пластинок хлорита размером до 2–3 мм, ассоциирующих с кальцитом, в котором находятся вростки мелких пластинок биотита (рис. 3е). Иногда крупнопластинчатый хлорит содержит иголки рутила-сагенита и редкие мелкие зерна эпидота.

Полевошпат-слюдисто-кварцевые сланцы содержат значительное количество кварцевых прожилков мощностью от долей миллиметра до нескольких сантиметров. Зерна кварца в прожилках имеют разную форму и размер и характеризуются гранобластовой структурой и катакластической текстурой. Хрупкая деформация в зернах кварца проявлена внутризерновыми трещинами, местами пересекающимися, часто залеченными гематитом. Пластическая деформация привела к волнистому погасанию (рис. 4а). Кварцевые зерна содержат флюидные включения размером 1–5 мкм, иногда образующие цепочки. Обычно в краевых частях зерен отмечаются следы растворения в виде щелевидных трещин, а также коррозионные границы и тени растворения (рис. 4б, в). В результате наложенных процессов формируются участки с микрогранобластовой структурой, состоящие из мелких зерен кварца без флюидных включений, с однородным погасанием и прямолинейными границами. В кварце с гранобластовой структурой в интерстициях развиваются мусковит и кальцит (рис. 4г).

 

Рис. 4. Кварцевый агрегат прожилка: а – кварцевые зерна (Q) с волнистым погасанием и зубчатой границей; б – щелевидные пустоты растворения в кварце; в – растворение зерен на границе и тени растворения в зернах; г – новообразованные мусковит (Mus) и кальцит (Ca) в кварцевом прожилке; д – милонитизированный кварцевый агрегат с зернами новообразованного кварца и рудным веществом (черное); е – трещины в кварце, залеченные биотитом (Bt), пиритом и рутилом (Rut). Поляризационный свет.

Fig. 4. Veinlet quartz aggregate: (a) quartz grains (Q) with wavy extinction and jagged boundary; б – slit-like dissolution cavities in quartz; в – dissolution of grains at the boundary and dissolution shadows in grains; г – newly formed muscovite (Mus) and calcite (Ca) in quartz veinlet; д – mylonitized quartz aggregate with grains of newly formed quartz and ore matter (black); е – fractures in quartz healed with biotite (Bt), pyrite, and rutile (Rut). Polarized light.

 

Основная ткань породы, в которой находятся кварцевые прожилки, также интенсивно деформирована, местами милонитизирована. В зернах плагиоклаза наблюдаются механические двойники, кварц рекристаллизован, местами перекристаллизован с образованием полиэдрических зерен новой генерации, трещины выполнены карбонатом, серицитом и рудным веществом (рис. 4д). Местами в таких деформированных участках отмечается биотит-хлоритовая ассоциация с рутилом (рис. 4е).

В наиболее интенсивно деформированных сланцах с катакластической и брекчиевой текстурой полосчатость нарушена трещинами деформаций, изгибами некоторых линзовидных прослоев и незакономерной пятнистой карбонатизацией (рис. 5а). Основная ткань породы неравномерно-зернистая, с отдельными порфиробластами и порфирокластами плагиоклаза и ортоклаза, реже кварца размером 0.1–1.0 мм, обычно с деформированными и корродированными границами. Плагиоклаз серицитизирован, по трещинам плагиоклаз и ортоклаз карбонатизированы (рис. 5б). Структура основной ткани микрогранобластовая или лепидогранобластовая.

 

Рис. 5. Полевошпат-хлорит-слюдисто-кварцевый сланец: а – лепидогранобластовый матрикс с биотит (Bt)-карбонатными (Ca) и кварц (Q)-биотитовыми агрегатами и пиритом (Py); б – деформированные карбонатизированные порфиробласты плагиоклаза (Pl) среди кварца и слюды; в – скопления карбоната (Ca) и биотита в матриксе с элементами сланцеватой текстуры; г – пластинки хлорита (Chl) с плеохроичными двориками в ассоциации с кальцитом (Ca) и слюдой; д, е – деформированный кварцевый прожилок на контакте с вмещающей породой; ж, з – рудная жилка и вкрапленность пирита в биотит-карбонат-хлоритовом агрегате вмещающей породы. Поляризационный свет.

Fig. 5. Feldspar-chlorite-mica-quartz schist: а – lepidogranoblastic matrix with biotite (Bt)-carbonate (Ca) and quartz (Q)-biotite aggregates and pyrite (Py); б – deformed carbonatized plagioclase (Pl) porphyroblast among quartz and mica; в – carbonate (Ca) and biotite in matrix with elements of schistose texture; г – chlorite plates (Chl) with pleochroic courtyards in assemblages with calcite (Ca) and mica; д, е – deformed quartz veinlet at the contact with host rock; ж, з – ore vein and pyrite dissemination in the biotite-carbonate-chlorite aggregate of host rock. Polarized light.

 

На фоне основной массы выделяются округло-овальные и неправильной формы биотит-кальцитовые агрегаты размером от 0.5–1.0 до 2.0– 3.0 мм с переменным содержанием хлорита и кварца (рис. 5в, г). В них всегда преобладает кальцит, содержание биотита варьирует, расположение пластинок биотита большей частью хаотичное, кварц в виде мелких зерен обычно располагается в краевых частях. Присутствует редкая вкрапленность рудных минералов. Местами эти агрегаты согласны с общей сланцеватой структурой.

Породу пересекают прожилки кварца с включениями рудного вещества. Один из таких прожилков мощностью около 3 мм сложен неравномернозернистым агрегатом кварца с размером зерен от 10–50 мкм до 1–2 мм и следами хрупкой и пластической деформации. Перпендикулярно границами прожилка присутствуют трещины, выполненные рудным веществом. Многочисленные изогнутые, ветвящиеся, пересекающиеся трещины, заполненные пиритом и карбонатом в разных соотношениях, продолжаются во вмещающую породу (рис. 5д, е). Рудные жилки могут сливаться, на их пересечении встречаются идиоморфные или гипидиоморфные кристаллы пирита и пластинчатые зерна пирротина (рис. 5ж, з).

Слюдистые сланцы состоят из кварца, мусковита (серицита) и биотита и представлены кварцево-слюдистыми и слюдисто-кварцевыми разновидностями с рудными минералами. Слои, сложенные мусковитом или биотитом подвержены формированию микроплойчатости, развитию позднего биотита и рудной вкрапленности и заполнению микрокливажных трещин пластинчатым мусковитом (рис. 6а, б). Рудная вкрапленность приурочена к скоплениям биотита, особенно к участкам, где биотит хлоритизирован (рис. 6в, г). В некоторых линзах, наряду с вкрапленностью пирита и пирротина, отмечаются включения апатита и рутила. В интенсивно перекристаллизованных участках, где образовался метасоматический кварц, пластинки биотита, имеют более крупный размер (до 100 мкм) (рис. 6д), интенсивно деформированы, местами развернуты. Совместно с биотитом встречаются турмалин и пирит (рис. 6е).

 

Рис. 6. Кварцево-слюдистый сланец: а, б – полосчато-плойчатая текстура и лепидогранобластовая и микрогранобластовая структура породы: включения пирита (Py) и биотита (Bt) и смятые пластинки слюды в основной массе (Mus); в, г – полосчатая текстура и лепидогранобластовая и микрогранобластовая структура породы с рудной вкрапленностью, приуроченной к биотитовым слоям; д – существенно серицитовый прослой с линзами биотита и приуроченной к ним рудной вкрапленностью; е – деформированные слои с биотитом, турмалином (Tur) и пиритом. Поляризационный свет.

Fig. 6. Quartz-micaceous schist: a, б – banded-lamellar texture and lepidogranoblastic and microgranoblastic structure of rock: inclusions of pyrite (Py) and biotite (Bt) and folded mica plates (Mus) in the matrix; в, г – banded texture and lepidogranoblastic and microgranoblastic structure of rock with ore dissemination mostly associated with biotite layers; д – mostly sericite interlayer with lenses of biotite and associated ore dissemination; е – deformed layers with biotite, tourmaline (Tur), and pyrite. Polarized light.

 

Рудная минерализация. Количество рудных минералов в породе варьирует от единичных зерен до крупных (до 7 мм) скоплений угловатой формы, тонкой вкрапленности или прожилков. Главные рудные минералы пирит, пирротин и ильменит. Из второстепенных и акцессорных минералов установлены халькопирит, сфалерит, марказит, рутил, магнетит, гематит, молибденит и Ag-содержащий галенит. Гипергенные минералы представлены гидроксидами железа.

Среди сульфидов преобладает пирит, который образует три морфологические разновидности: 1) крупные (до первых миллиметров) пористые и трещиноватые субгедральные кристаллы (пирит-1) (рис. 7а), которые иногда характеризуются псевдографический структурой, обусловленной замещением кристаллов нерудными минералами по отдельности; 2) удлиненные агрегаты с пластинчатым строением, которые срастаются с пиритом-1 и по которым развиваются марказит (рис. 7б) и халькопирит; 2) относительно мелкие, массивные зерна (пирит-2) со скругленными краями и многочисленными включениями рудных (пирротин, халькопирит, сфалерит, ильменит, самородное золото, теллуриды, Ag-содержащий галенит) и нерудных (анкерит, эпидот, гидроксилбастнезит-(Ce), апатит) минералов (рис. 7в); 3) тонкодисперсный пирит-3 с так называемой структурой «птичьего глаза», скорее всего замещающий пирротин (Ярош, 1973), в виде округлых включений в пирите-2 (рис. 7г).

 

Рис. 7. Морфология и ассоциации основных рудных минералов в рудах Осиновского месторождения: а – субгедральные пористые кристаллы пирита-1 (py-1); б – сростки марказита (mcs) и пирита (py); в – изометричные зерна пирита-2 (py-2) с включениями пирротина (po) и ильменита (ilm), сфалерита (sph) также с включениями пирротина; г – округлое включение тонкодисперсного пирита-3 (py-3) в кристалле пирита-2; д – ильменит с вростками рутила (rut) в пирите; е – ориентированная вкрапленность рутила в нерудной массе. Отраженный свет.

Fig. 7. Morphology and assemblages of major ore minerals in ores of the Osinovskое deposit: a – subhedral porous pyrite-1 crystals (py-1); б – intergrowths of marcasite (mcs) and pyrite (py); в – isometric grains of pyrite-2 (py-2) with inclusions of pyrrhotite (po) and ilmenite (ilm), sphalerite (sph) also with pyrrhotite inclusions; г – rounded inclusion of finely dispersed pyrite-3 (py-3) in pyrite-2 crystal; д – ilmenite with rutile ingrowths (rut) in pyrite; e – oriented dissemination of rutile in matrix. Reflected light.

 

Пирротин встречается в виде крупных угловатых и пористых агрегатов в срастании с пиритом и халькопиритом в нерудной массе, а также многочисленных округлых включений в пирите. Размер включений пирротина достигает 100 мкм. С пирротином ассоциируют самородное золото и теллуриды Au и Ag. В единственном случае обнаружены мельчайшие включения пирротина в сфалерите (см. рис. 7в).

Ильменит найден в виде субгедральных и эвгедральных кристаллов, реже сростков с рутилом (до 30 мкм), магнетитом или гематитом в нерудной массе или пирите (рис. 7д). Рутил в ильмените присутствует в виде тонких выклинивающихся пластинок. Скопления рутила, титанита и лейкоксена (?) образуют мелкие пластинчатые выделения в нерудной массе (рис. 7е).

Гидроксиды железа встречаются в породе локально, образуют прерывистые прожилки, пятна и каймы вокруг кристаллов пирита.

Золото-теллуридная ассоциация минералов представлена самородным золотом, теллуридами Ag (гессит) и Ag–Au (петцит), реже встречаются теллуриды Au (калаверит), Ag–Bi (волынскит ?) и Ni (мелонит). Минералы присутствуют в виде включений в пирите, пирротине, реже в виде гнездообразных скоплений в нерудной массе. В единственном случае в пирите обнаружено включение Ag-содержащего галенита. Все минералы образуют как отдельные индивиды, так и взаимные сростки.

Самородное золото (Au 70.63–95.70 мас. %) выявлено в пирит-пирротиновой и слюдисто-хлоритовой ассоциациях (рис. 8) в ассоциации с петцитом, гесситом и мелонитом в пирите и с алтаитом, калаверитом и мелонитом среди хлорита и слюды (рис. 9). Химический состав самородного золота характеризуется значительными вариациями содержаний Ag (4.26–29.37 мас.%) (табл. 1). Единственное зерно самородного золота размером 4 мкм, обнаруженное в пирите, отличается максимальными содержаниями Ag (табл. 1, ан. 1). Самородное золото в ассоциации с пирротином характеризуются небольшими вариациями содержаний Ag (6.24– 14.89 мас. %) (табл. 1, ан. 2–6, рис. 8а, б). Размер зерен варьирует от 5 до 25 мкм. В нерудной массе содержание Ag в самородном золоте понижается до 4.26 мас. % (табл. 1, ан. 7–10, рис. 8в–е). Размер зерен не более 10–12 мкм. Зерна самородного золота сглажено-угловатой, реже округлой формы также обнаружены в окисленных породах среди нерудных минералов с гидроксидами железа (рис. 8е).

 

Рис. 8. Взаимоотношения самородного золота, сульфидов и нерудных минералов в рудах Осиновского месторождения: а, б – самородное золото (au) в ассоциации с включениями пирротина (po) в пирите (рy), также содержащем включения ильменита (ilm) (а) и халькопирита (chp) (б); в – угловатое зерно самородного золота на контакте трещиноватого пирита и нерудной массы; г – зерна самородного золота в ассоциации с анкеритом (ca) в пирите; д, е – самородное золото в ассоциации с нерудными минералами: многочисленные включения самородного золота и теллуридов (te) в хлорит-слюдистой массе (д) и в ассоциации с гидроокислами железа (feox) (е). Отраженный свет.

Fig. 8. Relationships of native gold, sulfides and gangue minerals in ores of the Osinovskое deposit: a, б – native gold (au) in assemblage with pyrrhotite (po) inclusions in pyrite (py), which also contains ilmenite (ilm) (a) and chalcopyrite (chp) (б) inclusions; в – angular native gold grain at the contact between fractured pyrite and rock matrix; г – native gold grains in assemblage with ankerite (ca) in pyrite; д, е – native gold in assemblage with gangue minerals: numerous inclusions of native gold grains and tellurides (te) in chlorite-micaceous matrix (д) and in assemblage with iron hydroxides (feox) (e). Reflected light.

 

Таблица 1. Химический состав золота по данным электронной микроскопии (мас. %)
Table 1. SEM-EDS-based chemical composition of native gold (wt %)

№ п/п	Лабораторный номер	мас. ٪			Пробность	Формула	Примечание
		Au	Ag	Сумма
1	23255b	70.63	29.37	100.00	706	Au0.57Ag0.43	Включение в py
2	23258e	92.32	7.68	100.00	923	Au0.87Ag0.13	Сросток с po
3	23258a	85.11	14.89	100.00	851	Au0.75Ag0.24	Сросток с po
4	23257c	93.50	6.50	100.00	935	Au0.88Ag0.11	Сросток с po
5	23257d	93.76	6.24	100.00	938	Au0.88Ag0.11
6	23257e	93.57	6.43	100.00	936	Au0.88Ag0.11
7	23255c	92.91	6.55	99.46	931	Au0.88Ag0.11	Сросток с alt и cv
8	23254g	94.38	5.24	99.61	938	Au0.91Ag0.09	Сросток с mln
9	23254f	95.70	4.26	99.96	957	Au0.94Ag0.05	Сросток с ca и py
10	23256a	88.49	11.51	100.00	885	Au0.80Ag0.20	Включение в chl

Примечание. Кристаллохимические формулы рассчитаны на S = 1; py – пирит, po – пирротин, alt – алтаит, cv – калаверитом, mln – мелонит, ca – карбонат, chl – хлорит.

Note. The formulas are recalculated to S = 1; py – pyrite, po – pyrrhotite, alt – altaite, cv – calaverite, mln – melonite, ca – carbonate, chl – chlorite.

 

Наибольшее разнообразие теллуридов установлено в слюдисто-хлоритовой ассоциации (рис. 9). Минералы находятся в тесном срастании с самородным золотом, друг с другом или образуют мономинеральные зерна. Химический состав минералов и формулы приведены в таблице 2.

 

Рис. 9. Морфология самородного золота и теллуридов в слюдисто-хлоритовой (а–д) и пирит-пирротиновой (е–и) ассоциациях: а – сросток самородного золота (au), алтаита (alt) и калаверита (cv) среди нерудных минералов; б – сросток калаверита, петцита (ptz) и алтаита и включения петцита в хлорите и слюде (chl); в – включения волынскита (vln) по спайности в хлорите и слюде; г – включение самородного золота с каймой мелонита (mln) в хлорите; д – удлиненное зерно минерала Bi-Te-S на контакте пирита (py) и нерудной массы; е – вытянутые включения петцита и мелонита в пирите; ж – включения самородного золота, петцита и гессита (hes) по контурам овального включения пирротина (po) в пирите; з – угловатое включение петцита в пирите; и – сросток волынскита и минерала Bi-Te-S в пирите. BSE фото.

Fig. 9. Morphology of native gold and tellurides in micaceous-chlorite (a–д) and pyrite-pyrrhotite (е–и) assemblages: а – intergrowth of native gold (au), altaite (alt), and calaverite (cv) in gangue minerals; б – intergrowth of calaverite, petzite (ptz), and altaite and inclusions of petzite grains in chlorite and mica (chl); в – volynskite (vln) inclusions along cleavage in chlorite and mica; г – native gold inclusion with a melonite rim (mln) in chlorite; д – elongated grain of a Bi-Te-S mineral at the contact of pyrite and groundmass; е – elongated petzite and melonite inclusions in pyrite; ж – native gold and hessite (hes) inclusions along the contours of an oval pyrrhotite (po) inclusion in pyrite; з – angular petzite inclusion in pyrite; и – intergrowth of volynskite and Bi-Te-S mineral in pyrite. BSE photo.

 

Таблица 2. Химический состав теллуридов по данным электронной микроскопии (мас.%)
Table 2. SEM-EDS-based chemical composition of tellurides (wt.%)

№ п/п	Лабораторный номер	Минералы	Au	Ag	Pb	Te	Сумма
1	23255d	Алтаит	–	–	60.67	39.05	99.72
2	23255i		–	–	60.63	39.85	100.47
3	23258g	Гессит	–	61.55	–	38.45	100.00
4	23255e	Калаверит	42.43	–	–	58.05	100.48
5	23255g		42.73	–	–	57.01	99.73
6	23255f	Петцит	24.70	42.03	–	33.88	100.60
7	23255h		24.76	42.28	–	33.81	100.85
8	23258f		22.39	42.94	–	34.68	100.00
9	23258c		20.67	43.59	–	35.74	100.00
п/п	Лаб. номер	Минералы	Кристаллохимическая формула
1	23255d	Алтаит	Pb0.93Te1.00
2	23255i		Pb0.93Te1.00
3	23258g	Гессит	Ag1.9Te1.0
4	23255e	Калаверит	Au0.93Te2.00
5	23255g		Au0.95Te2.00
6	23255f	Петцит	Ag3.00Au0.92Te2.00
7	23255h		Ag3.00Au0.92Te2.00
8	23258f		Ag3.00Au0.81Te2.00
9	23258c		Ag3.00Au0.74Te2.00

Примечание. Кристаллохимические формулы рассчитаны на Te = 1 (алтаит, гессит) и Te = 2 (калаверит, петцит). Здесь и в табл. 3, прочерк – элемент не обнаружен.

Note. The formulas are recalculated to Te = 1 (altaite, hessite) and Te = 2 (calaverite, petzite). Here and in Table 3, dash – element not found.

 

Алтаит PbTe обычно встречается в ассоциации с самородным золотом и калаверитом или калаверитом и петцитом (рис. 9а, б). Сростки минералов (~25 мкм) располагаются вдоль спайности пластинчатых агрегатов слюды и хлорита. В отраженном свете алтаит диагностируется по высокой отражательной способности. В сравнении с петцитом он ярко-белый с отчетливо зеленоватым оттенком.

Калаверит AuTe₂ обнаружен в тесном срастании с самородным золотом и алтаитом или петцитом (рис. 9а, б), редко минерал образует мелкие включения (1–2 мкм) в пирите. В отраженном свете калаверит диагностируется по бледно-желтоватому оттенку и наличию четкой анизотропии в розово-желтых, коричневатых и синих тонах.

Теллурид Bi и Ag (волынскит AgBiTe₂) образует удлиненные ксеноморфные зерна (до 25 мкм) по спайности хлорита и слюды, а также угловатые сростки с минералом Bi-Te-S или Bi-Тe (до 2 мкм) в пирите (рис. 9в, и). В отраженном свете волынскит имеет характерный розоватый цвет; он существенно темнее сосуществующего минерала Bi. Минерал диагностирован по характерным оптическим свойствам и энергодисперсионному спектру, который содержит линии Bi, Ag и Te (рис. 10а).

 

Рис. 10. Энергодисперсионные спектры волынскита среди нерудных минералов (а), мелонита в нерудной массе (б) и в пирите (в) и минерала Bi-Te-S (г) среди нерудных минералов.

Fig. 10. Energy-dispersive spectra of volynskite in gangue minerals (а), melonite in gangue minerals (б) and pyrite (в), and a Bi-Te-S mineral (г) in gangue minerals.

 

Мелонит NiTe₂ наблюдается в виде угловатого зерна (2–3 мкм) на контакте самородного золота и анкерита, заключенных в пирите (рис. 9г). Иногда мономинеральные пластинчатые зерна мелонита наблюдаются в пирите (рис. 9е). Размер таких зерен по удлинению может достигать 6 мкм. Минерал определен на основании энергодисперсионных спектров, которые содержат линии Ni и Te (рис. 10б, в). Присутствие на спектрах линий Ca, Fe, Mg и Al обязано нерудной матрице (рис. 10б), а S и Fe – пириту (рис. 10в).

Минерал Bi-Te-S встречен в виде пластинчатого зерна (2 мкм по удлинению) на контакте пирита и нерудной массы (рис. 9д), а также в срастании с волынскитом в пирите (рис. 9и). Мелкий размер зерен позволил получить только энергодисперсионные спектры. Учитывая, что зерна находятся в ассоциации с пиритом, однозначно сказать, что это Bi-Te-S или Bi-Te минерал, невозможно.

Петцит Ag₃AuTe₂, гессит Ag₂Te и Ag-содержащий галенит установлены в пирите в ассоциации с самородным золотом и в виде самостоятельных зерен. Зерна петцита, гессита и самородного золота располагаются по контурам овальных включений пирротина в пирите, формируя включения размером до 5 мкм или кайму мощностью не более 2 мкм (рис. 9ж). Также петцит встречается в виде мономинеральных угловатых включений (до 5 мкм) в пирите или удлиненных зерен (до 30 мкм) среди нерудных минералов (рис. 9з). В ассоциации с петцитом встречено пластинчатое зерно мелонита (рис. 9е). Петцит имеет умеренную отражательную способность, близкую к гесситу, но хорошо отличим от последнего благодаря изотропности. Гессит встречается в виде округлых мономинеральных включений (3–4 мкм) в пирите. Оптически гессит хорошо отличается от соседствующих с ним рудных минералов по цветным эффектам анизотропии (коричневатые и сине-фиолетовые тона). Ag-содержащий галенит найден в виде единственного вытянутого включения в пирите. По удлинению минерал достигает 10 мкм, в ширину менее 2 мкм. Примесь Ag в минерале диагностирована по энергодисперсионному спектру.

Торий-уран-редкоземельная минерализация представлена разнообразными по составу минералами РЗЭ, Th и U (рис. 11). В слюдистых сланцах установлены гидроксилбастнезит-(Ce), монацит-(Ce) и ксенотим-(Y), алланит-(Се), РЗЭ-содержащие эпидот, циркон и апатит, торит и уранинит. Перечисленные минералы тесно ассоциируют с пиритом и пирротином.

 

Рис. 11. Торий-уран-редкоземельная минерализация в рудовмещающих отложениях Осиновского месторождения: а – кристалл эпидота (Ep) с каймой гидроксилбастнезита-(Сe) (Bst); б – сростки эпидота и гидроксилбастнезита-(Се) между кристаллами плагиоклаза (Pl) и биотита (Bt); в – РЗЭ-минералы (Mnz) и РЗЭ-содержащие минералы (Urn, To) в окружении эпидота, пирита (Py) и хлорита (черное); г – включение монацита-(Се) в срастании с плагиоклазом в пирите; д – сросток монацита-(Се) и эпидота в окружении слюды и хлорита; е – включение ксенотима-(Y) (Ks) в пирите. BSE фото.

Fig. 11. Th-U-REE mineralization in host rocks of the Osinovskoe deposit: a – epidote crystal (Ep) with a hydroxylbasnäsite-(Сe) rim (Bst); б – intergrowths of epidote and hydroxylbasnäsite-(Ce) between plagioclase (Pl) and biotite (Bt) crystals; в – REE minerals (Mnz) and REE-bearing minerals (Urn, To) surrounded by epidote, pyrite (Py) and chlorite (black); г – monazite-(Ce) inclusion intergrown with plagioclase in pyrite; д – monazite-(Ce) and epidote intergrowth surrounded by mica and chlorite; e – xenotime-(Y) (Ks) inclusion in pyrite. BSE photo.

 

РЗЭ-содержащий эпидот – распространенный минерал изученных пород. Он образует зерна размером до 100–120 мкм среди плагиоклаза, хлорита, слюды и пирита (рис. 11а–в, д). В тесной ассоциации с эпидотом всегда встречается гидроксилбастнезит-(Ce), реже – монацит и торит. Эпидот образует зональные и неоднородные в отраженных электронах кристаллы с гексагональным сечением (размер до 100 мкм) (рис. 11а), а также пористые ксеноморфные зерна иногда тонкопластинчатого строения (рис. 11д). Эпидот, как правило, замещается гидроксилбастнезитом-(Ce) по внешним контурам. В центральной части эпидота встречаются хлорит и слюда. В составе эпидота диагностированы легкие РЗЭ (ЛРЗЭ) и Th (0.55–1.22 мас. % ThO₂) (табл. 3). В одном из анализов содержание РЗЭ + Th достигает 0.58 формульных единиц (ф.е.) (табл. 3, ан. 4), что позволяет отнести минерал к алланиту-(Се) (>0.5 ф.е. (Giere, Sorensen, 2004)).

 

Таблица 3. Химический состав РЗЭ минералов, РЗЭ-содержащих минералов и минерала Th (мас. %)
Table 3. Chemical composition of REE minerals, REE-bearing minerals and Th mineral (wt. %)

Минерал	Эпидот			Алланит	Гидроксилбастнезит		Торит	Монацит			Ксенотим
Лабораторный номер	23255l	23254e	23254c	23256e	23256d	23256f	23255n	23257j	23255k	23255o	23256f
Оксиды
№ анализа	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11
MgO	0.53	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–
Al2O3	21.65	24.38	20.97	20.05	–	–	–	–	–	–	–
SiO2	35.11	37.15	34.36	33.44	–	–	14.73	–	–	–	–
FeO	10.64	9.73	12.16	12.33	–	–	1.05	–	–	–	–
P2O5	–	–	–	–	–	–	2.94	30.48	30.44	30.85	34.73
CaO	12.64	15.92	14.33	13.61	7.58	7.39	1.78	0.52	0.87	0.66	–
SO3	–	–	–	–	–	–	1.68	–	–	–	–
Y2O3	–	–	–	–	–	–	3.32	–	–	–	44.30
La2O3	2.48	1.97	3.68	3.98	10.00	9.53	–	13.64	13.56	13.74	–
Ce2O3	6.49	4.91	7.63	8.19	24.68	26.15	0.58	29.70	28.99	30.38	–
Pr2O3	0.90	0.25	0.57	0.89	2.59	2.88	–	2.81	3.12	3.48	–
Nd2O3	3.82	1.99	3.99	4.07	10.93	10.61	1.44	14.73	14.29	13.88	–
Sm2O3	–	0.36	–	0.78	–	0.95	0.74	1.83	2.44	2.21	–
Gd2O3	–	–	–	–	–	–	2.47	3.19	3.32	2.67	1.66
Dy2O3	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	2.87
Ho2O	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	1.37
Er2O3	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	4.72
Tm2O3	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	0.70
Yb2O3	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	8.97
ThO2	1.22	0.55	–	–	–	1.55	60.29	2.98	3.46	2.55	–
PbO	–	–	–	–	–	–	0.69	–	–	–	–
UO2	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	0.87
SrO	–	–	–	–	2.81	3.16	–	–	–	–	–
СO2расч.	–	–	–	–	20.02	20.78	–	–	–	–	–
H2Oрасч.	1.90	2.03	1.85	1.81	7.73	8.03	–	–	–	–	–
Сумма	97.38	99.23	99.55	99.15	86.34	94.03	91.73	99.87	100.48	100.41	100.22
Кристаллохимические формулы
1. (Ca1.16Ce0.20Nd0.12La0.08Mg0.07Pr0.03Th0.02)1.67(Al2.18Fe0.76)2.93[Si2O7] [SiO4]O[OH] 2. (Ca1.38Ce0.15La0.06Nd0.06Pr0.01Sm0.01Th0.01)1.67(Al2.32Fe0.66)2.97[Si2O7] [SiO4]O[OH] 3. (Ca1.34Ce0.24La0.12Nd0.12Pr0.02)1.85(Al2.15Fe0.88)3.04[Si2O7] [SiO4]O[OH] 4. (Ca1.31Ce0.27La0.13Nd0.13Pr0.03Sm0.02)1.89(Al2.12Fe0.92)3.04[Si2O7] [SiO4]O[OH] 5. (Сe0.33Ca0.30Nd0.14La0.13Sr0.06Pr0.03)1.00(CO3)(OH) 6. (Се0.34Ca0.28Nd0.13La0.12Sr0.06Pr0.04Sm0.01Th0.01)1.00(CO3)(OH) 7. (Th0.73Ca0.10Fe0.05Gd0.04Nd0.03Ce0.01Pb0.01)1.07(Si0.78P0.13S0.07)0.98O4.00 8. (Ce0.43Nd0.21La0.20Gd0.04Pr0.04Th0.03Ca0.02Sm0.02)0.98P1.01O4.00 9. (Ce0.41Nd0.20La0.19Gd0.04Pr0.04Ca0.04Sm0.03Th0.03)1.00P1.00O4.00 10. (Сe0.43La0.20Nd0.19Pr0.05Ca0.03Sm0.03Gd0.03Th0.02)0.98P1.01O4.00 11. (Y0.79Yb0.09Er0.05Dy0.03Gd0.02Ho0.01Tm0.01U0.01)1.01P0.99O4.00

Примечание. Кристаллохимические формулы эпидота, алланита рассчитана с нормализацией на анион (сумма анионов = 3), добавочный кислород и ОН – теоретические; формулы гидроксилбастнезита рассчитана с нормализацией на катион (сумма = 1), анион (СО₃) и добавочный анион (ОН) – теоретические; формулы для монацита, ксенотима и торита рассчитаны по зарядам, количество кислорода = 4.

Note. The formulas of epidote are recalculated with normalization for anion (anion sum of 3), additional oxygen and OH are theoretical; the formulas of hydroxylbastnäsite-(Ce) are recalculated with normalization for cation (sum of 1), anion (CO₃) and additional anion (OH) are theoretical; the formulas for monazite, xenotime and thorite are recalculated to charges, the amount of oxygen = 4.

 

Гидроксилбастнезит-(Ce) встречается всегда в виде кайм обрастания мощностью до 4 мкм вокруг эпидота (рис. 11а, б). В одном из образцов гидроксилбастнезит-(Ce) почти полностью замещает эпидот. Минерал содержит 2.81–3.16 мас. % SrO и 1.55 мас. % ThO₂ (табл. 3).

Торит встречен в виде субгедральных кристаллов размером до 40 мкм в ассоциации с эпидотом, монацитом и пиритом (рис. 11в). В химическом составе торита установлены примеси Y, ЛРЗЭ и Pb (табл. 3).

Монацит-(Ce) встречается часто в составе сложных сростков с эпидотом, торитом, хлоритом и пиритом (рис. 11в), реже – в срастании с округлыми зернами плагиоклаза в пирите (рис. 11г, д). В первом случае минерал образует хорошо оформленные кристаллы размером 30–35 мкм, во втором – сглажено-угловатые зерна размером 12 мкм. Несмотря на различные минеральные ассоциации и морфологию химический состав монацита не отличается. Минерал содержит примеси РЗЭ, ThO₂ (2.55– 3.46 мас. %) и CaO (0.52–0.87 мас. %) (табл. 3).

Ксенотим-(Y) встречается крайне редко, образуя сглажено-угловатые зерна размером до 30 мкм в пирите (рис. 11е). В химическом составе ксенотима обнаружены примеси преимущественно тяжелых РЗЭ и U (0.87 мас. % UO₂) (табл. 3).

Редкие циркон и уранинит образуют мелкие включения в эпидоте, не превышающие 2–5 мкм.

Обсуждение результатов и выводы

Проведенные исследования показывают, что вмещающие сланцы Осиновского золото-кварцевого месторождения на Среднем Урале интенсивно изменены под действием динамометаморфизма и последующего метасоматического преобразования. Среди этих процессов на первое место следует поставить процессы пластических деформаций, которые сопровождаются физико-химическими преобразованиями.

Пластическая деформация минералов с сохранением кристаллического состояния в условиях относительно небольших температур и давлений осуществляется тремя главными способами (Вернон, 1980; Николя, 1992): «1 – дислокационным скольжением, при котором некоторый слой кристаллической решетки смещается по отношению к другому слою на расстояние кратное параметрам элементарной ячейки (в шлифах отражается волнистым погасанием зерен); 2 – двойниковым скольжением, или механическим двойникованием, при котором происходит сдвиг каждого слоя кристаллической решетки на расстояние, обеспечивающее точное зеркальное отображение исходного кристалла (появление механических двойников в зернах плагиоклаза); 3 – образованием полос излома, возникающих при существенном изгибе решетки (изгибы в зернах кварца, наблюдаемые в зернах кварца при исследовании с анализатором)». Воздействие давления проявлялось по-разному и зависело не только от интенсивности и длительности процесса, но и от температурного режима и состава исходных пород (Маркс, 1969; Маракушев, Бобров, 2005).

Типичные полосчатые текстуры и порфиробластовые структуры исходных пород под действием давления превращались в катакластические, брекчиевые, линзовидно-полосчатые, плойчатые, пятнистые. Возникали ослабленные зоны в виде трещин и зон дробления. Минералы в породах также претерпели интенсивные деформации, как хрупкие, так и пластические. Особенно чувствительным в этом отношении является кварц, зерна которого чутко реагируют на тектоническое воздействие. Для кварца при температуре до 300 °С наиболее характерны структуры дробления зерен и структуры растворения под давлением (Елисеев, 1959; Кирмасов, 2011). Хрупкое разрушение проявляется при высоких скоростях деформации. Кварц без флюидных включений или с их небольшим содержанием рекристаллизуется с образованием новой генерации мелких кварцевых зерен с однородным погасанием и без примесей. Местами формируется псевдопорфиробластовая структура. При наличии флюидных включений и низкой скорости деформации в низкотемпературных условиях признаками растворения в кварце являются тени растворения, пустоты и щелевидные трещины (Кирмасов, 2011; Граменицкий, 2012). Плагиоклаз под воздействием давления ведет себя по-разному. В низкотемпературных условиях преобладает дробление (Флинн, 1967), при высоких температурах и умеренных деформациях отмечаются механические двойники и волнистое погасание фрагментированных зерен, часто окруженных рекристаллизованными мелкими зернами (Елисеев, 1959; Кирмасов, 2011; Граменицкий, 2012). Слюды деформируются с образованием структур фрагментации, микрокливажной плойчатости и микроскладок. Кальцит и хлорит, которые образовались в процессе метасоматоза, также содержат признаки воздействия давления. При растворении кальцита на границах зерен могут возникать микростилолитовые швы, а дислокационное скольжение и фрагментация зерен отмечается в условиях низких и средних ступеней метаморфизма (Елисеев, 1959). При низких температурах и давлении в зернах кальцита и клинохлора нередко возникает двойникование. Все эти «ослабленные» зоны являются путями для проникновения рудообразующих флюидов. Кристаллизация новых минералов в процессе метаморфизма происходила в условиях одностороннего давления, о чем свидетельствует интенсивная деформация новообразованных минералов (мусковита, биотита, хлорита, кальцита, турмалина, апатита), иногда с элементами вращения, с микрокливажными зонами и следами растворения. В наиболее интенсивно деформированных участках сформировались сульфидно-кварцевые, сульфидно-кварц-карбонатные и сульфидно-слюдисто-хлоритовые минеральные ассоциации. Именно к таким участкам и ассоциациям приурочены находки минералов Au и Te.

Метаморфическая ремобилизация подтверждается наложенными деформациями и появлением пирита с псевдографической структурой, обусловленной замещением его нерудными минералами или халькопиритом местами по отдельности. Такие структуры, характерны для регенерированных колчеданных руд, например, Западного медно-скарнового проявления на Полярном Урале (Сафина и др., 2015а). Пиритовые агрегаты со структурой «птичьего глаза» широко распространены в пирротинсодержащих рудах колчеданных месторождений, метаморфизованных в различных условиях (Маукское, Тарньерское, Ишкининское и др.), и медно-скарновых объектах (Западное) (Ярош, 1973; Буслаев и др., 1988; Мелекесцева, 2007; Сафина и др., 2010; Cафина и др., 2015б). Пластинчатое строение некоторых кристаллов пирита, вероятно, унаследовано от пирротина.

Особенностью вмещающих пород Осиновского месторождения является присутствие многочисленных минералов РЗЭ в тесной ассоциации с минералами U и Th. Подобные ассоциации известны в метаосадках (черных сланцах), претерпевших диагенетические и начальные метаморфические изменения в пределах Бодайбинского рудного района (Шепель и др., 2021; Паленова и др., 2022), Удоканских железистых песчаниках (Belogub et al., 2022; Novoselov et al., 2023), тонкослоистых сульфидных рудах Талганского колчеданного месторождения (Аюпова и др., 2019), рудовмещающей толще Сафьяновского колчеданного месторождения (Сорока и др., 2023). Отличием Осиновского месторождения является то, что минералы РЗЭ и Th обнаружены в интенсивно измененных в условиях метаморфизма (от зеленокаменной фации до эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций) вулканических породах. Замещение эпидота гидроксилбастнезитом-(Ce), вероятно, приводило к высвобождению элементов и формированию торита и уранинита (Сердюченко и др., 1967; Gieré, Sorensen, 2004; Паленова и др., 2022).

Таким образом, проведенные оптико-минералогические исследования позволили установить генетическую связь золотого оруденения с процессами динамометаморфизма и сопряженного метасоматоза, выявить особенности минерального состава вмещающих пород Осиновского месторождения, установить новые для объекта минералы и минеральные ассоциации благородных металлов. Полученные данные могут быть полезны при разработке золоторудных месторождений и разведке многочисленных рудопроявлений золота.

Авторы благодарны сотрудникам ООО «Геопоиск» за предоставленные материалы, а также рецензенту, Е.В. Белогуб и И.Ю. Мелекесцевой за замечания, которые были учтены при подготовке окончательного варианта статьи. Часть аналитических работ и обобщение результатов выполнено в рамках государственного задания ЮУ ФНЦ МиГ УрО РАН (темы № 122031600292-6, № 122040600006-1).

Об авторах

Н. П. Сафина

Южно-Уральский федеральный научный центр минералогии и геоэкологии УрО РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: natali-safina2015@yandex.ru

Институт минералогии

Россия, 456317, Челябинская обл., г. Миасс

Л. Я. Кабанова

Южно-Уральский федеральный научный центр минералогии и геоэкологии УрО РАН

Email: natali-safina2015@yandex.ru

Институт минералогии

Россия, 456317, Челябинская обл., г. Миасс

И. А. Блинов

Южно-Уральский федеральный научный центр минералогии и геоэкологии УрО РАН

Email: natali-safina2015@yandex.ru

Институт минералогии

Россия, 456317, Челябинская обл., г. Миасс

Список литературы

Дополнительные файлы