НАЦІОНАЛЬНА АКАДЕМІЯ НАУК УКРАЇНИ

ІНСТИТУТ ГЕОХІМІЇ, МІНЕРАЛОГІЇ ТА РУДОУТВОРЕННЯ

Імені М.П. Семененка

__________________________________________________________

Ємець Олександр Вікторович

УДК 553.411/.43:550.4:549.3/.6(477+438)

Геохімія та МІНЕРАЛОГІЯ мідного І золото-поліметалічного зруденіння в геологічних структурах ПЕРЕДСУДЕТТЯ ТА обрамлення українського щита

Спеціальність 04.00.02 – геохімія

04.00.20 – мінералогія, кристалографія

АВТОРЕФЕРАТ

дисертації на здобуття наукового ступеня

доктора геологічних наук

Київ-2008

Дисертацією є рукопис

Робота виконана в Інституті геохімії, мінералогії та рудоутворення імені М.П. Семененка Національної Академії Наук України.

Науковий консультант – доктор геолого-мінералогічних наук Загнітко Василь Миколайович, професор Київського національного університету імені Тараса Шевченка.

Офіційні опоненти:

- доктор геолого-мінералогічних наук Павлишин Володимир Іванович, Київський національний університет ім. Тараса Шевченка, професор кафедри мінералогії, геохімії і петрографії;

- доктор геолого-мінералогічних наук Бобров Олександр Борисович, професор, заступник директора з наукових питань Українського державного геологорозвідувального Інституту, м. Київ;

- доктор геологічних наук Наумко Ігор Михайлович, завідувач відділу геохімії глибинних флюїдів Інституту геології і геохімії горючих копалин НАН України, м. Львів.

Захист відбудеться “11“ червня 2008 р. о 10ОО год. на засіданні спеціалізованої вченої ради Д 26.203.01 в конференцзалі Інституту геохімії, мінералогії та рудоутворення імені М.П. Семененка НАН України. Адреса: 03680, м. Київ, пр. Палладіна, 34.

З дисертацією можна ознайомитись у науковій бібліотеці Інституту геохімії, мінералогії та рудоутворення імені М.П. Семененка НАН України, м. Київ, пр. Палладіна, 34.

Електронна пошта: secretary@igmr.relc.com

Факс: (044) 424-12-70

Автореферат розісланий “7“ травня 2008 р.

Учений секретар спеціалізованої

вченої ради, канд. геол. наук М.О. Донський

ЗАГАЛЬНА ХАРАКТЕРИСТИКА РОБОТИ

Актуальність теми. Мідь, свинець, цинк і золото – стратегічно важливі для України метали, які імпортуються з-за кордону. Згідно з Законом України «Про затвердження Загальнодержавної програми розвитку мінерально-сировинної бази України на період до 2010 року» від 22 лютого 2006 року, прогнозні потреби України в Cu у найближчій перспективі на 2010 рік будуть становити 171,5 тис. т, Zn - до 66 тис. т, Pb - до 14 тис. т. В країні руди цих металів не видобуваються, однак перспективи цього існують. Підготовка сировинної бази Cu, Pb і Zn, а також деяких коштовних металів, виявлених у складі їх руд, є актуальною задачею, вирішення якої дозволить ліквідувати внутрішній дефіцит країни у цих металах. У геологічних комплексах обрамлення Українського щита (ОУЩ) відомі родовища і рудопрояви міді, свинцю, цинку й золота, залучення яких в експлуатацію може стати найближчою перспективою за умов достатнього обґрунтування їх запасів. Тому існує наукова доцільність напрацювання мінералого-геохімічних критеріїв та ознак зруденіння, необхідних для розробки ефективної методики розвідки та майбутньої експлуатації родовищ, а також пошуку нових рудних об’єктів. Знання умов локалізації, мінералогічних і геохімічних особливостей зруденіння може стати основою для розробки технологій видобутку і вилучення металів. При цьому з‘ясування геохімічних особливостей рудоутворення у вже виявлених родовищах є основою для розуміння геохімічних процесів, які ведуть до накопичення цінної сировини у земній корі. Досліджені впродовж виконання цієї роботи рудні об’єкти, за умовами локалізації та мінеральним складом рудних тіл, є подібними до відомих родовищ у світі, особливості формування яких недостатньо вивчені. Тому виконані дослідження важливі й для поглиблення знань з генезису таких об’єктів у геологічних формаціях світу.

Зв’язок роботи з науковими програмами, планами, темами. Робота проводилася у рамках держбюджетних тем: “Геохімія та петрологія ендогенних родовищ кольорових та благородних металів на території Українського щита“ (2001-2005 рр., Державна реєстрація (ДР) № 0101U000552), “Геохімія рудопроявів нікелю й міді в геологічних формаціях України“ (з 2006 р., ДР № 0106U000683), «Дослідження компонентного та ізотопного складу шахтних газів та вміщуючого вугілля з метою з‘ясування їх генезису» (2006 р., ДР № 0106U05787), «Умови локалізації небезпечних скупчень метану у вугленосних верствах Донбасу згідно з ізотопно-геохімічною та генетичною характеристиками вугільних газів» (2007 р., ДР № 0107U007262) та госпдоговірної теми “Рудно-мінералогічна зональність і геохімія органічної речовини міденосних верств Бахмутської котловини“ (1995-1998 рр.). Частина дослідження фінансувалась з Гранту Президента України для молодих вчених, отриманого автором у 2004 р. на виконання наукової роботи: «Закономірності розташування, генезис та пошукові критерії золото-срібло-поліметалічних родовищ Донбасу» (ДР № 0104U010626), гранту НАТО для молодих вчених на виконання досліджень за темою «Мінералогія та генезис стратиформних мідних родовищ Польщі та України» (2003-2004 рр., № 11.11.140.258), гранту INTAS для молодих вчених на виконання проекту «Геологічна і палеотермальна історія, та рудоутворювальні процеси у родовищах міді типу “red-bed” Германії, Польщі та України: звернення до органічної геохімії» (2005-2007 рр., № 04-83-3551).

Мета роботи: з‘ясувати умови локалізації та утворення мідних і золото-поліметалічних родовищ у геологічних комплексах Передсудеття та ОУЩ за результатами мінералого-геохімічних досліджень.

Головні завдання дослідження: дослідити мінеральний склад руд і виявити геохімічні характеристики зруденіння та з‘ясувати особливості рудоутворення в геологічних структурах Передсудеття і ОУЩ.

Об‘єкт дослідження – рудопрояви міді ділянок Жиричі та Рафалівка (Волинь); родовища й рудопрояви поліметалів і золота Центрального Донбасу; стратиформні рудопрояви міді Північно-Західного Донбасу; Cu-Ag родовище Любін-Сірошовіце (Польща).

Предмет дослідження – геохімічні та мінералогічні параметри зруденіння та закономірності геохімічних процесів, які його супроводжували, особливості рудоутворення в мідних та золото-поліметалічних родовищах.

Методи дослідження: 1) методи оптичної мікроскопії; 2) мікрозондовий метод визначення хімічного складу мінералів; 3) рентгеноструктурний метод ідентифікації мінералів; 4) мінералогічне та рудно-геохімічне картування рудних тіл; 5) ICP-MS, хімічний, атомно-адсорбційний та рентгеноспектральний методи визначення хімічного складу порід та руд; 6) термобарогеохімічні методи дослідження флюїдних включень в мінералах; 7) метод піролітичного дослідження органічної речовини; 8) метод М.В. Лопатіна оцінки термального потоку за відбивною здатністю вітриніту; 9) методи сокслет-екстракції, рідинної колонкової хроматографії та газової хроматографії – мас-спектрометрії вивчення компонентного складу органічної речовини; 10) методи мас-спектрометрії для визначення ізотопного складу О, С, S, Sr і Pb в мінералах; 11) методи ізотопної геохронології за Pb-Pb співвідношеннями; 12) термодинамічні розрахунки мінеральних рівноваг.

Наукова новизна одержаних результатів. 1) З‘ясовано вікові співвідношення мінералів, послідовність мінералоутворення та виділено мінеральні парагенетичні асоціації (МПА) у родовищах та рудопроявах геологічних структур Передсудеття і ОУЩ. 2) З’ясовано фізико-хімічні умови формування рудно-мінеральних асоціацій у досліджених рудних об‘єктах; 3) Встановлена гідротермально-магматогенна природа розчинів, з яких відбулося утворення самородномідних руд вулканітів Волині. 4) Встановлено контроль золотого зруденіння Нагольного кряжу сульфідним бар’єром раніше сформованих руд. 5) Оцінено геологічний вік зруденіння Нагольного кряжу. 6) З’ясовано зв’язок збагачення стратиформного зруденіння Північно-Західного Донбасу й Передсудеття з гіпергенними процесами. 7) Охарактеризовано органічну речовину з рудоносних проверстків ранньої пермі Північно-Західного Донбасу, встановлено її компонентний склад; 8) Встановлено зв’язок компонентного складу органічної речовини вмісних порід з рудоутворювальними процесами. 9) Розроблено схеми стадійності та етапності рудоутворення, які є основою для побудови моделей рудоутворення;

Практичне значення одержаних результатів. Напрацьовані мінералого-геохімічні критерії та ознаки зруденіння можуть бути використані для удосконалення методик пошуків і розвідки рудних об‘єктів. Зокрема, пошуки самородномідних родовищ у вулканітах Волині найдоцільніше проводити на ділянках розвитку пумпелеїт-преніт-вайракіт-ломонтитової МПА. У родовищах Нагольного кряжу найбільш перспективними стосовно золотоносності є зони накладення галенітвмісних агрегатів на рудні тіла, складені пірит-арсенопіритовими з сфалеритом чи піротином агрегатами. Встановлена відмінність структурного контролю галеніт-сфалеритового і пірит-арсенопіритового зруденіння дає змогу більш ефективно картувати Pb-Zn рудні тіла. Зони гіпергенного збагачення стратиформних міднорудних тіл у Бахмутському трозі передбачаються вздовж південної центрикліналі та північно-східного борту, де верстви занурюються найбільш полого. Комплексні Cu-Pb-Zn руди очікуються лише у його північній частині, де у складі сіроколірних рудовмісних проверстків присутні прошарки вапняків.

Особистий внесок здобувача. В основу дисертації покладено результати геологічних і лабораторних робіт та досліджень, отриманих впродовж навчання в докторантурі і праці на посаді старшого наукового співробітника у відділі геології та геохімії рудних родовищ ІГМР ім. М.П. Семененка НАН України (2001-2007 рр.), виконання договірних робіт на факультеті геології та захисту навколишнього середовища Університету Науки і Технологій (УНТ) (Краків, Польща) (2003-2005 рр.) та Інституті мінералогії при Університеті В. Гьоте (Франкфурт-на-Майні, Німеччина) (2006-2008 рр.). У дослідження було включено 3500 проб руд та порід, які були підготовлені для лабораторних аналізів. Для виконання роботи також використано дані з фондової та опублікованої літератури. Відбір більшої частини проб, аналіз компонентного складу органічної речовини, частина замірів відбивної здатності вітриніту, мінералогічні спостереження та мінералогічне й рудно-геохімічне картування рудних тіл, обробка результатів аналізів та досліджень і висновки здійснено безпосередньо автором.

Апробація результатів дисертації. Дані роботи ввійшли до науково-дослідних звітів по держбюджетних та госпдоговірних темах. Результати, які отримано впродовж виконання дисертаційної роботи, презентувались на науково-виробничих нарадах геологів-зйомщиків України (Світлодарськ, 2003 р. і Рівне, 2005 р.), міжнародних конгресах Goldschmidt-2003 (Курашікі, Японія; 2003 р.), IGCP-32 (Флоренція, Італія, 2003 р.), Goldschmidt-2004 (Копенгаген, Данія, 2004 р.), «Магматичні і метасоматичні формації і пов‘язане з ними зруденіння» (Ташкент, Узбекистан, 2005 р.), «Петрологія і рудоносність регіонів СНГ і Балтійського щита» (Апатити, Росія, 2005 р.), SGA (Дублін, Ірландія, 2007 р.) і XVIII Симпозиуму по геохімії ізотопів (Москва, Росія, 2007 р.), а також були публічно розглянуті на засіданні Відділення наук про Землю НАН України, і семінарах ІГМР НАНУ та УНТ.

Публікації. По темі дисертації опубліковано 34 роботи, з них 24 статей у наукових журналах і 10 тез доповідей. 27 робіт підготовлені у співавторстві, 7 – одноосібно. Проміжні результати досліджень викладено в науково-дослідних звітах ІГМР НАНУ та у звітах по грантах, наданих INTAS і NATO.

Структура та об’єм роботи. Дисертація містить вступ, 5 розділів, висновки та список літератури з 433 найменувань, супроводжується 145 малюнками (додаток А) та 69 таблицями (додаток Б). Основна текстова частина викладена на 299 сторінках.

Я дякую своєму науковому консультанту доктору геол.-мін. наук, професору Київського Національного університету ім. Т. Шевченка В. М. Загнітку за допомогу та поради під час написання роботи та проведення досліджень. За сприяння у виконанні даної роботи висловлюю подяку М.П. Щербаку, О.М. Пономаренку, Е.Я. Жовінському, В.І. Павлишину, С.Г. Кривдіку, В.М. Квасниці, Д.К. Возняку, В.О. Шумлянскому, В.О. Каніну, В.Л. Приходьку, В.М. Жикаляку, Ю.Г. Ємельянову, В. Пютману, А. Пєстржинському, Л.В. Шумлянському, В.С. Морозу, Л.І. Проскурко, І.М. Бондаренку, С.М. Бондаренку, Ю.В. Деміхову, П.Ф. Решетарському, П. Леніку. Велика подяка всім спеціалістам, які сприяли підготовці роботи.

ЗМІСТ РОБОТИ

У розділі 1 “Історія геологічного вивчення мідних і поліметалічних родовищ в геологічних структурах Передсудеття і обрамлення Українського щита та методика виконаних досліджень” висвітлено стан вивченості рудних об‘єктів, викладено інформацію про специфіку та теоретичні передумови основних методів, які були використані для виконання досліджень порід, руд, мінералів і вуглефікованої органічної речовини. Зазначено, що мідне й поліметалічне зруденіння у досліджених регіонах вивчалося на протязі багатьох десятиліть, а результати цих досліджень опубліковані у працях багатьох вчених: М.П. Семененка, Є.К. Лазаренка, Б.С. Панова, В.І. Павлишина, О.І. Матковського, В.О. Шумлянського, М.П. Щербака, М.В. Курило, О.М. Лур‘є, В.Л. Приходька, К.І. Деревської, Ю.О. Кузнєцова та ін.

У розділі 2 “Геологічна позиція родовищ міді та поліметалів в структурах Передсудеття і обрамлення Українського щита“ наведено геологічний опис структур, в межах яких досліджувались рудні об‘єкти.

Волино-Подільська плита прилягає до Українського щита (УЩ) з заходу. Самородномідні рудопрояви локалізуються в неопротерозойських породах трапової формації, які відслонюються в прибортовій зоні УЩ, полого та вздовж східчастих скидів занурюючись під молодші відклади на захід. Найбільш перспективними відносно відкриття родовищ Cu є Гірницький і Рафалівський рудні вузли.

Стислий огляд стратиграфії та геологічного розвитку седиментаційного чохла. На території поширення трапових формувань осадовий чохол складений відкладами неопротерозою, палеозою, мезозою та кайнозою. Трапові утворення, потужністю до 450 м, віком ~ 540-600 млн. р., залягають на горбашівських шарах сіро-бурих гравелітів і пісковиків, потужністю до 50 м, які перекривають червоноколірні теригенні відклади поліської серії. Зверху послідовно залягають осадові верстви неопротерозою-кембрію, ордовику, силуру, девону й карбону. Впродовж пермі-ранньої крейди більша частина території знаходилася вище рівня моря. Пізньокрейдяні і четвертинні відклади послідовно перекривають еродовану поверхню.

Поширеність та структура трапових утворень. Територія неопротерозойського базальтового плато тектонічно розділена внаслідок молодших тектонічних рухів. Волинські трапи складені чотирма пачками лавових потоків, які розділені трьома шарами пірокластичних порід. Вони складають заболотівські (нижня пачка потоків), бабинські (нижні та середні туфи, розділені пачкою потокових базальтів) та ратненські (дві верхні пачки потокових базальтів, розділені шаром міжпотокових пірокластичних порід) шари.

Геологічна позиція рудопроявів Жиричі й Рафалівської ділянки. Рудопрояв Жиричі знаходиться у Гірницькому рудному вузлі, на території західного флангу Ратненського горстоподібного підняття. Останнє складене центральним горстом, еродованим до порід фундаменту, та суміжними тектонічними блоками, які по системі східчастих розломів амплітудою до 200 м заглиблюються з віддаленням від нього з появою у розрізі рудовмісних вулканогенних формувань і, вище, – седиментаційних наверствувань кембрію й силуру. Трапові утворення складені чотирма пачками базальтових потоків, потужністю 25-80 м, які розділені трьома шарами пірокластики, потужністю від 24 до 70 м. На еродованих породах залягають верстви верхньої крейди та неогену потужністю від 130 до 250 м. Рудопрояв мітить 6 рудних горизонтів потужністю 0,3-19 м. Рафалівська міднорудна ділянка розташована у Рафалівському рудному вузлі у прибортовій ділянці УЩ. Основне зруденіння Cu просліджене свердловинами у 2-х рудних горизонтах потужністю 0,5-10 м, які простягаються вздовж розлому північно-західного простягання у потоці лава-брекчій і припідошвенній частині ратненських базальтів. Підвищені концентрації Cu зафіксовано у середніх туфах. Верстви занурюються на захід під молодшими відкладами.

Донецька складчаста область характеризується наявністю родовищ золота, міді й поліметалів, які локалізуються у відкладах віком від нижнього карбону до середнього тріасу.

Стратиграфія та геологічний розвиток.Седиментаційний чохол складений девонським, кам‘яновугільно-ранньопермським, тріас-юрським, пізньокрейдяним та кайнозойським структурно-осадовими ярусами. Він поступово потоншується у північному напрямку від близько 16 км на території Нагольного кряжу до 8 км у перехідній зоні до Дніпровсько-Донецької западини (ДДз). З кінця ранньої пермі до раннього тріасу регіон зазнав інверсії та складкоутворення, що зумовило перебудову тектонічного плану та глибоку ерозію палеозойських верств. Мезозойські та кайнозойські відклади зустрічаються локально внаслідок їх ерозії під час кіммерійської та ларамійської інверсій.

Вулканізм. Вулканічні тіла на території рудних районів невідомі. Продукти магматичних комплексів віком від девону до юри знаходяться поза їх межами, здебільшого в південній частині Донецького басейну.

Зв‘язок зруденіння з тектонікою. Родовища й рудопрояви золото-срібло-поліметалічного ряду локалізуються в Нагольному кряжі. Тут Головна антикліналь характеризується найвищим положенням шарніру, з найглибшим рівнем ерозії кам‘яновугільних верств, і розщеплена на дві гілки (Південну й Північну), розділені Карпово-Крепінською синкліналлю. Вздовж цих двох гілок, переважно в дрібних брахіантиклінальних складках, у верствах світ С14-С23, локалізується зруденіння. Рудопрояви міді локалізуються у пермських відкладах картамишської світи на площі близько 1800 та 600 км2 у Бахмутському та Кальміус-Торецькому трогах відповідно. Троги простягаються на південний схід, розмежовуючись Дружківсько-Костянтинівською та Горлівською антикліналями. Рудоносні верстви відслонюються в південній частині трогів, мезозойські та кайнозойські відклади перекривають їх на півночі. Відклади розбиті малоамплітудними розривними порушеннями.

Структурно-геологічне положення родовищ золота й поліметалів. У Південній гілці розташовані (зі сходу на захід): Бобриківське родовище, рудопрояви Дяківський і Балка Шевцова, Центрально-Нагольчанське і Гостробугорське родовища, Південно-Єсаулівський рудопрояв; у Північній – Журавський рудопрояв, Нагольно-Тарасівське родовище, рудопрояви Греківський, Горіхівський, Балка Водяна і Семенів Бугор, Єсаулівське родовище. Найбільш характерними є жильний та прожилковий типи зруденіння. Штокверки просліджено на глибину 1 км і більше. Каракубський Ag-Pb-Zn рудопрояв пов’язаний з гілкою Північно-Волноваського розлому. Представлений двометровою кальцит-сфалерит-галенітовою жилою в нижньокам’яновугільних вапняках.

Геологічна позиція стратиформних мідних руд Північно-Західного Донбасу. У Північно-Західному Донбасі на поверхні відомо більш, ніж 50 рудопроявів міді, а також численні рудні тіла на глибинах до 700-900 м. Рудні тіла стратиформні, приурочені до сіроколірних проверстків Q1-Q12 всередині картамишської світи, складеної червоноколірними косошаруватими верствами. Сірі породи складаються з глин, аргілітів, глинистих алевролітів, пісковиків та (чи) гравелітів. В північній частині Бахмутського трогу у складі проверстків з‘являються прошарки доломітизованих вапняків потужністю 0,1-0,5 м.

Передсудетська монокліналь містить гігантське Cu-Ag родовище Любін-Сірошовіце (РЛС), відкрите в 1957 р. У розробку включено більш ніж 400 км2 найбільш піднятої його території.

Стратиграфія та геологічний розвиток. Фундамент Передсудетської монокліналі складають метаморфічні породи докембрію і палеозою. Він перекритий ранньопермськими червоноколірними відкладами континентальних та перехідних фацій, потужністю до 400 м, з тілами вулканітів в нижній частині. Їх незгідно перекривають евапорит-вапнякові відклади цехштайну (пізня перм), потужністю до 350 м на території РЛС. Відклади тріасу, юри та пізньої крейди послідовно нарощують розріз з заходу на схід. Вони були еродовані впродовж юри-крейди та палеогену. Відклади неогену та четвертинного періоду залягають вище.

Тектонічна характеристика рудовмісних ділянок. Палеозойські та мезозойські верстви Передсудетської монокліналі заглиблюються полого (2-6є) на схід від Передсудетського блоку та східчасто вздовж малоамплітудних розломів, які орієнтовані субзгідно крайовим розломам Середньої Одри та Судет. Субширотні розломи, амплітудою до 100 м, розбивають РЛС на блоки.

Геологічне положення рудного тіла Cu-Ag родовища Любін-Сірошовіце. Стратиформне рудне тіло РЛС залягає у базальних відкладах цехштайну. Зруденіння охоплює пісковик вайслігенд, базальний вапняк, чорний сланець купфершіфер та нижні рівні вапняку верра. З заходу воно обмежується зоною розвитку фації роте фойле, яка прилягає до Передсудетського блоку, простягаючись з півночі на південь діагонально розломам Середньої Одри. В цій зоні руди зруйновані, а верстви почервонілі. У східному напрямку рудне тіло перетинає купфершіфер та базальний вапняк і в центральній найбагатшій частині родовища входить у пісковик вайслігенд. Далі на південь і схід воно поступово виклинюється. Присутні не потужні (до 80 см) арсенідно-сульфідні жили типу Рюкен.

У розділі 3 «Мінералогічна характеристика рудних об‘єктів» викладено результати мінералогічних досліджень рудних тіл.

Рудопрояви самородної міді Волині. Мінеральний склад рудопроявів самородної міді визначається різним співвідношенням породоутворювальних і гідротермального походження мінералів.

Основні породоутворювальні мінерали базальтів – плагіоклаз (50-60), моноклінний піроксен (авгіт або піжоніт) (30-40) та магнетит (чи титаномагнетит) (5-15 %). У різній кількості присутнє вулканічне скло.

Мінерали гідротермального походження. Туфи, туфіти та базальти змінені гідротермальними процесами. Гематитизація, альбітизація, смектитизація і цеолітизація є найпоширенішими змінами. Гідротермально сформовані мінерали умовно поділяються на до-, син- та післярудні. Дорудні мінерали, а саме домінуючі клінохлор, альбіт і гематит пов‘язані з процесами альбітизації й гематитизації. Альбітизовані та гематитизовані базальти поширені регіонально, а їх уламки зафіксовано серед пірокластичних шарів різних рівнів, засвідчуючи прояв цих процесів впродовж усіх фаз вулканічної активності. Основний рудний мінерал рудних тіл – самородна мідь, – зустрічається у вигляді розсіяної вкрапленості в зонах контрастної проникності чи розущільнення базальтових потоків (долерито-базальтах, мигдалекам‘яних базальтах і лава-брекчіях) та пірокластичних верств (проникливих туфітах і туфах). Вона заміщує породоутворювальні мінерали й уламки порід, а також кристалізується у порожнинах і тріщинах. Трапляється в пренітових прожилках та гніздах у вигляді тонких ниткоподібних включень, радіально орієнтованих стосовно радіально-променистих агрегатів преніту. Прожилки, дендритоподібні агрегати й самородки самородної міді поширені в зонах тріщинуватості й розущільнення. З розчиненням та заміщенням преніту, ломонтиту й вайракіту анальцимом і смектитом, а також почервонінням зелених туфітів відбувається збірна перекристалізація самородної міді зі зникненням дрібних виділень та агрегацією крупних, або ж її розчинення та заміщення сульфідами. Самородна мідь містить мікровключення самородного заліза. Самородне срібло зрідка формує зростки з самородною міддю, переважно наростає на неї. Куприт заміщує самородну мідь. Синрудні мінерали гідротермальних процесів кристалізувались у відкритих тріщинах та метасоматично заміщували базальти й пірокластичні породи у послідовності: пумпелеїт-преніт-вайракіт(або ломонтит). У різному обсязі містять сингенетичну самородну мідь. Післярудні мінерали гідротермальних процесів представлені калієвим польовим шпатом, кварцом, цеолітами, смектитом (переважно сапоніт, монтморилоніт чи бейделіт), хлоритом, кальцитом, анальцимом, баритом та каолінітом. Вони виповнюють тріщини й пустоти в породах, заміщують більш ранні мінерали. Їх мінералізація супроводжується розчиненням, а, подекуди, – збірною перекристалізацією самородної міді.

Мідьвмісні мінеральні парагенетичні асоціації. Виділяються пумпелеїт-преніт-вайракіт-ломонтитова міденосна МПА, з якою пов‘язаний основний процесс нагромадження самородної міді у волинських трапах, а також пізні калієвий польовий шпат-смектитова, цеолітова й анальцим-смектитова МПА, формування яких супроводжувалось розчиненням і перерозподілом самородної міді.

Хімічний склад преніту і ломонтиту рудопрояву Жиричі. Досліджений преніт залізистий (Fe до 0,64 формульних одиниць (ф.о.)). Зрідка присутні домішки Mg (0,12 ф.о.). Спостережено зворотну залежність між вмістами Fe і Al, що засвідчує входження Fe3+ в структурні позиції Al3+. Ломонтит містить домішки Fe (до 0,23 ф.о.), Mg (до 0,1 ф.о.) і Na (до 0,51 ф.о.) Згідно з дослідженням кількісного співвідношення Na-Ca, у ломонтиті, ймовірно, відбувається заміщення елементів за двома схемами: 2Na+-Ca2+ та Na++Si4+-Ca2++Al3+ з появою 0,25 ф.о. катіонних вакансій з кожним таким заміщенням (за менших вмістів Na).

Золото-срібло-поліметалічні родовища Донбасу. У різних родовищах проявлені схожі мінеральні асоціації.

Мінеральний склад родовищ Нагольного кряжу. Пірит-1 – глобулярний, найбільш ранній сульфід. Поширений регіонально, з різною інтенсивністю мінералізує проверстки пісковиків, алевролітів та вугілля, формує жовна й трапляється у складі карбонатних стяжінь. Сульфіди гідротермального походження містять релікти та тіньові структури його глобул. Арсенопірит – перший рудний мінерал гідротермального походження. Складає рудні жили й прожилки, формує ромбічні кристали у прошарках пісковиків і алевролітів. Містить мікродомішки Co і Ag. Виділяється 3 генерації піриту гідротермального походження: пірит-2 – зростки з арсенопіритом, утворює з ним межі індукційного характеру чи заміщує його, формує масивні агрегати; пірит-3 – виділення у складі сульфідно-поліметалічних прожилків, які перетинають пірит-арсенопіритові жили; пірит-4 – зростки з герсдорфітом, розвинуті уздовж найпізніших тріщин. Пірит-2 містить мікродомішки As (до 0,4 мас.%). Піротин трапляється у складі пірит-арсенопіритових агрегатів. Сфалерит – поширений мінерал, інтенсивність його мінералізації неоднакова. Виділено 2 генерації сфалериту: сфалерит-1 – залізистий (до 1,55 мас.% Fe), темно-бурий і коричневий, формує межі індукційної природи з арсенопіритом; сфалерит-2 – малозалізистий світлий, трапляється у складі численних прожилків з галенітом, які перетинають пірит-арсенопіритові агрегати. Сфалерит обох генерацій кадмієносний. Галеніт кородує пірит, арсенопірит і сфалерит-1, стибієносний (від 0,006 до 0,01 ф.о. Sb). Буланжерит – рідкісний у золоторудних родовищах. Поширений у зростках з іншими сульфідами, найчастіше – з галенітом, з яким утворює межі індукційної природи, або, частіше, кородує його. Сульфосолі срібла зустрічаються, переважно, в асоціації з галенітом, який заміщують. У галеніті формують субмікронну вкрапленість – від поодиноких вкраплеників до густої емульсійноподібної вкрапленості. У Бобриківському родовищі визначено стефаніт. Бурноніт – одна з найпоширеніших сульфосолей. Формує гнізда, окремі індивіди, або дрібнокристалічні агрегати, заміщує та обростає пірит, арсенопірит, галеніт і буланжерит, розвивається вздовж міжзернових меж. Тісно асоціює з поширеними у родовищах Нагольного кряжу бляклими рудами, серед яких домінує тетраедрит. Тетраедрит формує дрібні вкрапленики та мікропрожилки в сульфідних чи кварц-карбонат-сульфідних агрегатах. Тенантит утворює кристалічні агрегати та мікропрожилки, переважно трапляється у пірит-арсенопіритових та арсенопіритових агрегатах. Зустрічається Ag-вмісний тетраедрит, зрідка – фрейбергіт. Халькопірит формує аллотріоморфні мікроагрегати у зростках з галенітом і сфалеритом, заміщує пірит і піротин, кородує й заміщує арсенопірит, пірит, галеніт, сфалерит і бляклі руди. У сфалериті-1 утворює емульсію. Герсдорфіт зустрічається рідко у вигляді ідіоморфних кристалів і тонкокристалічних агрегатів, разом з піритом-4 розвивається вздовж найпізніших тріщинок, які перетинають пірит-арсенопіритові та сфалерит-галенітові з сульфосолями агрегати.

Золоте зруденіння родовищ Нагольного Кряжу. Виділення самородного золота та електруму трапляються у вигляді дрібних вкраплеників різної морфології в дислокованих піритових, пірит-арсенопіритових (подекуди з піротином і сфалеритом-1) та арсенопірит-сфалеритових агрегатах, а саме – в тріщинках, виповнених галенітом, зрідка зі сфалеритом та сульфосолями. Поза парагенезисом з галенітом його виділення рідкісні. Електрум та самородне золото в зонах гіпергенезу утворюють розсіяну вкрапленість, найчастіше в агрегатах скородиту, бедантиту і ярозиту, у зростках з йодобромітом срібла. Вкрапленики представлені складнопобудованими агрегатами дрібніших індивідів.

Рудно-мінеральні парагенетичні асоціації та послідовність їх формування. МПА глобулярного піриту-1 – наскрізна у товщі карбону Нагольного кряжу. Пірит-арсенопіритова (±сфалерит, ±піротин) МПА – найбільш рання у рудних тілах. Основний об‘єм жильної арсенопіритової мінералізації тяжіє до глибоких горизонтів родовищ, тоді як доверху пірит-2 заміщує арсенопірит. Золото-сфалерит-галеніт-халькопірит-сульфосольна МПА утворилась в результаті активізації гідротермальної діяльності, завдяки прояву тектонічних рухів, які спричинили утворення диз‘юнктивних дислокацій вхрест більш ранніх зруденілих розломів і тріщин. Мінерали кристалізувались у послідовності: сфалерит-електрум-галеніт-буланжерит-стефаніт-бурноніт-бляклі руди-халькопірит. На підставі зменшення співвідношення Pb/Sb від ранніх утворень до пізніх, ця МПА поділена на ранній золото-сфалерит-галенітовий та пізній сульфосольно-халькопіритовий парагенезиси. Пірит-герсдорфітова МПА проявлена рідко, остання серед сульфідних утворень.

Мінералогічна характеристика Каракубського Pb-Zn-Ag рудопрояву. Жила Каракубського рудопрояву на 30-60 % складена дрібнозернистими карбонатними агрегатами. Пірит присутній у невеликій кількості. Пірит-1 глобулярний, трапляється у складі реліктів вмісних вапняків, рідше – жильних сульфідів. Пірит-2 – найпоширеніший серед генерацій піриту. Пірит-2А – гексаедри, або їхні комбінації з пентагондодекаедром, зафіксований тільки в галеніті. Пік формування його зароджень співпадає з початком заміщення сфалериту галенітом. Пірит-2Б – кубічні, кубооктаедричні та октаедричні кристали, всередині яких збережені тіньові структури глобул піриту-1, чи пентагондодекаедрів піриту-2А. Пірит-3 – поодинокі кубопентагондодекаедричні кристали у прожилках кальциту, які перетинають сульфідні агрегати. Cфалерит утворює друзи тичкуватих індивідів, чи вкрапленики, які заміщують вапняковий субстрат. Сфалерит малозалізистий (до 0,31 мас.% Fe), містить мікродомішки Cd і Cu. Галеніт наростає на сфалерит та кородує його у зонах дроблення. Галеніт стибієносний (до 0,71 мас.% Sb). Кварц рідкісний, утворює мікрокристали розміром до 1 мм по осі L3. Основні мінерали-концентратори Ag в руді – полібазит, тетраедрит, акантит і самородне срібло. Полібазит і тетраедрит формують дрібні вкрапленики, які розвиваються вздовж міжзернових меж галенітових агрегатів. Акантит і тенантит трапляються, переважно, у сфалериті. Тенантит заміщує галеніт і заміщується халькопіритом, ковеліном та кальцитом. Самородне срібло формує дрібні виділення, наростає на сульфіди на фронті заміщення їх кальцитом. Халькопірит розвивається вздовж міжзернових меж галеніт-сфалеритових агрегатів, формує емульсію у сфалериті.

Стратиформні рудопрояви міді Північно-Західного Донбасу. Рудні тіла приурочені, здебільшого, до сіроколірних пісковиків та алевролітів. Підвищені концентрації Cu у чорних сланцях, аргілітах і вапняках локальні.

Мінеральний склад стратиформних руд. Рудна мінералізація утворює дрібновкраплені структури і нерівномірно розподілена. Виділення сульфідів характеризуються одноманітною морфологією, утворюють дрібні включення, гнізда, подекуди цементують теригенний матеріал, інкрустують рештки вуглефікованого органічного матеріалу чи раковини форамініфер, псевдоморфно заміщують глобулярний пірит і один одного. Кристалізація сульфідів супроводжується перекристалізацією доломіту, з формуванням сульфідно-доломітових гнізд, в яких сульфіди утворюють індукційні межі з доломітом або заміщують його. На поверхні руди міді окиснені, представлені малахіт-азуритовими агрегатами зі стяжіннями гідроксидів заліза. Глобулярний пірит – найбільш ранній, наскрізний у сіроколірних проверстках. Сульфіди Cu, Pb і Zn формують досконалі псевдоморфози по глобулярному піриту, заміщуючи, перш за все, дисперсну складову його агрегатів. Сфалерит трапляється зрідка, утворює дрібні вкрапленики. Галеніт і сфалерит формують густу мінералізацію в сіроколірних горизонтах з прошарками вапняків. У північній частині Бахмутського трогу, де вони відсутні, рідкісні. Халькозин – найбільш поширений сульфід, цементує теригенний матеріал, утворює дрібні вкрапленики і крупні макровиділення, які, здебільшого, є фітоморфозами або приурочені до халькозин-доломітових гнізд. Халькозин-1 – поширений мінерал. В місцях інтенсивного розвитку кородує теригенні уламки кварцу. Халькозин-2 – дрібна, ділянками густо вкраплена, мінералізація на фронті окиснення рудних тіл, заміщує борніт усіх генерацій. Джарлеїт обростає халькозин, утворює по ньому псевдоморфози. Борніт-1 малопоширений, заміщує пірит на фронті розвитку халькозину-1. Борніт-2 заміщує халькозин-1, утворює облямівки на ньому. Халькопірит-1 заміщує глобулярний пірит попереду фронту розвитку халькозину-1. Халькопірит-2 – облямівки заміщення, периферійні включення та прожилки на (в) халькозині й борніті. Дігеніт-1 – облямівки та епітаксіальні зростки з халькозином-1 на фронті розвитку борніту-2, утворюється внаслідок дифузії атомів Cu з халькозину. Дігеніт-2 заміщує халькозин, рідше – борніт і халькопірит у зонах окиснення рудних тіл. Марказит псевдоморфно заміщує пірит, утворюючи пірит-марказитові агрегати, зустрічається у парагенезисі з дігенітом-2. Містить мікродомішки Ag, Co і Cu. Ковелін заміщує всі сульфіди. Формує зони вкрапленості на фронті почервоніння рудних тіл. Самородне срібло формує дрібні дротики біля зон почервоніння.

Розподіл рудних мінералів. Найвищий вміст Cu відповідає зонам, мінералізованим халькозином. У верхніх безрудних частинах сіроколірних горизонтів домінує розріджена мікровкрапленість халькопіриту. Борніт має другорядну роль в зонах домінування халькозину. Така зональність відображає підвищену активність Fe2+ у верхніх частинах сіроколірних горизонтів. На фронті розвитку зон окиснення зони почервоніння, подекуди з ковеліновою мінералізацією, змінюються багатою мінералізацією халькозину-2, яка бідніє глибше по падінню рудних тіл. Сфалеритові й галенітові рудопрояви з‘являються виключно в місцях підвишеної карбонатності сіроколірних проверстків, пов‘язаної з появою у їх складі проверстків вапняків.

Рудно-мінеральні парагенетичні асоціації. МПА глобулярного піриту – найбільш рання. На неї накладені МПА мідного та мідно-поліметалічного зруденіння. Серед них перша сфалерит-галеніт-халькозинова МПА, визначає накопичення Zn, Pb і Cu в місцях поширення проверстків вапняків у сіроколірних горизонтах, і лише Cu – в зонах їх відсутності. Борніт-дігеніт-халькопіритова МПА сформувалася синхронно та дещо пізніше сфалерит-галеніт-халькозинової. Основні мінерали цих МПА формувались у послідовності: сфалерит-галеніт-халькозин-борніт-халькопірит. Ковелін-дігеніт-халькозин-джарлеїт-марказитова МПА розвивається вздовж зон почервоніння рудних тіл у приповерхневих ділянках та біля розломних зон з утворенням сульфідів Cu у такій послідовності: халькозин-джарлеїт-дігеніт-ковелін. Утворює зони гіпергенного збагачення рудних тіл на Cu попереду фронту розвитку малахіт-азурит-лімонітової МПА.

Родовище Любін-Сірошовіце. Пірит, сфалерит, галеніт, халькозин, дігеніт, ковелін, борніт і халькопірит найбільш поширені мінерали, формують ділянки мономінеральної мінералізації. Марказит, тенантит, джарлеїт, аніліт і самородне срібло локально утворюють багату мінералізацію.

Текстурно-структурна характеристика руд і основні мінерали стратиформного зруденіння. Текстурно-структурні характеристики зруденіння не залежать від мінерального складу, зате чітко прив’язані до типу вмісних порід. Для сланців, вапняків і доломітів характерні вкраплені та прожилково-вкраплені рудні структури, якими представлені плямисто-, лінзоподібно-, смугасто- та масивно-вкраплені руди. Вкрапленики рудних мінералів заміщують органічні рештки і вмісні породи. Внаслідок крихких деформацій вапняки та сланці містять численні тонкі дискордантні та субконкордантні прожилки. У пісковиках поширені рудні структури цементації, якими представлені масивні, плямисті та смугасті текстури зруденіння. Незалежно від мінерального складу, у чорному сланці рудна мінералізація завжди найінтенсивніша. Доломітизація – найпоширеніша зміна мінерального складу зруденілих верств, ангідритизація відбувається попереду фронту розвитку фації роте фойле. Глобулярний пірит-1 – перший і наскрізний мінерал як рудних, так і безрудних верств. В РЛС глобули піриту-1 повсюдно заміщуються і цементуються сульфідами Zn, Pb і Cu. Пірит-2 рідкісний, формує мікрокристали та їх зростки, утворені внаслідок перекристалізації піриту-1. Сфалерит-1 визначає цинкове зруденіння РЛС, утворює зони мономінеральної вкрапленості у верхніх частинах рудного тіла. Сфалерит-2 – мінерал жил Рюкен. Сфалерит-3 – один з найпізніших мінералів, заміщує сульфіди міді у східній частині РЛС. Галеніт-1 заміщує сфалерит-1, утворює зони мономінеральної вкрапленості. Галеніт-2 приурочений до мінералізації Рюкен. Галеніт-3 зустрічається в асоціації з сфалеритом-3, заміщує сульфіди міді. Халькозин-1 вдається ідентифікувати у східній ділянці РЛС, де зустрічається у сланці купфершіфер та вапняку верра, формуючи халькозинову зону між галенітовою-1 та борнітовою-1б зонами, тоді як у західній і центральній ділянках генерації халькозину-1 і -3 змішані, а халькозин-3 домінує, інтенсивно заміщуючи більш ранні сульфіди. Халькозин-2 трапляється у складі мінералізації Рюкен. Борніт-1а заміщує пірит на фронті розвитку халькозинової-1 мінералізації. Борніт-1б формує бідне мідне зруденіння східного флангу РЛС, де є найбільш поширеним рудним мінералом. Заміщує халькозин-1. Борніт-2 приурочений до мінералізації Рюкен, заміщує халькозин-2. Борніт-3 трапляється в центральній частині РЛС, утворюється попереду фронту розвитку халькозину-3, ним заміщується і обростає виділення борніту-1б з емульсією халькопіриту. Халькопірит-1а зустрічається на високих рівнях рудного тіла в асоціації з галенітом, сфалеритом та борнітом-1а. У борніті-1б халькопірит-1б утворює емульсію, що утворилась в процесі вилуговування Cu з структури борніту. Халькопірит-2 – один з основних мінералів прожилків Рюкен. Халькопірит-3 домінує в південній частині РЛС, заміщує борніт-2 і обростає борнітом-3 Тенантит зафіксовано у складі прожилково-вкрапленої мінералізації Рюкен. Релікти тенантиту трапляються серед вкрапленості ковеліну, дігеніту та халькозину-3. Дігеніт формує зони мономінеральної вкрапленості на західному фланзі РЛС, у незначній кількості зустрічається як наскрізний мінерал рудного тіла. Поширений в асоціації з халькозином, заміщує його і інші ранні сульфіди. Прожилки дігеніту перетинають жили Рюкен. Ковелін утворює зони мономінеральної вкрапленості на фронті розвитку фації роте фойле. Утворює псевдоморфози по сульфідах Cu. На інших ділянках РЛС він трапляється у незначних кількостях, в основному у пісковику вайслігенд, як найпізніший мінерал у зростках з іншими сульфідами. Самородне срібло є основним мінералом-носієм Ag. Формує дрібні вкрапленики переважно в чорному сланці, які, здебільшого, заміщують борніт і халькозин. Обростає тенантит.

Розподіл рудних мінералів. У рудному тілі існує два типи рудно-мінеральної зональності: вертикальна і латеральна. Вертикальна зональність фіксується на більшій території РЛС. В ідеалі, вона представлена послідовною зміною складу сульфідної мінералізації знизу вверх у такому порядку: халькопірит-1б – борніт-1б – халькозин-1 – галеніт-1 – сфалерит-1 – пірит-1. Ці зони добре витримані по латералі, місцями мають мономінеральний склад. Багата мінералізація галеніту-1 і сфалериту-1 не зустрічається у пісковику. На більшій території РЛС мінеральний склад руд у пісковику не відповідає мінеральному складу сульфідної мінералізації у верствах, які залягають вище. Це зумовлено різними умовами і часом мінералоутворення. У профілях через пісковик вайслігенд вертикальна зональність також спостерігається, а мінеральні зони добре корелюються у латеральних напрямках. Зони змінюють одна одну з віддаленням від зони фації роте фойле, простягаючись з півночі на південь. Зумовлені послідовною зміною домінування сульфідів Cu (від внутрішніх/молодших до зовнішніх/старших): ковелін – дігеніт – халькозин-3 – борніт-3. Ділянка домінування халькопіритової-3 мінералізації локалізується в південній частині РЛС.

Рудно-мінеральні парагенетичні асоціації. МПА глобулярного піриту – наскрізна, дорудна, регіонально поширена. Сфалерит-галеніт-халькозин-борніт-халькопіритова МПА визначає вертикальну рудно-мінеральну зональність, яка характеризується накопиченням металів знизу вверх у такому порядку: Cu-Pb-Zn. Халькопірит-борніт-тенантит-арсенідна (±халькозин, ±галеніт, ±сфалерит) МПА складає прожилково-вкраплену мінералізацію типу Рюкен, накладену на більш ранні руди. Послідовно накладені одна на одну мідносульфідні зони у пісковику попереду фронту зони почервоніння (зумовлена розвитком гематит-ґетитової МПА) відповідають послідовному формуванню халькопіритової, борнітової, халькозинової, дігенітової і ковелінової МПА.

У розділі 4 «Геохімічна характеристика рудних об‘єктів» викладені результати геохімічних досліджень родовищ і рудопроявів.

Волинська міднорудна провінція. Вміст Cu у рудних тілах рудопрояву Жиричі змінюється від 0,5 до 4,5 мас.%; у Рафалівському рудопрояві - від 0,5 до 1,14 мас.%. Рудоутворювальні процеси зумовили суттєві перетворення мінерального і, як наслідок, – хімічного складу вулканітів.

Стислий огляд петрохімічних досліджень базальтів. За петрохімічними характеристиками волинські базальти внутрішньоплитові, змінюються від толеїтових до лужних і сублужних.

Елементний склад зруденілих вулканічних порід. У рудних тілах найбільше перевищення (до 100 разів) стосовно кларків у базальтах властиве Au, Ag, Cu, Pd і Hg. До 10 разів перевищують кларки Zr і As. З цих елементів, окрім літофільного Zr, всі інші – халькофільні. Негативні концентраційні аномалії (до 10 разів) характерні для літофільних елементів: Ti, U й Th. Вмісти Pb, Zn, Ni, Co, V, Y, La й Nd близькі до кларкових. Вміст Cu додатно корелює з концентраціями Ag і Rh: CAg=0,0047CCu-5,0716, R2=0,84; CRh=3*10-5CCu-0,019, R2=0,97 (С – концентрація елементу).

Ізотопний склад кисню в мінералах рудних тіл. д18О преніту змінюється від 10,37 до 11,77 ‰, пумпелеїту – складає 10,6 ‰, анальциму – 17,8 ‰. Перерахунки на д18ОH2O (300°С) показали величини від 8,0 до 9,4 ‰ для розчинів, з яких кристалізувався преніт. Такі параметри характерні для магматогенної води. д18ОH2O (145°С) розчинів з яких кристалізувався анальцим, становить 5,5 ‰, вірогідно, характеризуючи суміш магматогенних флюїдів і метеорних вод. Перерахунки д18ОH2O для низькотемпературних кварцу й кальциту зі зростків з самородками міді показують величини, характерні для метеорних та суміші метеорних і магматогенних флюїдів.

Золото-поліметалічні родовища Нагольного рудного району. Рудоутворювальні процеси у родовищах супроводжувались неодноразовою активізацією гідротермальної діяльності, що обумовило складний розподіл рудних елементів.

Хімічний склад стяжінь з відкладів карбону Донбасу. Для піритвмісних стяжінь характерні підвищені концентрації Ni (до 0,02), Co (до 0,01), Cu (до 0,02), Pb (до 0,06), Zn (до 0,03), Sn (до 0,002), Sr (до 0,5