WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Санкт-Петербургский государственный университет

На правах рукописи

Белогуб Елена Витальевна

ГИПЕРГЕНЕЗ СУЛЬФИДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЮЖНОГО УРАЛА

25.00.05 – минералогия, кристаллография

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 2009

Работа выполнена в Институте минералогии Уральского отделения РАН

Научный консультант:

доктор геолого-минералогических наук, профессор Владимир Герасимович Кривовичев (СПбГУ, г. Санкт-Петербург)

Официальные оппоненты:

академик РАН, доктор геолого-минералогических наук Николай Павлович Юшкин (Институт геологии УрО РАН, г. Сыктывкар) доктор геолого-минералогических наук, профессор Андрей Глебович Булах (СПбГУ, г. Санкт-Петербург) доктор геолого-минералогических наук, профессор Илья Владимирович Викентьев (Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии, г. Москва)

Ведущая организация: Институт геологии и геохимии УрО РАН им. А.Н.Заварицкого, г. Екатеринбург

Защита состоится 17 декабря 2009 г. в 15-00 на заседании совета Д 212.232.25 по защите докторских и кандидатских диссертаций при Санкт-Петербургском государственном университете по адресу: 199034, Санкт-Петербург, Университетская набережная 7/9, геологический факультет, ауд. 52.

E-mail: elena_badanina@mail.ru

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке им.

А.М. Горького Санкт-Петербургского государственного университета Автореферат разослан _______________ 2009 г.

Ученый секретарь Диссертационного совета кандидат геол-мин. наук Е.B. Баданина ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследований. В связи с тем, что традиционные источники цветных и благородных металлов в значительной мере истощены, в последние десятилетия в мире возросла роль окисленных и смешанных руд меди и золота, несульфидных месторождений свинца и цинка. Это привело к появлению ряда работ, посвященных геологическому строению и минералогии подобных объектов (Samama, 1986; Bouzari et al., 2002; Boni et al., 2003; Borg, 2003; Borg et al., 2003; Hitzman et al., 2003), поведению отдельных типов руд и групп минералов при гидрометаллургическом переделе (Dutrizak, 1983; 1989;

Yannopoulos, 1991; Dutrizak Jambor, 2000; de Wet, 2008; Лодейщиков, 1999;

Башлыкова и др., 2005). Сейчас на Урале отрабатываются месторождения окисленных золотоносных руд, готовятся к отработке меднопорфировые месторождения со значимой зоной гипергенного обогащения, что делает актуальным изучение строения их зон окисления и форм нахождения полезных компонентов и потенциальных токсикантов. Пристальное внимание уделяется также техногенным зонам окисления отвалов и хвостов обогащения сульфидных руд как возможным техногенным месторождениям и источникам экологического дисбаланса (Емлин, 1991; Blowes et al., 1991, 1992; Dold, Fontbote, 2001).

Анализ литературных и оригинальных материалов показывает, что, многие данные по строению, зональности и минералогии гипергенеза конкретных сульфидных месторождений не вписываются в классическую схему, основы которой были разработаны В. Эммонсом и С.С. Смирновым (Emmons, 1917;

Shneiderhehn, 1924; Смирнов, 1936, 1951, 1955). Минералы зон окисления, особенно ее нижней части, чрезвычайно мелкие и, зачастую, неустойчивые, что делает практически невозможной ревизию музейных коллекций и обуславливает необходимость изучения in situ или применения специальных методов консервации объектов, разработанных только в последнее время. Мониторинг зон окисления в процессе разведки и отработки месторождений, реализованный автором для ряда южноуральских объектов, позволил идентифицировать метастабильные в атмосферных условиях селениды, сульфиды и водорастворимые сульфаты и выявить закономерности их распространения в гипергенном профиле. Среди стабильных диагностированы свинец-содержащие члены семейства ярозита, присутствие которых значительно меняет технологические свойства окисленных руд.

Известно, что в процессах окисления сульфидов и формировании вторичной минеральной зональности большую роль играют микроорганизмы (Яхонтова, Грудев, 1987; Silitoe et al., 1996; Fortin, Beaveridge, 1997; Rainbow et al., 2006; Enders et al., 2006). Это находит применение в разработке технологий биовыщелачивания металлов из сульфидных руд (Лодейщиков, 1999; Башлыкова и др., 2005). Основным подходом для оценки роли бактерий в гипергенезе были микробиологические исследования рудничных вод (Яхонтова, Нестерович, 1983; Fortin, Beveridge, 1997; Enders et al., 2006) и непосредственные наблюдения псевдоморфоз минералов по бактериальным телам (Амосов, Васин, 1993; Sillitoe et al, 1996). Однако, отражением активности тиобактерий может также служить изотопный состав серы (Мехтиева, 1964; Kaplan, Rittenberg, 1964; Гриненко, Гриненко, 1974; Hoefs, 1997; Seal, 2006). Биогенная сульфатредукция, приводящая к значительному изотопному облегчению серы, хорошо изучена для современных океанических осадков (Kohn et al., 1998). Для зон окисления эти процессы изучены хуже, предлагаемая работа частично восполняет имеющийся пробел.

Актуальность исследований также определяется тем, что процессы окисления в природных и техногенных системах происходят по сходным законам и данные, полученные для природных зон окисления, могут быть с успехом перенесены на техногенные объекты – лежалые хвосты обогащения сульфидных руд, отвалы и целики бедных и забалансовых руд для прогноза их поведения при хранении.

В связи с изложенным главная цель предлагаемой работы состояла в изучении строения, минерального состава и условий образования зон окисления, сформировавшихся над сульфидными месторождениями различной формационной принадлежности в условиях семиаридного климата Южного Урала.

Для достижения поставленной цели были сформулированы следующие задачи:

1. Выявить черты сходства и различия зон окисления колчеданных, стратиформных свинцово-цинковых, медно-порфировых, эпитермальных, золотополиметаллических и сульфидных гидротермальных месторождений Южного Урала на базе геолого-минералогического картирования разведуемых и эксплуатируемых месторождений в карьерах, подземных горных выработках и керне скважин.

2. Установить зависимость строения гипергенного профиля от геоморфологического положения, вещественного состава вмещающих пород и руд.

3. Выделить типоморфные минеральные ассоциации зон окисления для различных групп сульфидных месторождений Южного Урала и различных частей гипергенного профиля.

4. Изучить экспериментально динамику окисления сплошных сульфидных руд различных текстурных типов.

5. Оценить с позиций термодинамики закономерность локализации халькогенидов цветных металлов в нижней части гипергенного профиля и установить условия, определяющие возможность образования специализированного горизонта вторичных селенидов.

6. Изучить изотопный состав серы и углерода для оценки роли биокосных взаимодействий в формировании гипергенных минеральных парагенезисов.

Практическая значимость работы определяется 1) необходимостью разработки минералогических критериев раздельного извлечения и предварительной рудоподготовки для гидрометаллургической переработки окисленных руд различного минералогического состава в целях извлечения золота и серебра; 2) задачей комплексного и полного использования богатых окисленных руд на меднопорфировых и колчеданных месторождениях; 3) требованиями прогноза поведения сульфидных хвостов обогащения и отвалов забалансовых сульфидных руд; 4) усовершенствованием критериев поиска сульфидных месторождений слепого залегания.

Научная новизна 1. Впервые для сульфидных месторождений, залегающих в условиях семиаридного климатического пояса, разработана типизация зон окисления.

2. Среди гипергенных минералов высокосульфидных месторождений впервые установлены селениды и доказано их закономерное положение в нижней части гипергенного профиля. Показано широкое разнообразие вторичных халькогенидов металлов, включая сульфиды селениды – пирротин, пирит, галенит, сфалерит, ряд пирит-джаркенит, клаусталит, науманнит, тиманнит, селенистые сульфосоли.

3. Впервые в мире в зонах окисления установлены природный амальгамид серебра в ассоциации с высокопробным золотом, впервые в России – коронадит, кобальткизерит, биберит, впервые на Урале – халькофанит, осаризаваит, кронштедтит в ассоциации с гизингеритом, гетитом и гематитом.

4. На основании изучения изотопного состава серы показана важная роль биологического фактора в формировании вторичных халькогенидных парагенезисов.

5. На основании изотопного состава углерода показано участие эпигенетических процессов в преобразовании погребенной «железной шляпы».

Работа основана на материале, собранном и обработанном автором в период с 1996 по 2008 гг. более чем на 25 месторождениях Южного Урала и сопредельных территорий Казахстана. Для сравнения привлекались образцы из коллекции Естественно-научного музея Ильменского государственного заповедника, а также коллекций окисленных сульфидных руд других регионов.

В работе использовались следующие методы и подходы:

1. Геолого-минералогическое картирование месторождений.

2. Диагностика минералов с использованием комплекса оптических, рентгенофазовых (более 500 определений, автоматизированный ДРОН-2.0, УРС-2, Shimadzu-6000, ИМин УрО РАН), термогравиметрических (более 50 определений, автоматизированный дериватограф Q1500, ИМин УрО РАН), электронномикроскопических (более 500 определений, РЭММА-202М с ЭДА, ИМин УрО РАН; SEM Phillips 501B с EDAX 9100 и WDX-2A, СПбГУ; GEOL-JXA8900RLб Фрайбергская Горная Академия; SEM GEOL JSM-5900LV, Музей Естественной Истории, Лондон; SEM Camscan-4DV с LZ Link-analytical AN10000, “PC+” LTD, Санкт-Петербург; SEM LEO-420 с микроанализатором RON-TEC, Институт гидродинамики СО РАН), спектроскопических (UR-2 и ИК Фурье-спектрометр NEXUS, Nicolet; ЯГР-спектрометр СМ-2201 с источником излучения Co, ИМин УрО РАН) 3. Химический анализ: классический силикатный, атомно-адсорбционный (Perkin-Elmer-3110) и фазовый химический анализ меди и цинка (ИМин УрО РАН), эмиссионный спектральный (Новосинеглазовская комплексная лаборатория ФГУП «Геосъемка»), рентгенофлюоресцентный с синхротронным излучением (ИЯФ СО РАН), атомно-адсорбционный и пробирный анализ золота и серебра (ОАО НПФ БЗДК), рентгенофлюоресцентный (портативный РФанализатор Innov-X, ИМин УрО РАН).

4. Расчетно-термодинамическая оценка полей устойчивости минералов, наблюдаемых в реальных парагенезисах (совместно с В.А. Яковлевой, СПбГУ) и кинетики растворения сульфидов и минеральной фиксации некоторых элементов-токсикантов путем адсорбции и кристаллизации собственных минеральных фаз (совместно с О.Л. Гаськовой, ИГ СО РАН).

5. Эксперименты по окислению сульфидных руд колчеданных месторождений были поставлены в ИМин УрО РАН совместно с М.Н. Маляренок и в Институт химии и технологии редких элементов и минерального сырья КНЦ РАН c Д.В. Макаровым.

Работа является составной частью госбюджетных тем лаборатории минералогии рудогенеза ИМин УрО РАН «Эволюция процессов минералообразования в колчеданоносных палеоокеанических структурах» (№ 0.20.0001589), «Гидротермальные и гипергенные факторы формирования и преобразования месторождений полезных ископаемых в складчатых поясах» (№01.200.202519), была поддержана грантами РФФИ (98-05-64819, 07-05-00824 – рук., 04-0596014, 01-05-65329 исп.), Университеты России (1999, 2001, 2003 рук.), MinUrals INCO Copernicus ICA2-СТ-2000-10011 (исп.), ФЦП Интеграция (№ 326.67, ЭО364/729, исп.), Министерства науки и образования РФ (РНП 2.1.1.1840, исп.), грантом НИР ЮУрГУ, проектом УрО – СО РАН «Геохимия окружающей среды горнопромышленных ландшафтов Сибири и Урала» (исп.).

Структура работы. Работа состоит из введения, шести глав и заключения, содержит 274 стр. текста, 96 табл., 204 рис. и 6 приложений. Список литературы включает 506 наименований, 44 источника – фондовые.

Апробация: по теме диссертации опубликовано 79 научных работ, включая 4 монографии, 8 статей в отечественных и зарубежных рецензируемых журналах, 39 статей в тематических сборниках, 26 тезисов докладов и 3 путеводителя геологических экскурсий. Автор принимала участие в поисковых работах на медноколчеданное оруденение в Александринском рудном районе и многочисленных хоздоговорных работах, посвященных минералогическому анализу окисленных руд, результаты которых вошли в 6 производственных отчетов, прошедших экспертизу в ГКЗ РФ и ТКЗ Челябинской области.

Результаты работ докладывались на 17th конгрессе международной минералогической ассоциации IMA-98 (Торонто, Канада, 1998), XVIII Международном Конгрессе по прикладной минералогии ICAM-2004 (2004, Сан-Пауло, Бразилия), международной конференции «Metals in the weathering environment» (2000, London), XII симпозиуме IAGOD «Undrstanding the genesis of ore deposits to meet the demand of the 21st century» (2006, Москва), рабочих заседаниях IGCP486 (Румыния, 2004; Болгария, 2005; Турция, 2006), ESF Explorary Workshop «Non-Sulphide Zn-Pb Ores» (Iglesias, Sardinia, Italy, 2005), международном симпозиуме «Минералогические Музеи» (Санкт-Петербург, 1995, 1998, 2000, 2002, 2005), всероссийском совещании «Минералогия Урала» (1998, 2003, 2007), IV Уральском металлогеническом совещании «Рудные месторождения – вопросы происхождения и эволюции» (Миасс, 2005), международной научнопрактической конференции «Проблемы рудных месторождений и повышения эффективности геологоразведочных работ» (Ташкент, 2003), 11-й конференции «Environmental and mineral processing» (Prague, 2007), международной конференции «Рудогенез» (Миасс, 2008), региональных научно-практических конференциях (Челябинск, 2006, 2007; Уфа, 2008), Горно-геологическом деловом форуме Майнекс-2007 (Миасс, 2007), международном совещании «Спектроскопия и кристаллохимия минералов» (Екатеринбург, 2007), ХVI Международном совещании по кристаллохимии и рентгенографии минералов (Миасс, 2007), научном семинаре «Минералогия техногенеза» (Миасс, 2004, 2006), научной студенческой школе «Металлогения древних и современных океанов» (ежегодно с 1997 г.) и других конференциях.

Полученные данные используются при чтении автором курсов «Минералогия» (c 1999 г.) и «Технологическая минералогия» (с 2005 г.) на геологическом факультете филиала ЮУрГУ в г. Миассе.

Благодарности. Автор глубоко признателен своим учителям – научному консультанту профессору В.Г. Кривовичеву, профессорам В.В. Зайкову и В.В. Масленникову. Особая благодарность многолетним соратникам и оппонентам – к.г.-м.н. К.А. Новоселову и к.г.-м.н. Е.П. Щербаковой. При обсуждении работы чрезвычайно полезными были дискуссии с директором Института минералогии УрО РАН, чл.-корр. РАН В.Н. Анфилоговым и д.г.-м.н.

В.Н. Быковым. В течение многих лет автор пользовалась консультациями д.г.м.н. В.А. Попова, к.г.-м.н. В.Н. Удачина и зарубежных коллег – Р. Херрингтона (Музей Естественной истории, Лондон) и М. Бони (Университет г. Неаполя).

Экспериментальные и расчетные работы никогда бы не были осуществлены без взаимодействия с д.т.н. Д.В. Макаровым и д.г.-м.н. О.Л. Гаськовой. Без содействия специалистов из производственных организаций – В.И. Баля, Б.И. Агеева, И.И. Григорьева, В.В. Козлова, И.Б. Купцова, В.М. Мосейчука, Е.С. Овч аровой, Т.Н. Сурина, И.Б. Фадиной, Б.М. Шаргородского работа навсегда осталась бы в стенах лаборатории. Аналитики К. Беккер, Т. Гринвуд, Е.Д. Зенович, В.Е. Еремяшев, В.А. Котляров, Г.Ф. Лонщакова, Я.Л. Лукьянов, Н. Максимова, М.Н. Маляренок, А.Б. Миронов, А.Р. Нестеров, Н.К. Никандрова, Т.М. Рябухина, С.А. Садыков, Т.В. Семенова, Б. Спиро, А.Т. Титов, П.В. Хворов, Л.Г. Удачина пособствовали решению поставленных задач. Всем перечисленным специалистам автор выражает искреннюю благодарность.

Большое спасибо за творческую поддержку также коллективам лаборатории минералогии рудогенеза ИМин УрО РАН Е.В. Зайковой, И.Г. Жукову, С.П. Масленниковой, И.Ю. Мелекесцевой, Н.П. Сафиной и кафедры минералогии СПбГУ А.А. Антонову, А.И. Брусницыну, А.А. Золотареву, А.Н. Зайцеву, Е.Н. Перовой, и особо за помощь в оформлении работы на завершающем этапе – Н.Р. Аюповой, О.Л. Бусловской и Р.З. Садыковой. Все эти годы источником нестандартных идей служили студенты и аспиранты – В.А. Яковлева, А.А. Белоусова, У.В. Будько, И.А. Блинов, О.С. Ермолина, Е.Е. Паленова, М.В. Мурдасова.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

(по защищаемым положениям) 1. Зоны окисления сульфидных месторождений Южного Урала состоят из следующих подзон (снизу вверх): цементации, выщелачивания и полного окисления, разделенную на нижнюю ярозитовую и верхнюю бурожелезняковую части. Полный профиль свойственен высокосульфидным месторождениям, залегающим в силикатных породах. Усложнение строения зон окисления за счет вторичных халькогенидных ассоциаций и самородной серы, развивающихся в подзоне выщелачивания, связано с сульфатредукцией при воздымании уровня застойных вод. Уменьшение мощности горизонта ярозита и подзоны выщелачивания обусловлено буферирующим действием вмещающих пород, повышенной интенсивностью водообмена. На горизонтах, залегающих значительно ниже уровня грунтовых вод, гипергенная минерализация приурочена к зонам хрупких тектонических деформаций неокисленных руд.

При сопоставлении литературных источников становится очевидной неоднозначность терминологии, употребляемой при описании зон окисления сульфидных месторождений, и разнообразие «типичных» схем ее строения.

По-видимому, разночтения связаны с тем, что авторы рассматривали месторождения различных формационных типов. В типичной зоне окисления под «железной шляпой» залегают «богатые окисленные руды», сменяющиеся зоной цементации и первичными рудами на глубине (Смирнов, 1955; Лазаренко, 1971; Булах и др., 2008). Опыт показывает, что подобное строение характерно для зон окисления медно-порфировых месторождений. Для колчеданных и большинства стратиформных свинцово-цинковых подзона богатых окисленных руд не выделяется, но в схему строения зоны окисления добавляется горизонт остаточных сыпучек, залегающий между «железной шляпой» и вторичнообогащенными сульфидными рудами (Шадлун, 1948; Чухров, 1950; Росляков, 1971; Сергеев и др., 1995). Ярозитовый горизонт как закономерная составляющая «железной шляпы» отмечается на многих высокосульфидных месторождениях России и мира, залегающих в аридных или семиаридных условиях (Росляков, 1970; Сергеев и др., 1995; Rekoche, 1993, Sillitoe, 1995 и др.). Однако, в «типичных» схемах ярозитовый горизонт отсутствует.

Термин «выщелоченный» чаще всего применяется в экономическом контексте. По В. Эммонсу «выщелоченная окисленная обогащенная сульфидная руда» (Эммонс, 1935, стр. 37) залегает между «окисленной обогащенной рудой» и «железной шляпой». Сходный смысл вложил в это понятие С.С. Смирнов (1936). Для меднопорфировых месторождений под зоной выщелачивания, как правило, понимается приповерхностная часть, не содержащая промышленных концентраций меди, серебра и золота (Robb, 2005). После работ Т.Н. Шадлун (1948), В.Ф. Чухрова (1950) и Н.А. Рослякова (1970, 1981) подзона выщелачивания применительно к колчеданным объектам понимается как часть гипергенного профиля, состоящая из реликтовых минералов и расположенная между «железной шляпой» и кровлей сульфидного тела. Ее происхождение связывается с сезонными и многолетними колебаниями уровня грунтовых вод (Германов, 1956).

Таким образом, обобщенная генетически обоснованная схема гипергенной зональности сульфидного месторождения пока не существует, хотя сущность процессов преобразования пород, содержащих сульфиды, под действием атмосферы и метеорных вод, одинакова, вне зависимости от формационной принадлежности месторождения. Проявления этих процессов очень разнообразны, т.к. зависят от многих факторов, среди которых важнейшими является общее содержание сульфидов в рудах и буферирующие свойства вмещающих пород, которые зависят от формационной принадлежности месторождения, а также геоморфологическое положение и климат, обуславливающие характер движения подземных вод.

На Южном Урале получили распространение колчеданные, стратиформные свинцово-цинковые, медно-порфировые, золото-полиметаллические, золотоносные сульфидно-кварцевые и, в незначительной мере, эпитермальные месторождения, приуроченные к различным геодинамическим структурам и, соответственно – структурно-вещественным комплексам (Контарь, Либарова, 1997; Пучков, 2005; Herrington et al., 2005). Объекты изучения предлагаемой работы представляют все перечисленные формации, за исключением золотосульфидно-кварцевой, зоны окисления которой к настоящему времени выработаны (табл. 1, рис. 1). В геоморфологическом плане рассмотренные месторождения располагаются, в основном, на равнинах: эрозионно-денудационных, денудационных и аккумуляционных. Небольшая часть находится в сводовоглыбовых горах с участками локальной аккумуляции. Климат современного Южного Урала семиаридный на равнинных участках, семигумидный до гумидного – в горах. В течение континентальной истории Урала климат неоднократно менялся, но с палеогена климатическая зональность сходна с современной.

Анализ оригинальных и опубликованных (Амирасланов, 1937, Шадлун, 1948, Герман-Русакова, 1962; Росляков, 1971, Зайков и др., 1994; Сергеев и др., 1996) данных позволяет с долей условности разделить зоны окисления сульфидных месторождений Южного Урала на контрастно и слабо дифференцированные. В первом случае наблюдается отчетливая гипсометрически выдержанная вертикальная зональность. Во втором – составляющие части зоны окисления пространственно сопряжены, а их положение по отношению к гипсометрическому уровню не выдерживается.

Рис. 1. Положение изученных месторождений в структурах Южного Урала (на основе карты Е.С. Контаря и др, 2001).

1 – зона Урал-Тау, осадочные отложения R; 2 – высокометаморфические комплексы (микроконтиненты); 3–структуры Уральского палеоокеана, PZ:

3 – междуговой бассейн; 4 – палеоостровные дуги; 5 – окраинное море; 6 – фрагменты островодужных вулканических ассоциаций; 7 – преимущественно терригенные отложения, R; 8 – области распространения орогенных гранитоидов C2 (гранитная ось Урала); 9 – преимущественно терригенные породы, SD; 10-17 – формационные типы месторождений: 10–13 – колчеданные: 10 – куроко, 11 – уральский; 12 – близкий к «атлантическому»; 13 – кипрский; 14 – медно-порфи-ровые; 15 – эпитермальные; 16 – золото-полиметаллические;

17 – стратиформные свинцовоцинковые.

Главным условием возникновения контрастной дифференцированной вертикальной зональности является относительная однородность руд. Это условие реализуется для колчеданных месторождений и месторождений с большим объемом однородной вкрапленной минерализации, например – меднопорфировых (Михеевское, Томинское). Зоны окисления месторождений с жильным типом минерализации, таких как близкие к колчеданным прожилково-вкрапленные (Контрольное), золото-полиметаллические (Ик-Давлят), эпитермальные (Березняковское) месторождения, характеризуются фрагментарно развитыми подзонами и неровной границей между окисленными и первичными рудами, реликты сульфидных руд могут сохраняться даже вблизи поверхности.

Строение зон окисления свинцово-цинковых стратиформных месторождений в значительной мере зависит от вмещающих пород. При залегании в контрастных вмещающих толщах, включающих силикатные и карбонатные породы, зона окисления контрастная (Амурское), в монотонных карбонатных породах – нет (Верхне-Аршинское, Шаймерден).

Рис. 2 показывает идеализированную схему дифференцированной зоны окисления применительно к семиаридным условиям Южного Урала. Эта схема включает в себя подзоны (снизу вверх) вторичного медносульфидного обогащения (цементации), выщелачивания (реликтовых песков) и полного окисления («железную шляпу») и может быть применена для любых формационных типов месторождений. Основной признак, положенный в основу разделения – соотношение реликтовых и новообразованных минералов и общие черты состояния основных элементов (окисленное или восстановленное).

Таблица Сравнительная характеристика основных формационных типов сульфидных месторождений Южного Урала Формационный тип Месторождения, Кол-во сульфидов, Вмещающие Околорудные рассмотренные в работе об.%, (преобла- породы метасоматиты дающие сульфиды) К Cu «атлантиче- 20–80 % Вулканогенно- Пирит-кварц-серицитовые, о ский» Ишкининское (py, cpy, sph осадочные комплек- кварц-серицитовые, хлол > ga, tn, bn, mgt, сы Уральского па- ритовые, редко – пироч Cu(Co) кипрский Летнее, Осеннее pyrr) леоокеана: базальты, филлитовые и сериците андезиты, дациты, пирофиллитовые Cu-Zn уральский Западно-Озерное, Юбилейд риолиты, их обло ное, Яман-Касы, Блявинское, а мочные разности, Бакр-Узяк, Узельгинское н кремнистые пелитоZn-Cu-Pb(Au) Джусинское, Александринн литы, редко - прокуроко ское, Бабарыкинское, Коны слои известняков трольное* е Эпитермальные золо- Березняковское 5–20 % Кварц-серицитовые (параторудные (py, tn, en) гонитовые) Золото- Ик-Давлят 3–20 % Бикарбонат-кварцполиметаллические (py, sph, ga, tn >cpy) серицитовые, кварцсерцит-хлоритовые Меднопорфировые Михеевское, Томинское 1.5–5 % (cpy, py) Кварц-серицитхлоритовые± карбонат Стратиформные цин- Верхне-Аршинское, Амур- 20–80 % (sph, py, gal Терригенные, карбо- Кварцевые, талькковые, свинцово- ское, Шаймерден** >> cpy, pyrr) нат-ные, вулкано- содержащие цинковые генно-обломочные Примечание: py – пирит, cpy – халькопирит, sph – сфалерит, ga – галенит, tn – теннантит, bn – борнит, mgt – магнетит, pyrr – пирротин. * – месторождение родственно колчеданным, но не содержит тел сплошных руд; ** – первичные рудные тела не установлены, формационная принадлежность предположительна В подзоне цементации реликты первичных минеральных ассоциаций, включая сульфиды сцементированы новообразованными сульфидами. Основной объем подзоны выщелачивания состоит из наиболее устойчивых в обстановке колебаний кислотности и окислительных свойств среды минералов и содержит незначительное количество новообразований. В низкосульфидных месторождениях в этой части происходит разложение некоторых минералов вмещающих пород и выщелачивание из слоистых силикатов щелочных катионов и магния с формированием гидрослюд и гидрохлоритов. В подзоне полного окисления – «железной шляпе» основной объем занимают новообразованные минералы, прежде всего оксиды и гидрокисиды железа, соли кислородных кислот. Выделение еще одной, верхней подзоны выщелачивания (Смирнов, 1951, Robb, 2004) в «железной шляпе» нецелесообразно, т.к. если по отношению к меди и цинку эта подзона выщелочена, то по отношению к железу и свинцу – обогащена.

Рис. 2. Идеализированныя схема зоны окисления высокосульфидного месторождения. 1 – первичные руды; 2 – дезинтегрированные первичные руды, сцементированные вторичными сульфидами, преимущественно меди; 3 – остаточные сульфидные сыпучки; 4 – серные сыпучки; 5 – кварцево-баритовые сыпучки с вторичными сульфидами, преимущественно – железа, свинца; 6 – кварцево-баритовые сыпучки; 7 – ярозит; 8 – бурые железняки ящичные и охристые; 9 – глинистые изменения пород; 10 – минерализация в тектонических зонах; 11 – тектонические зоны.

Боковые породы под влиянием окисляющегося рудного тела испытывают мощное сернокислотное воздействие, при этом в латеральном разрезе, так же, как и в вертикальном, происходит ощелачивание поровых растворов, что создает геохимический барьер, на котором осаждаются растворенные металлы, например медь в самородной и карбонатной форме. Хлориты, полевые шпаты, вулканическое стекло, амфиболы трансформируются в гидрослюды, смектиты, гетит, обладающие высокими сорбционными свойствами, которые способствуют фиксации металлов из разбавленных растворов. Наиболее ярко процессы сорбции проявились на Амурском месторождении, где содержания цинка в глинизированных вулканитах могут достигать 2.8 мас.%.

В тектонических зонах на глубоких горизонтах колчеданных (Узельгинское, Сибайское) и медно-порфировых (Михеевское) месторождений иногда наблюдается минерализация, сходная с обычной для зон окисления – это карбонаты меди, гетит, карбонаты (кальцит, сидерит). Уникальный случай, наблюдавшийся на Узельгинском месторождении – формирование в хрупких трещинах пирротиновых руд агрегатов с осциляторной зональностью, состоящих из кронштедтита, гизингерита, гетита, пирита (марказита), сидерита, кальцита.

Выделенные подзоны могут быть разделены на составляющие. В нижней части подзоны выщелачивания колчеданных месторождений часто присутствует горизонт самородной серы и гипергенных халькогенидов. Самородная сера занимает закономерное положение в вертикальном разрезе между восстановленной (сульфидной) и окисленной (сульфатной) частями вертикального профиля. На некоторых месторождениях линзы самородной серы залегали между остаточными пиритными сыпучками и горизонтом развития гипергенных сульфидов (Западно-Озерное, Барсучий Лог, Александринское). На Гайском месторождении самородная сера в нижней части горизонта ассоциировала с реликтовыми сульфидами и кварцем, и содержала гипергенные сульфиды, а в верхней части (серно-кварцевых сыпучек) с гипергенным халцедоновидным кварцем. На Западно-Озерном месторождении линзы самородной серы содержали реликтовые пирит, кварц и многочисленные гипергенные халькогениды, которые распространялись много выше, чем самородная сера. В стратиформных свинцово-цинковых месторождениях вторичные сульфиды залегают на контактах между первичными рудами и железной шляпой, но не образуют выдержанных горизонтов. На месторождениях с вкрапленным стилем минерализации видовой состав вторичных халькогенидов ограничен сульфидами меди. Нижняя часть «железной шляпы» в семиаридной области содержит горизонт ярозита или других сульфатов семейства ярозита. На месторождениях с прожилково-вкрапленными рудами минералы семейства ярозита встречаются редко и в небольших количествах, а на месторождениях, залегающих в карбонатных толщах, отсутствуют. Горизонты халцедона или опала, считающиеся типоморфными для аридных климатических условий (Сергеев и др., 1996) в незначительном объеме могут присутствовать и в зонах окисления семиаридной области.

Связывать полноту развития гипергенной зональности только с климатом нельзя. Очевидно, что температурные колебания на поверхности мало влияют на температурный режим более глубоких горизонтов коры выветривания и решающей компонентой влияния климата на вторичную зональность является режим водообмена. Семиаридные условия характеризуются попеременным чередованием увлажнения – высыхания. Воды верхней части зоны окисления могут быть пленчатыми, подвешенными капельными, а во влажные сезоны их количество может значительно увеличиваться, повышая уровень зеркала грунтовых вод по сравнению с сухим сезоном. Повышенное испарение и связанное с этим концентрирование растворов приводит к формированию более ацидофильных ассоциаций, например – ярозита. Гумидизация климата, наоборот, препятствует возникновению высококислотных вод в «железной шляпе» и минералы группы ярозита не образуются. Так, на месторождениях Карабашской группы (Stickney, 1912), Сафьяновского (Свердловская область) и Ивдельского (север Свердловской области) рудных районов (наблюдения в карьерах) горизонт ярозита отсутствовал, но были развиты колчеданные и кварцевые сыпучки. На Летнем и Джусинском колчеданных месторождениях, расположенных в степной части Оренбургской области, ярозит встречался редко, а подзона выщелачивания имела незначительную мощность. Это связано с геоморфологическим положением указанных месторождений под руслом реки, которое оказывает такое же влияние, как гумидизация климата.

Полный гипергенный профиль, показанный на рис. 2, свойственен исключительно высокопиритным (колчеданным) месторождениям (Блявинское, Гайское, Сибайское), которые имели выход на дневную поверхность (это фиксируется по ящичным формам бурых железняков) и длительную историю формирования, о чем свидетельствуют толщи перекрывающих осадочных пород допалеогенового возраста. Например, зона окисления Блявинского месторождения была перекрыта меловыми, а Юбилейного – юрскими осадками. Зоны окисления колчеданных месторождений близповерхностного (Западно-Озерное) или слепого залегания (Александринское, Бабарыкинское), а также месторождений с более низким содержанием сульфидов (эпитермальных, золото-полиметаллических) содержат невыдержанные фрагменты ярозитовых ассоциаций.

Тектонические нарушения увеличивают глубину развития гипергенных процессов и способствуют возникновению линейных зон окисления (Амурское, Александринское месторождения, Бабарыкинское рудопроявление). В зонах тектонических нарушений продукты окисления первичных руд можно наблюдать среди практически измененных руд и пород.

Как особый случай нужно рассмотреть возможность эпигенетических изменений «железных шляп», захороненных под более молодыми осадками.

На Юбилейном, единственном среди колчеданных месторождений Урала, сидерит является породообразующим минералом верхней части «железной шляпы», которая погребена под осадками мелководной лагуны, изобилующими углефицированными растительными остатками. В кровле «железной шляпы» Блявинского месторождения, перекрытой обогащенными органогенным фосфором меловыми осадками, Т.Н.Шадлун (1948) был установлен выдержанный слой дестинезита (диадохита), не встреченного больше ни на одном объекте Южного Урала.

2. Формирование специфического полиминерального горизонта вторичных сульфидов и селенидов происходит в нижней части подзоны выщелачивания, вблизи ее границы с подзоной цементации, в которой видовой состав новообразованных фаз ограничивается сульфидами меди. На основании термодинамических расчетов показано, что в зонах окисления селениды устойчивы в более окислительных условиях, чем соответствующие сульфиды. Образование вторичных халькогенидов сопровождается существенным облегчением изотопного состава серы в сульфидах, что обусловлено микробиальной сульфатредукцией.

Традиционно среди вторичных сульфидных соединений зоны окисления отмечааются сульфиды и сульфосоли меди и серебра – халькозин, ковеллин, борнит, блеклые руды, акантит, прустит, пираргирит, а также пирит и марказит. Гипергенные галенит и сфалерит упоминаются в зонах окисления стратиформных свинцово-цинковых месторождений, залегающих в карбонатных породах (Яхонтова, Грудев, 1987; Lawrence, Rafter, 1962; Hitzman et al., 2003, Kucha et al., 2005 и др.). Этот список сходен с набором сульфидов, выявляемых в диагенетически измененных осадочных породах (Ramdohr, 1968; Константинов, 1963). Отметим также, что в некоторых осадочных породах были установлены селениды (Бурьянова 1969, Синдеева 1959, Кривовичев, Чарыкова, 2006). В зонах окисления сульфидных месторождений гипергенные селениды и селенистые сульфосоли не описывались. На двух месторождениях выявлены науманнит (Юбилейное, Татарко и др., 1996ф), тиманнит и селенистый метациннабарит (Гайское, Зайков и др., 1994), образование которых, однако, не связывали с гипергенезом. Горизонты самородной серы, отмеченные на колчеданных месторождениях с развитыми зонами окисления, иногда содержат селен в самородной форме, и как показали наши исследования – также в виде селенидов и селенистых сульфосолей (рис. 3). Обогащение «нетипичными» вторичными халькогенидами на некоторых месторождениях сопровождается значительно повышенными концентрациями золота (Гайское, Западно-Озерное месторождения).

Вторичные сульфиды меди встречены практически во всех изученных месторождениях. Они образуют цементационные структуры в полуокисленных рудах вблизи их контакта с сыпучками подзоны выщелачивания (для высокопиритных месторождений). В медно-порфировых месторождениях Подзона Вторичные халькогениды «железная шляпа» Qu-Ba сыпучка Qu-Ba сыпучка с Ga Пирит, марказит, галенит, сфалерит Пирит, марказит, метациннабарит, S самородная тиманнит, джаркенит, грейгит, пирротин Qu-Ba сыпучка с суль- Пирит, марказит фидами Кремнистый Тетраэдрит, науманнит, джаркенит горизонт пиритовая сыпучка п/окисленные Ковеллин, халькозин, акантит, борруды нит Первичные руды Рис. 3. Обобщенная схема распространения вторичных халькогенидов в зоне окисления высокосульфидного месторождения. Qu – кварц, Ba – барит, Ga – галенит.

вторичные сульфиды меди формируют каймы вокруг сфалерита, галенита, блеклых руд и халькопирита, редко – мелкозернистые агрегаты вблизи нижнего контакта подзоны полного окисления. Вторичные медные сульфиды могут распространяться на значительные глубины в пределах зон тектонических нарушений.

На стратиформных свинцово-цинковых месторождениях, локализованных в карбонатных породах (Верхне-Аршинское и Шаймерден) установлен вторичный галенит, а на месторождении Шаймерден – также сфалерит.

На Амурском месторождении, несмотря на широкое развитие остаточных пиритных песков, гипергенные сульфиды обнаружены не были.

Наибольшее минералогическое разнообразие вторичных халькогенидов было установлено в черных сажистых сыпучках, распространенных между остаточными кварц-баритовыми (кварцевыми) и пиритными сыпучками Западно-Озерного месторождения (Belogub at al., 2003) (рис. 3, 4а). Среди них галенит PbS, сфалерит ZnS, пирит FeS2, селенистый пирит Fe(S1.20Se0.80)2.00, пирит, обогащенный Cu Pb, Sb, Se, As, метациннабарит, HgS, джаркенит Fe0.98-1.00(Se1.11-1.61S0.89-0.39)2.00, клаусталит PbSe, тиманнит (Hg0.9Fe0.1)Se, науманнит AgSe, близкая к тетраэдриту селенистая сульфосоль, (Cu6.09Fe4.54Hg0.29Pb0.50)11.42(Sb2.55As1.60)4.15(S7.47Se5.53)13.00, не идентифицированные до минерального вида сульфосоли ртути и серебра. Сходную геологическую позицию на Джусинском месторождении занимали участки распространения гипергенного галенита, ассоциирующего с минералами ряда галенит-клаусталит (Pb1.00(S0.71Se0.26)0.97 – Pb1.00(Se0.48S0.45)0.93 (Белогуб и др., 2005, Belogub et al., 2008) занимали (рис. 4б). Гипергенные халькогениды, развивающиеся в сыпучках, чаще всего образуют колломорфные, фрамбоидальные и скелетные формы, отражающие быстрое осаждение из пересыщенных растворов (рис. 5). На Южно-Контрольном месторождении агрегаты мелких зональных сферических частиц, состоящих из пирита и точно не диагностированной селенистой сульфосоли, развивались в интерстициях кварца и барита, а гипергенный галенит – по трещинам спайности англезита.

Максимальные содержания в составе тонких сростков сульфидов (мас. %):

Se 10, As 7.13, Sb 4.93, Cu 2.59, Ag 1.35.

а б Рис. 4. Положение галенитовой сыпучки, а – Западно-Озерное, б – Джусинское колчеданные месторождения. 1 – пиритные сыпучки; 2 – кварцевые с пиритом сыпучки; 3 – гипергенный галенит; 4 – глинисто-кварцевая сыпучка, 5 – каолиновая глина; 6 – лимонитизированная глина, 7 – номера проб.

а б в Рис. 5. Морфология выделений вторичных а – галенита (Джусинское месторождение), б – пирита и клаусталита (указан стрелкой), в – метациннабарита (Западно-Озерное месторождение).

Селениды на Западно-Озерном месторождении ассоциируют с самородным селеном. Содержания селена в сыпучках Западно-Озерного месторождения достигали сотен г/т, Джусинского – 1.5 %. Обогащенные вторичными сульфидами участки, как правило, имеют неясно стратифицированное строение, обусловленное чередованием существенно кварцевых и сульфидных «слойков» и пятен. В нижней части стратифицированного горизонта вторичных халькогенидов преобладающий катион новообразований – медь, в верхних – свинец (см. рис. 3).

В последнее время появилось много работ, посвященных термодинамике селена в целом и ее интерпретации в приложении к гипогенным и гипергенным минералообразующим системам (Brookins, 1988; Simon et al., 1996, 1997, Sebi et al., 2001, Кривовичев, Депмайер, 2005, Кривовичев, Чарыкова, 2006). Было термодинамически обосновано, что по сравнению с серой восстановленные формы селена устойчивы в несколько более окислительных и щелочных условиях, поэтому поля устойчивости восстановленных форм селена и соответствующих минералов (селенидов) распространяются в области с более высоким окислительным потенциалом и более щелочными значениями pH (Кривовичев, Чарыкова, 2006).

Для оценки вероятных условий формирования вторичных селенидов была взята ассоциация сажистых сыпучек Западно-Озерного месторождения.

Для температуры 25 °С, давления 1 атм в координатах Eh-pH были рассчитаны диаграммы для систем Me-S-H2O и Me-Se-H2O, где Me – Fe, Hg, Ag, Pb, а также диаграмма Fe-Ag-Hg-Pb-S-Se в координатах активностей lg [H2S] – lg [H2Se]. Суммарная активность серы принята как 10-3 на основании незначительного распространения самородной серы в сыпучках. В опубликованной литературе при расчетах обычно используются суммарные активности селена от 10-6 (Дьячкова, Ходаковский, 1968, Кривовичев, Депмайер, 2005) до 10-10 (Seby et al., 2001). В построениях для Западно-Озерного месторождения суммарная активность селена была принята 10-5. Поля устойчивости клаусталита, науманнита и тиманнита шире, чем соответствующих сульфидов за счет увеличения устойчивости в более окислительной области. В кислых окислительных условиях селениды железа, ртути, серебра и свинца для своего образования требуют более низкой активности H2Se, чем соответствующие сульфиды – H2S. Редкость находок селенидов обусловлена ничтожным содержанием селена в первичных рудах (рис. 6).

Таким образом, находки селенидов и обогащение селеном вторичных сульфидов в зонах окисления подтверждаются результатами термодинамического моделирования.

Доказано, что микроорганизмы играют большую роль как в процессах окисления сульфидов, так и в формировании вторичных сульфидов (Яхонтова, Грудев, 1987; Silitoe et al., 1996; Banfield, Nelson, 1997; Posfai, Dunin-Borkowski 2006). Отражением активности сульфат-редуцирующих бактерий может служить изотопный состав серы (Мехтиева, 1964; Гриненко, Гриненко, 1974; Фор, 1989; Hoefs, 1997; Seal, 2006 и др.). Процессы биогенной сульфат-редукции приводят к значительному изотопному облегчению серы (Kaplan, Rittenberg, 1964). Разделение изотопов серы в геологических процессах происходит, главным образом, в результате равновесного термодинамического (реакции изотопного фракционирования при высоких температурах) и кинетического изотопного эффектов (направленные химические реакции при нормальных температурах) (Гриненко и Гриненко, 1974; Hoefs, 1997; Seal, 2006). При гипергенезе реализуется последний из перечисленных.

Молекулы с разными изотопами отличаются по энергии химических связей и требуют различной энергии для их разрыва. Молекулы с легким изотопом в большинстве случаев при нормальных температурах реагируют быстрее, чем молекулы с тяжелым изотопом. Эти различия сказываются на скоростях химических реакций. Как следствие кинетического изотопного эффекта, первые порции образующегося продукта обогащены легким изотопом, а остаток – тяжелым.

Рис. 6. Относительная устойчивость сульфидов и селенидов Pb, Hg, Ag и Fe в зависимости от активности кислот H2S и H2Sе при 25°С, 0.1 МПа, и a) pH = 3, Eh = 0.0В, б) pH = 5, Eh = -0.1 В (Yakovleva et al., 2003, Belogub et al., 2008).

Фракционирование изотопов серы в зоне окисления происходит при восстановлении сульфатов до H2S, при этом важно, чтобы система была открыта по отношению к сульфат-иону и реакции сульфат-редукции не были завершенными. Процесс фракционирования при сульфат-редукции может быть и абиотическим, но значительное разделение при низких температурах возможно только как биогенный процесс (Фор, 1989; Seal, 2006).

Анализ изотопов серы пород, содержащих гипергенные серосодержащие минералы, проводился в Изотопной лаборатории Британской геологической службы (NERC Isotope Geosciences Laboratory, Keyworth, UK) с использованием масс-спектрометра VG ISOGAS SIRA 10 с постоянным магнитом. Изотопный состав серы приведен относительно троилита из метеорита Каньон Дьаболо. Анализы выполнены при содействии Б.Спиро (Музей Естественной Истории, Лондон).

Гипергенные сульфиды Западно-Озерного месторождения резко обеднены тяжелым изотопом серы (S34 = -1.6 – -17.2 ‰), по сравнению с реликтовыми гипогенными сульфидами (S34 = +0.8 ‰, среднее для Верхнеуральского района колеблется от +2.0 ‰ до +3.2 ‰ (Медноколчеданные…, 1992)) (табл.

2). Учитывая тот факт, что в составе подзоны вторичных сульфидов микроскопическим методом были зафиксированы реликты первичных сульфидов и барита, реальный состав гипергенных сульфидов должен быть еще более легким. Изотопный состав серы из реликтовых пиритовых «сыпучек» сходен со средним для месторождений района.

Изотопный состав самородной серы Западно-Озерного месторождения (S34 = +3.5 ‰) отличается и от первичных, и от вторичных сульфидов и свидетельствует о том, что ее образование происходило не за счет их непо- Таблица Изотопный состав серы Западно-Озерного месторождения Номер Позиция образца Описание S34, № образца ‰ 1. 3016-6 Ксенолит сульфидной Пиритовая руда +0.руды в вулканитах 2. 3015-9 Баритовый разбудиниро- Барит +18.ванный прожилок в зоне гипергенных сульфидов 3. 3018-3 Подзона выщелачивания Пиритовая сыпучка +2.(пиритовая) 4. 3018-3-1 Кварцевая корка в кровле Среднезернистый кварц + в -1.пиритовой сыпучки незначительных количествах пирит и блеклая руда 5. 3015-10 Линзы самородной серы Самородная сера +3.в подзоне гипергенных мелкозернистая, полосчатая сульфидов 6. 3015-1 Подзона гипергенных Плотные полосчатые квар- -8.сульфидов цевые породы с гипергенными сульфидами и селенидами 7. 18+17/379 То же То же -15.8. 3015-3 Верхняя часть подзоны Кварцевая сыпучка алого -12.гипергенных сульфидов цвета с галенитом* 9. 3015-5-5 То же Иссиня-черная сыпучка -17.кварц-галенитового состава* 10. 9038-38-2 Подзона выщелачивания Кварц-баритовая сыпучка +13.(кварц-баритовая сыпуч- мелкозернистая, однородка) ная 11. 3015-5-2 Подзона кварц-ярозит- Существенно кварцевые +0.гетитовых сыпучек и охр породы с примесью лимонита и бедантита Примечание: * - в породе наблюдалась незначительная примесь барита средственного окисления. Учитывая позицию слоев серы внутри зоны гипергенных сульфидов, можно предположить, что самородная сера сформировалась при сульфат-редукции и фиксирует накопление тяжелого изотопа.

Однако, самородная сера Гайского месторождения отличалась значительно более низким изотопным составом (S34 = -5.5 ‰, Зайков, Лейн, 1998).

Ярозит наследует изотопный состав серы первичных сульфидов (S34 = +0.8 ‰). Баритовые сыпучки обеднены S34. В их составе был надежно установлен реликтовый (пластинчатые и таблитчатые кристаллы с неполной огранкой и следами сульфидов) и новообразованный (близкие к изометричным, «гробовидные» кристаллы с полной огранкой) барит, cформированный за счет бария вмещающих пород и сульфат-иона, образовавшихся за счет окисления сульфидов.

Изотопное облегчение для ковеллиновой сыпучки Александринского месторождения не зафиксировано. Изотопный состав алунитов на Александринском месторождении, залегающих на большем удалении от рудного тела, несколько тяжелее, чем ярозитов, сформированных по рудам или на небольшом от них удалении и унаследовавших изотопный состав от первичных руд. Различные сульфаты, присутствующие в зоне окисления могут образовываться в результате многократного повторения циклов окисление – редукция. Этим объясняется высокая дисперсия в них значений S34. Кроме того, на удалении от рудного тела определенный вклад в баланс серы дают фоновые грунтовые воды.

Механизм облегчения состава серы из-за микробиальной сульфатредукции (Гриненко и Гриненко, 1974, Hoefs, 1997, Seal, 2006) в зоне окисления колчеданных месторождений является наиболее вероятным. Косвенным подтверждением высокой бактериальной активности может являться ботроидальная и фрамбоидальная форма сульфидов железа.

Первые данные об изотопно-легкой сере гипергенных сульфидов были приведены Л.Д. Герман-Русаковой (1962) для пирит-марказитовых сталактитов и глобулей пирита в халькантите (S34 -34.5 и –17.47 ‰) Блявинского месторождения. Причину значительного облегчения серы в гипергенных сульфидах авторы видели в количестве переходов сульфид-сульфат. Для гипергенных галенита и сфалерита месторождения Брокен-Хилл в Новом Южном Уэллсе (Lawrence, Rafter, 1962), где значения S34 достигали 51.9 ‰.

Возможность такого значительного фракционирования авторы объяснили свободной циркуляцией грунтовых вод. Гипергенный сфалерит из месторождения золота р-на Карлин показал S34 от –25 до –70 ‰, при этом как эффект облегчения, так и значительная дисперсия значений объяснялись участием бактериальной сульфат-редукции (Bawden et al., 2003).

3. Состав поровых вод нижней части зоны окисления характеризуют водорастворимые сульфаты, кристаллизующиеся на испарительном барьере естественного или техногенного происхождения. Основным фактором, определяющим порядок вывода в раствор металлов и скорость окисления руд являются их минералогические и структурные особенности. Присутствие колломорфных дисульфидов железа приводит к формированию агрессивных окислительных вод и переходу в раствор элементов, входящих в состав как сульфидов полиметаллов и породообразующих минералов, так и колломорфного пирита (Fe, Zn, Pb, Cd, Co, As, Sb, Al, Mg и др.).

При повышении уровня грунтовых вод полиметаллы концентрируются в халькогенидах, при его понижении образуют собственные кислородные соединения и сорбируются на гидроксидных и глинистых минералах.

Минеральный состав зоны окисления отражает состав поровых вод, которые отличаются от фоновых подземных вод района повышенными содержаниями элементов, высвобождающихся при окислении сульфидов. Состав поровых вод, омывающих полуокисленные сульфидные руды, можно оценить по водорастворимым сульфатам, кристаллизующимся при их высыхании. Следует учитывать, что при вскрыше таких руд процессы окисления сульфидов интенсифицируются из-за соприкосновения с атмосферой.

Водорастворимые сульфаты принадлежат к числу неустойчивых минералов. Их принадлежность к определенному минеральному виду зависит от влажности среды. Кроме того, для этих минералов характерен очень широкий изоморфизм внутри групп. Поэтому чаще всего наиболее информативным является их валовый химический состав. В работе проанализированы сульфатные выцветы Блявинского, Яман-Касинского, Гайского колчеданных, Верхне-Аршинского стратиформного цинкового, Березняковского эпитермального месторождений и обобщены опубликованные данные. Результаты анализа показывают широкое разнообразие состава сульфатов. Даже на одном месторождении при одном уровне вскрыши можно обнаружить различные по составу сульфатные корки. По соотношению преобладающих халькофильных элементов сульфаты, так же как и воды, условно делятся на железистые, цинкистые и медистые. Соотношение катионов в водах и сульфатах одного месторождения может несколько отличаться (рис. 7).

В трещинных водах месторождений и водах старых карьерных озер, залегающих в карбонатных породах, преобладают литофильные элементы, в «свежих» сульфатных водах – халькофилы, но количества алюминия и магния также могут быть заметными. Примечательно, что в сульфатах высокая доля цинка фиксируется чаще, чем в водах.

Для подотвальных луж, старых карьерных озер, залегающих в слабоактивных породах характерны сульфатные воды (Блявинское месторождение). Трещинные воды разрабатываемых месторождений (Летнее, Осеннее а б Рис. 7. Состав сульфатных корок (а) и вод (б) сульфидных месторождений: 1 – Летнее, 2 – Яман-Касинское, 3 – Блявинское, 4 – Б ерезняковское.

месторождения и свежие карьерные озера (Березняковское месторождение) обычно имеют смешанный сульфатно-карбонатно-хлоридный состав. Воды старого карьерного озера Верхне-Аршинского месторождения, залегающего в карбонатных породах и рекультивированного Западно-Озерного месторождения имеют сульфатно-карбонатный состав.

В минеральном составе образующихся на рудах корок преобладают простые сульфаты групп мелантерита, эпсомита, халькантита, алуногена и продукты их дегидратации, принадлежащие к группам гексагидрита, розенита, кизерита, а также сложные сульфаты групп копиапита, галотрихита, реже бледита и квасцов (Белогуб и др., 2005, 2007).

Количество молекул кристаллизационной воды, определяющее минеральный вид эфемерных сульфатов зависит от влажности среды и в некоторых случаях от pH (Alpers et al., 2000). Как правило, в южноуральских климатических условиях, первыми кристаллизуются наиболее водонасыщенные сульфаты групп мелантерита, эпсомита, алуногена, копиапита.

При дегидратации последовательность преобразования структур сульфатов типа MSO4nH2O, не содержащих значимых количеств меди, следующая: M2+SO47H2O M2+SO46H2O M2+SO44H2O) M2+SO4 H2O, при этом увеличивается степень структурной полимеризации. В Cuсодержащих сульфатах, из-за предпочтительного вхождения меди в более искаженную октаэдрическую позицию, дегидратация происходит по другому сценарию, где стабильными промежуточными фазами оказываются менее симметричные пента- и тригидраты: M2+SO47H2O M2+SO45H2O M2+SO43H2O M2+SO4H2O (Hawthorne et al., 2000).

Исследование медистого мелантерита с Блявинского месторождения показало, что на рентгенограммах продуктов дегидратации преобладают отражения одноводного сульфата, а промежуточные по количеству воды фазы и реликты мелантерита находятся в резко подчиненном количестве.

Однако, спектры ЯГР, подобно мелантериту, отражают две позиции Fe2+, появляется дублет Fe3+. Полученные данные интерпретируются как свидетельство преимущественного удаления воды из окружения искаженных октаэдров, занятых медью, с формированием кластеров со структурой типа ссомольнокита. При дегидратации цинкистого мелантерита ВерхнеАршинского месторождения стабильны 4-х и 1-водная формы, в которых октаэдрические позиции Fe2+ эквивалентны.

Экспериментально было изучено окисление колчеданных руд с различными текстурно-структурными свойствами и близким химическим и минеральным составом: колломорфных руд Яман-Касинского и ЗападноОзерного, мелкозернистых с реликтами колломорфных структур Валенторского и кристаллически-зернистых руд Летнего месторождений. Эксперименты были поставлены в двух принципиально различных вариантах. В первом измельченную руду помещали в дистиллированную воду, доступ воздуха не ограничивался, температура колебалась в пределах 16–22 °С, время опыта составляло до 650 суток (1). Во втором имитировались условия семиаридного климата путем попеременного увлажнения – высушивания в термостатируемой ячейке при 45 °С, время эксперимента – 120 суток (2).

Эксперимент 1 проведен в ИМин УрО РАН совместно с М.Н. Маляренок. Eh и pH растворов над пробами, представленными колломорфной и кристаллически-зернистой рудами Западно-Озерного месторождения, выровнялись примерно на 240-е сутки эксперимента. До этого раствор над колломорфной рудой демонстрировал более кислотные и окислительные свойства (рис. 8). Содержания Fe, Cu и Zn в растворе обеих проб со временем увеличивались. В колломорфных рудах интенсивный выход металлов в раствор начался уже через месяц эксперимента, в то время как в кристаллически-зернистых – только через 2 месяца (рис. 9). Растворы над колломорфными рудами содержали более высокие концентрации металлов, особенно цинка, что не может быть объяснено только различиями содержаний цинка в исходных рудах (0.60 мас. % в зернистых, 1.41. в колломорфных). Содержания свинца в растворах стали одинаковыми после 10 месяцев экспозиции при достижении пересыщения по сульфату свинца при заданных pH, Eh и t. В ходе эксперимента в первый месяц в пробе колломорфных руд части материала всплывала, по-видимому, из-за образования слоя молекулярной серы при окислении сфалерита – явление, описанное еще в работе (Emmons, 1917) и используемое при получении флотационных сульфидных концентратов.

Опыты в испарительном режиме были поставлены совместно с Д.В. Макаровым и И.В. Зоренко (Институт химии и технологии редких элементов и минерального сырья КНЦ РАН) (Макаров и др., 2007). Были взяты образцы сплошных медно-цинковых колчеданных руд месторождений Летнее (кристаллически-зернистые), Яман-Касы (колломорфные) и Валенторское (перекристаллизованные колломорфные). Анализировались растворы, полученные при увлажнении пробы дистиллированной водой.

Рис. 8. Изменение pH (a) и Eh (б) растворов при окислении кристаллическизернистых (ZOZ1) и колломорфных (ZOZ2) колчеданных руд. Эксперимент 1.

Рис. 9. Изменение содержаний железа (а), меди (б), цинка (в) и свинца (г) в растворах при окислении кристаллически-зернистых (ZOZ1) и колломорфных (ZOZ2) колчеданных руд. Эксперимент 1.

Полученные данные показывают, что рН растворов с увеличением длительности экспериментов понижается, но выравнивания, как в эксперименте 1, не произошло. Более кислотные свойства характерны для растворов выщелачивания колломорфной руды месторождения Яман-Касы. С увеличением длительности обработки окислительные свойства растворов увеличиваются, возрастают концентрации металлов и сульфат-ионов. Наиболее существенный рост концентраций характерен для цинка. Для растворов выщелачивания характерны повышенные концентрации сопутствующих компонентов (кадмия и кобальта) (рис. 10). Кадмий ведет себя аналогично цинку.

Поведение кобальта в рудах различных месторождений отличается. В руде Летнего месторождения массовый выход кобальта в раствор происходит на 20-е сутки, при этом наблюдается некоторое сходство его поведения с медью. В рудах Яман-Касинского и Валенторского месторождений выщелачивание кобальта более постепенное, при этом в первом случае поведение кобальта сходно с медью, а во втором – с цинком. Наблюдаемые особенности связаны с формой нахождения кобальта в рудах изученных месторождений.

Таким образом, в результате экспериментов, проведенных с использованием руд разных колчеданных месторождений, было показано, что колломорфные руды окисляются более интенсивно, чем кристаллическизернистые. Соотношение структурно-текстурных типов руд на месторождении в совокупности с химическими свойствами вмещающих пород и динамикой уровня грунтовых вод определяет кинетику формирования гипергенных профилей как естественного, так и техногенного происхождения. Наличие колломорфной составляющей является предпосылкой массового формирования вторичных сульфидов железа, наряду с остаточными пиритными сыпучками. Аридные условия (попеременное увлажнение-высыхание) ускоряют окисление руд по сравнению с условиями постоянного увлажнения.

Динамика выхода попутных компонентов, не образующих собственных минеральных фаз – кобальта и кадмия, различается для руд разных месторождений и связаны с формами их вхождения в сульфиды. На начальных стадиях окисления растворы обогащены цинком, свинцом, кадмием, иногда – кобальтом. Состав таких растворов хорошо отражают водорастворимые сульфаты испарительного барьера.

Динамика выхода в раствор различных катионов может отличаться для разных месторождений. Как правило, в зрелых зонах окисления концентрации металлов в поровых растворах отражают геохимическую специфику руд, а в незрелых – имеют более полиметаллический состав.

Дальнейшая история металлов определяется возможностями их миграции и осаждения, связанных с вариациями pH и Eh, испарением или присутствием активных сорбентов. В первых двух случаях металлы образуют собственные минералы или входят в виде примесей в новообразованные, результатом третьего механизма являются геохимические аномалии цветных металлов, не образующих собственных минеральных фаз. В зоне окисления сорбентами являются гидроксиды железа, марганца и слоистые силикаты глин.

Рис. 10. Изменение содержаний металлов в растворах в зависимости от длительности эксперимента 2 (по данным Makarov et al., 2007). Месторождения: А – Летнее, Б – Яман-Касинское.

Миграция элементов в зоне окисления чаще всего рассматривается как результат просачивания растворов под действием гравитации. Однако, в этом случае непонятен механизм возникновения широких геохимических ореолов рассеяния цветных металлов. Вероятно, для семиаридного климата важную роль играют капиллярный подъем растворов и их испарение, а также движение заряженных частиц под действием электрических сил. Будучи погруженным в раствор электролита, которым являются рунтовые воды, с плотностью, варьирующей в зависимости от глубины, сульфидное рудное тело приобретает заряд диполя. Верхняя его часть выполняет роль катода, а нижняя – анода (Самама, 1989). Внутри и вблизи залежи возникает электрический ток, благодаря которому положительно и отрицательно заряженные ионы перемещаются в пространстве. Скорость перемещения заряженных частиц определяется их электрохимической подвижностью и вязкостью электролита. Наиболее подвижны заряженные частицы небольшого размера с относительно большим зарядом, например, свинец, который демонстрирует большую электрохимическую подвижность, чем натрий, ион которого склонен к акватированию (Калашников, 1985, Лурье, 1979). В разбавленных растворах, которые могут существовать на начальной стадии окисления сульфидных руд, электрохимический механизм может играть основную роль в перемещении катионов.

Для сульфатов последовательность кристаллизации из растворов определяется их растворимостью и в целом соответствует последовательности (в скобках приведены произведения растворимости): PbSO4 (10-7.79) < CaSO4·2H2O (10-4.58) < CuSO4·5H2O (10-2.64) < МgSO4·7H2O (10-2.14) < FeSO4·7H2O (10-2.209) < ZnSO4·7H2O (10-1.96) ~ CoSO4·6H2O (10-1.99) ~ NiSO4·7H2O (10-2.04) (Ball, Nordstrom, 1991).

Автором работы совместно с О.Л. Гаськовой (ИГиМ СО РАН) были оценены механизмы перехода кобальта из растворов в твердую фазу для объяснения его поведения в условиях природного и техногенного окисления руд Летнего месторождения. Причиной постановки работ было, с одной стороны, обнаружение собственных сульфатов кобальта и, с другой, обогащенность кобальтом околорудных метасоматитов, превращенных в зоне окисления в гидрослюдисто-гидрохлоритовые глины. В расчетах использованы составы трещинных вод месторождения и подотвальных луж. Было показано, что сорбция Сo(II) зависит от pH и проявляется в слабокислых– нейтральных и щелочных условиях.

В природных сильно разбавленных близких к нейтральным водах сорбция на слоистых гидросиликатах превалирует над нахождением кобальта в растворе (рис. 11). В кислых и более концентрированных техногенных растворах кобальт находится в виде акватированного иона. При пересыщении растворов, например, на испарительном барьере, он может образовывать собственную фазу. Аналогичное поведение предполагается для цинка и кадмия. Оба эти металла интенсивно сорбируются из разбавленных растворов, но, в отличие от кобальта, не только нейтральных и щелочных, но и умеренно кислых. Сорбция цинка на слоистых силикатах может достигать значительных масштабов. На Амурском цинковом месторождении концентрация цинка в смектитизированных породах достигает 2.88 мас.%. По-видимому, для цинка механизм ионного обмена вносит больший вклад, чем поверхностная адсорбции, т.к. приводит к необратимому образованию цинкистых смектитов.

+ Co(II) in solution >AlOCo Co++ CoSO>AlOCo+ Рис. 11. Распределение Co(II) между раствором и твердой фазой (т/ж = 1г/л).

>AlOCo+ – адсорбированный комплекс кобальта на поверхности глин, заштрихованные сектора – доля кобальта в растворенной форме.

4. В зонах окисления южноуральских сульфидных месторождений выделено 6 главных минеральных ассоциаций, включающих 112 нов ообразованных минеральных видов:

1) вторичные халькогениды и самородные элементы подзоны цементации и нижней части подзоны выщелачивания;

2) самородные металлы и галогениды подзоны выщелачивания;

3) самородные металлы, оксиды, гидроксиды и соли кислородных кислот подзоны полного окисления;

4) минералы, кристаллизующиеся на испарительном барьере;

5) слоистые силикаты, замещающие минералы вмещающих пород;

6) минералы трещин хрупких деформаций в рудах, слабо затронутых процессами окисления.

В в зонах окисления сульфидных месторождений Южного Урала в настоящее время установлено 112 надежно охарактеризованных новообразованных минеральных видов Учитывая различные механизмы осаждения и положение в вертикальном профиле, минералы зон окисления сульфидных месторождений Южного Урала можно разделить на шесть основных ассоциаций: вторичные халькогениды и самородные элементы подзоны цементации и нижней части подзоны выщелачивания (1); самородные металлы и галогениды подзоны выщелачивания (2); самородные металлы, оксиды, гидроксиды и соли кислородных кислот подзоны полного окисления (3); минералы, кристаллизующиеся на испарительном барьере (4); слоистые силикаты, замещающие минералы вмещающих пород (5); минералы трещин хрупких деформаций в рудах, слабо затронутых процессами окисления (6) (табл. 3).

Таблица Минеральные ассоциации зон окисления сульфидных месторождений Южного Урала (с использованием данных Шадлун, 1948; Герман-Русаковой, 1962; Андрущенко, Пирожка, 1974; Юшкина и др., 1986; Емлина, 1991; Трофимова и др., 1992; Зайкова и др., 1993; Сергеева и др., 1994, Белогуб и др., 1998, 2000, Ахметова, 2001; Попова и др., 2002; Belogub et al., 2003) Минераль- Реликтовые Новообразованные минералы ные ассо- минералы циации 1 2 1. Вторич- Золото Селен, сера.

ных халько- сульфиды и Ковеллин, халькозин, борнит, штромейерит, акангенидов сульфосоли тит, пирит, марказит, грейгит, метациннабарит, первичных сфалерит, галенит, нестехиометричные пирроруд, тиноподобные минералы, селенистый тетраэдМагнетит, рит, иорданит (?), серебро- и ртутьсодержащие кварц, сери- сульфосоли, джаркенит, тиманнит, клаусталит, цит, барит науманнит, ютенбогардтит.

2. Новооб- Золото Золото, электрум, свинец, олово, серебро, сера, серазованных Пирит лен, цинкистая медь.

минералов Кварц Иллит, каолинит, опал, кварц.

подзоны Барит Церуссит.

выщелачи- Оксиды Ti Англезит, барит, гипс.

вания Бромаргирит, хлораргирит, иодаргирит.

3. Водорас- Сульфиды, Госларит, ганнингит, бианкит, кизерит, кобальткитворимые кварц, барит, зерит, биберит, мурхаусит, алуноген, мелантерит, минералы глинистые халькантит, розенит, сидеротил, пуатвенит, гипс, испари- минералы пиккерингит, копиапит, славикит, ремерит, фибротельного феррит, бледит, галотрихит, пиккерингит, квасцы.

барьера Галит Медь, амальгамы золота и серебра, шахнерит (?), 4. Подзоны Золото ртуть.

полного Пирит Гетит, гематит, маггемит, куприт, тенорит, делаокисления Кварц фоссит, коронадит, халькофанит, гроутит.

«железной Барит Иллит, каолинит, смектиты, опал, хризоколла.

шляпы» Кальцит, сидерит, смитсонит, родохрозит, арагонит, церуссит, малахит, азурит, розазит, макгиннесит, медистый скарброит.

Англезит, брошантит, цианотрихит, карбонатцианотрихит, ярозит, натроярозит, алунит, натроалунит, биверит, осаризаваит, алюминит, базалюминит, гипс, бассанит.

Бедантит, сегнитит, идальгоит, плюмбогуммит, гартреллит (?), скородит, эритрин, диадохит, корнваллит, либетенит, псевдомалахит, крокоит, пироморфит, миметизит, фосфаты свинца.

Хризоколла, спанголит, купрогаллуазит, каолинит, соконит, смектиты.

Атакамит.

Таблица 3 (продолжение) 1 2 5. Минера- Кварц, оксиды каолинит, иллит, смешанослойные: смектит-хлорит, лы транс- Ti, магнетит смектит-каолинит, монтмориллонит, соконит.

формных замещений вмещающих пород 6. Минера- Пирит, марказит, гидротроилит (?), гетит, кварц, лы трещин сидерит, кронштедтит, гизингерит, сепиолит, Siхрупких Fe слабоупорядоченная слоистая фаза.

деформаций Примечание: курсивом выделены редкие минералы, жирным шрифтом – впервые установленные на Южном Урале в ходе выполнения настоящей работы.

1. Ассоциация вторичных халькогенидов и самородных элементов подзоны цементации и нижней части подзоны выщелачивания формируется в условиях застойного режима вод и высокой активности серы. Наиболее обычными минералами являются сульфиды меди – халькозин и ковеллин, распространенные в зонах окисления всех формационных типов месторождений, в первичных рудах которых присутствуют халькопирит и/или блеклые руды. Акантит встречается гораздо реже в связи с низкими содержаниями серебра в рудах. Вторичные сульфиды железа мельниковит-пирит, пирит, марказит, а также селениды и селенистые сульфосоли обнаружены только в зонах окисления высокопиритных месторождений – колчеданных и родственных типах (Belogub et al., 2003, 2008). Гипергенный галерит, и, в меньшей степени, сфалерит характерны для зон окисления стратиформных свинцово-цинковых месторождений, залегающих в карбонатных породах (Яхонтова, Грудев, 1987; Lawrence, Rafter, 1962; Hitzman et al., 2003, Kucha et al., 2005 и др.), редко встречаются на колчеданных месторождениях. Список вторичных халькогенидов сходен с набором сульфидов, выявляемых в диагенетически измененных осадочных породах (Ramdohr, 1968; Константинов, 1963, Бурьянова 1969, Синдеева 1959).

«Традиционные» вторичные сульфиды меди образуют цементационные структуры и каймы вокруг первичных сульфидов в полуокисленных рудах. Их отложение обязано просачиванию растворов в глубину и гальваническим эффектам – они отлагаются на более электроотрицательных сульфидах (сфалерите, галените), а также на первичных сульфиды меди. Халькогениды, развивающиеся в сыпучках, образуют колломорфные, глобулярные и скелетные формы, свидетельствующие об их быстром отложении из значительно пересыщенных растворов (Чухров, 1950; Farand et al., 1970; Краснова, Петров, 1995). На колчеданных месторождениях возможна вертикальная дифференциация металлов в форме халькогенидов – соединения меди занимают нижний гипсометрический уровень, свинца – верхний.

2. Ассоциация самородных металлов и галогенидов подзоны выщелачивания образуется в зоне сезонных и многолетних колебаний уровня грунтовых вод, когда определенный объем породы оказывается попеременно то в окислительных, то в восстановительных условиях. В связи со специфическим положением по отношению к уровню грунтовых вод в подзоне выщелачивания наблюдается набор реликтовых минералов с корродироваными зернами. В простейшем случае в нижней части этого горизонта, помимо устойчивых в кислотной обстановке кварца и барита, присутствует также реликтовый пирит, а в верхней может появляться некоторое количество глинистого вещества, как правило – каолинита. На стратиформных свинцовоцинковых месторождениях, залегающих среди карбонатных пород, сыпучки в основном кварцевые с незначительным объемом пиритных (ВерхнеАршинское месторождение). В гипергенном разрезе стратиформных месторождений в контрастных толщах (Амурское месторождение) большой объем занимают дезинтегрированные сульфидные руды (пиритные, сфалеритпиритные сыпучки), а околорудные бикарбонатные толщи из-за разной устойчивости карбонатов замещаются доломитовыми и кварц-доломитовыми сыпучками. На низкосульфидных месторождениях (меднопорфировых, эпитермальных) подзона выщелачивания чаще всего представлена выбеленными породами с реликтами сульфидов и глинистыми минералами, замещающими силикатную матрицу.

Новообразования крайне мелкозернистые и характеризуются кристаллической формой выделений. Среди них наиболее распространенными являются кварц и барит, которые, в отличие от реликтовых минералов, встречаются в виде хорошо ограненных кристаллов. В химическом составе сыпучек повышены содержания благородных металлов и титана (Сергеев и др., 1995, 1996). Обогащение золотом и серебром большинства сыпучек связано с двумя способами накопления – остаточным (за счет уменьшения объема породы) и химическим, который приводит к образованию нового золота.

Высокая активность серы в водах подзоны позволяет предположить перенос золота и серебра в виде тиосульфатных комплексов, в связи с чем в подзоне выщелачивания возможны находки как высокопробного, так и серебристого новообразованного золота, а также его сульфидов и самородного серебра (Росляков, 1981; Нестеренко и др., 1985; Сергеев и др., 1995).

Для подзоны характерны оксиды рутил, анатаз, англезит, разнообразные галогениды серебра. Следует отметить, что максимальные содержания галогенов отмечены именно в водах, образующихся непосредственно при окислении сульфидов, in situ (до нескольких сотен мг/л), поэтому, в отличие от территорий с аридным режимом, где пересыщения по галогенам достигаются также за счет испарения практически на поверхности, в условиях Южного Урала галогенидами обогащена как раз подзона выщелачивания. В верхней части подзоны выщелачивания возможно формирование церуссита.

3. Ассоциация самородных металлов, оксидов, гидроксидов и солей кислородных кислот подзоны полного окисления («железной шляпы»).

Подзона полного окисления располагается выше уровня грунтовых вод и в наибольшей степени подвержена воздействию метеорных вод и сезонных колебаний температуры. Воды в подзоне полного окисления капельные, подвешенные, в связи с чем большое влияние на минералообразование оказывают локальные равновесия, что и предопределяет пестроту минерального состава. В строении подзоны окисления в семиаридной зоне принимают участие верхняя часть – собственно «железная шляпа» и горизонт ярозита, хотя четкое их разделение возможно только в хорошо дифференцированных зонах окисления колчеданных месторождений. Ассоциации минералов подзоны полного окисления содержат новообразования с участием окисленных форм элементов. Исключение составляют благородные металлы, редко в нижней части в самородном состоянии встречается медь. Большинство минералов принадлежит к классам оксидов и солей кислородных кислот и образуют кристаллические формы, хотя также развиты псевдоморфозы, хлопьевидные и колломорфные агрегаты.

Для новообразованного самородного золота в этой ассоциации характерны высокопробный состав, дендритные, кристаллические формы или автоэпитаксиальное осаждение на реликтовых золотинах. Здесь же, в обстановках, исключающих антропогненную меркуризацию, встречены ртутистое золото (Au0.65Hg0.27Ag0.08) (Западная Зона Муртыкты) и амальгамид серебра, близкий к шахнериту (Ag0.91Hg1.02Au0.07) (Ик-Давлят), который ассоциировал с высокопробным золотом Au0.98Ag0.01Cu0.01 (Белогуб и др., 2006).

Среди оксидов выявлены неизвестные до сих пор для Урала оксиды марганца – халькофанит ZnMn3O43H2O и коронадит, обогащенный медью (Pb1.66Cu0.35)2.01(Mn7.26Fe0.39)7.65(O,OH)16 (месторождение Ик-Давлят) (Белогуб и др., 2006), также редкие минералы гроутит MnOOH (месторождение Шаймерден) и делафоссит CuFeO2 (Бабарыкинское месторождение).

В семействе ярозита установлено широкое распространение минеральных видов, содержащих свинец, которые образуют два ряда – ярозитбедантит (сегнитит, коркит), в которых замещение R+ Pb2+ компенсируется заменой (SO4)2- (AsO4)3-, (PO4)3- и ярозит – биверит (осаризаваит), где компенсация происходит за счет замещения Fe3+, Al3+ Cu2+. Эти замещения отражаются на изменениях параметров элементарной ячейки – в первом случае более вариабелен параметр с0, зависящий от межслоевого катиона, во втором – и a0, зависящий больше от замещений в позиции Fe3+ (рис. 12). Ни в одном из исследованных образцов не было установлено удваивание параметра C0, что характерно для плюмбоярозита. Однако, спектры ЯГР показывают, что в биверитах железо занимает две неравнозначные октаэдрические позиции, в отличие от одной в структуре ярозита.

Среди сульфатов впервые для Урала описаны цианотрихит и новый сульфат алюминия и меди (Белогуб и др., 2007).

17.17.17.17.17.17.17.17.16.9 16.16.8 16.6.9 7 7.1 7.2 7.3 7.4 6.9 7 7.1 7.2 7.3 7.А Б Рис. 12. Параметры элементарной ячейки минералов семейства ярозита. А – Западно-Озерного, Б – Александринского месторождений. 1 – наши данные, 2–9 – литературные (JCPDF, Brophy, Sheridan,1965; Dutrizac, Jambor, 1984; Kato, Miura,1977; Jambor, Dutrizac, 1983; Schimansky, 1985; Birch et al, 1992): 2 – осаризаваит, 3 – биверит, 4 – сегнитит, 5 – бедантит, 6 – плюмбоярозит (приведена 1/2C0), 7 – ярозит, 8 – алунит, 9 – натроалунит.

Карбонаты в большинстве зон окисления занимают небольшой объем, за исключением залегающих в карбонатных толщах свинцово-цинковых месторождений (Шаймерден) и уникальной сидеритовой «железной шляпы» Юбилейного месторождения. Наиболее распространены малахит, азурит и церуссит. На месторождении Шаймерден рудообразующее значение имеют марганцовистый смитсонит и цинкистый родохрозит, распространены гипергенные кальцит и доломит (Паленова, Белогуб, 2007, 2008).

В сидерите и родохрозите металлы находятся в низкой степени окисления, требующей восстановительных условий минералообразования. Такие условия реализуются ниже уровня грунтовых вод или в присутствии сильного восстановителя – например, гниющего органического вещества. В какойто мере отражением участия биогенного фактора в карбонатообразовании может служить изотопный состав углерода. Однако, геохимия изотопов углерода в зонах окисления изучена недостаточно. Первые аналитические данные были получены нами для месторождений Западно-Озерное, Летнее, им.

XIX Партсъезда, Юбилейное и Шаймерден (табл. 4).

Углерод карбонатов из зон окисления обогащен легким изотопом C и характеризуется значительными вариациями (табл. 4). Устойчивые минимальные значения 13С установлены для сидерита Юбилейного месторождений и карбонатов Шаймердена. Максимальные вариации характеризуют зональные сферолиты кальцита «железной шляпы» Летнего месторождения (9.2 ‰) и тонкокристаллический агрегат малахита с месторождения им. XIX Партсъезда (6.4 ‰), образовавшиеся в кавернах бурых железняков.

Существенно обогащенные изотопом 12C осадки известны для зон метанового заражения в океане. В них углерод карбонатов образован в результате биотического или абиотического окисления метана. Учитывая биологическую активность в нижней части зоны гипергенеза Западно-Озерного месторождения, можно предполагать образование метана вследствие метаболизма сульфид-окисляющих и сульфат-редуцирующих бактерий, последующее его окисление до CO2 и образование церуссита (Новоселов и др., 2006), например, при протекании полуреакции типа Pb2+ + CH4 + 3H2O + 2e = PbCO3 + 5H2, при этом возникающий водород служит восстановителем. Одновременно происходит восстановление серы и окисление органического углерода согласно реакции: 2CH2O + SO42- = 2HCO3- + H2S, которая была предложена для объяснения цикла серы в кислых шахтных водах (Tuttley et al., 1989).

Таблица Изотопный состав углерода карбонатов из зон окисления сульфидных месторождений Южного Урала (Новоселов и др., 2005, 2006; Белогуб и др., 2007a, б) Место- Вмещающие поро- Минерал Кол- 13С 13С рождение ды во сред. Разброс анал.

Летнее1 базальты слабо кар- кальцит 9 -14,97 -11,77 – -20,бонатизированные кальцит* 3 -16,71 -18,50 – -15,Александ- базальты, дациты, в малахит 3 -13,46 -12,34 – -14,ринское1 перекрывающей церуссит 3 -10,50 -8,90 – -11,толще известняки сидерит* 3 -4,02 -1,84 – -5,Западно- андезиты, дациты церуссит 3 -16,67 -18,44 – -15,ОзерноеXIX-го базальты, дациты, в малахит 3 -13,33 -10,37 – -16,Партсъезда1 перекрывающей толще известняки Юбилейное1 базальты, дациты, сидерит 7 -21,4 -23,40 – -20,перекрывающие – углисто-глинистые уголь 12 -24,62 -27,13 – -22,Шаймерден2 известняки смитсонит 3 -18.47 -19.47 – -17.кальцит 3 -20.59 -21.08 – -20.Примечание: анализы выполнены на масс-спектрометр Delta+ Advantage фирмы Thermo Finnigan, аналитик С. А. Садыков. – месторождения колчеданного семейства, 2 свинцово-цинковые; * - карбонат гипогенный.

Из изученной выборки гипергенных карбонатов наиболее легким изотопным составом углерода c небольшой дисперсией характеризуются сидерит Юбилейного месторождения и различные карбонаты Шаймердена.

В кристаллических и натечных сидеритах Юбилейного месторождения 13С составляет в среднем -22,04 ‰ PDB. Изотопный состав угля в перекрывающих месторождение углистых алевролитах имеет близкие средние значения (-23.47 ‰ PDB) с гораздо меньшими вариациями, чем в карбонатах других месторождений.

О.С. Ветошкиной (2003) была предложена модель высвобождения углекислоты и восстановления железа при ферментации органических остатков во время литификации и раннего диагенеза:

4Fe2O3+CH3COO-+7H2O8Fe2++2HCO3-+15OH- Fe2O3 + H2 + H2O 2Fe2+ + 4OH- Fe2+ + HCO3- + OH- FeCO3 + H2O Если учесть, что зона окисления Юбилейного месторождения захоронена под богатыми органическим углеродом осадками, а также высокую проницаемость верхних частей «железной шляпы», предложенный механизм вполне реален.

Источником углерода для образования гипергенных карбонатов служат углерод углекислого газа воздуха и карбонатов вмещающих пород, поставляющие в грунтовые воды HCO3-. В атмосфере 13С составляет -7.12 – 10.85 ‰ (Кулешов, 1986). Известняки на сульфидных месторождениях колчеданного семейства присутствуют обычно среди перекрывающих, а на стратиформных свинцово-цинковых – и среди вмещающих пород. Для этих пород (морских карбонатных осадков) характерно 13С = 0.13 ± 2,61‰ (Кулешов, 1986). Все полученные нами значения 13С гипергенных карбонатов имеют более низкие значения.

Фракционирование изотопов углерода в равновесных условиях определяется термодинамическими параметрами, а в неравновесных – кинетическим эффектом. В абиотических условиях при температурах ниже 150°С в равновесной системе газ – растворенный HCO3- – осадок, 13С обогащен осадок. Биогенные процессы приводят к значительному фракционированию изотопов углерода (Кулешов, 1986). Облегченный, по сравнению с осадочными морскими карбонатами и CO2 атмосферы, изотопный состав углерода карбонатов зоны окисления и его вариации, наиболее вероятно, связаны с кинетическим эффектом, реализованным в неравновесных условиях.

4. Ассоциация минералов, кристаллизующиеся на испарительном барьере. Водорастворимые сульфаты как правило можно наблюдать только во время эксплуатации или разведки месторождений, когда вскрываются горизонты зоны окисления, лежащие ниже уровня грунтовых вод. При испарении поровых вод на полуокисленных рудах и сыпучках образуются сульфатные «цветы», состоящие из минералов групп мелантерита, эпсомита, халькантита, гексагидрита, кизерита, бледита, квасцов, копиапита, пиккерингита. В редких случаях на колчеданных месторождениях дезинтегрированные выщелоченные пиритные руды содержат гнезда мелантерита, реже халькантита-сидеротила (Гайское, Блявинское месторождения). В образованиях «железной шляпы» водорастворимые фазы можно обнаружить только при скрупулезном исследовании с применением СЭМ, обычно они представлены галитом, т.к. фоновые воды в регионе хлоридные, а сульфатная составляющая очень быстро связывается в гипс.

Первые порции сульфатов обычно представляют элементы, вынесенные в раствор из наименее устойчивых сульфидов и минералов вмещающих пород. Последовательность их разложения определяет последовательность перехода в раствор катионов и их способность образовывать сульфатные формы. В каждом конкретном случае состав поровых вод может отличаться, соответственно различным будет и состав ассоциации сульфатов испарительного барьера. В уникальных случаях среди сульфатов можно обнаружить такие, в которых в качестве минералообразующего присутствует катион, находившийся в первичных рудах в виде примеси, например – сульфаты кобальта Летнего месторождения: цинкистый кобальткизерит (Сo0.40Zn0.37Cu0.20Mg0.03)(SO4)H2O; цинкистый биберит (Сo0.48Zn0.22Cu0.25Fe0.03Mg0.02)(SO4)7H2O, цинкистый мурхаусит (Сo0.49Zn0.24Cu0.20Fe0.04Mg0.03)(SO4)6HO.

5. Ассоциация минералов, замещающих вмещающие породы. Выделение ассоциации минералов, развивающихся во вмещающих породах сульфидных месторождений, а это в основном, вулканогенно-осадочные силикатные породы, основано на двух обстоятельствах. Во-первых, основной объем гипергенных преобразований вулканогенно-осадочных пород связан с гидратацией слоистых силикатов (хлоритов, серицитов) и выщелачиванием из них относительно подвижных катионов и их трансформным преобразованиями в другие слоистые силикаты. Во-вторых, эти ассоциации очень похожи на региональные коры выветривания по минеральному составу, но значительно отличаются по химическому. Первый зависит от первичной породы, степени ее механического разрушения и режима выветривания, а второй – от ассоциации подвижных элементов руд. Эти отличия лежат в основе всех литогеохимических поисков.

В минеральном составе составе элювиальных кор по вулканогенным породам преобладают гидратированные разности слоистых силикатов первичных пород – гидрохлориты и гидрослюды, при этом практически всегда присутствуют реликтовые кварц и альбит, часто присутствуют пленочные гидроксидно-железистые фазы. Каолинит в элювии вулканогенных пород, вне зависимости от состава породы, встречается в подчиненном количестве, которое может повышаться в тектонических зонах. Монтмориллонит, как минерал, а не составляющая смешанослойных образований, практически никогда не встречается. В составе перемещенных кор каолинит и монтмориллонит приобретают роль породообразующих.

В замещающем комплексе вмещающих пород в области влияния окисляющегося рудного тела, наряду со смектитизацией слоистых силикатов, появляются каолинит, алунит и ярозит. Нужно подчеркнуть, что из смектитовых минералов обычны производные от хлорита, а конечным продуктом изменения серицита является каолинит.

6. Ассоциация минералов трещин хрупких деформаций в рудах, слабо затронутых процессами окисления. При разведке и разработке сульфидных месторождений довольно часто ассоциации вторичных минералов обнаруживаются на значительных глубинах среди практически незатронутых процессами окисления руд или вмещающих пород. Вторичные минеральные ассоциации образуют примазки в зонах трещиноватости, щетки, микро- и, реже, макроскопические друзы и по своему минеральному составу отличаются от вмещающих их образований. Как правило, хрупкая тектоническая природа этих образований идентифицируется легко. Критерием отличия минерализации трещин от гипотетических гидротермальных жил является присутствие типичных для зон окисления минералов, содержащих элементы в более окисленной форме, чем во вмещающей матрице. Для некоторых, наиболее часто встречающихся «трещинных» ассоциаций, приуроченных к неизмененным породам и находящихся примерно на уровне подзоны выщелачивания, имеются прямые аналоги на более высоких гипсометрических уровнях (малахит+азурит, самородная медь+кальцит, гетит+аморфный кремнезем+сидерит). Для ассоциации гeтит+гематит+сидерит+пирит+ кронштедтит+гизингерит, найденной в пирротиновых рудах на Узельгинском месторождениях, такие аналогии провести нельзя. Тем не менее, ее приуроченность к тектонической зоне, зияющий характер трещин, находки сходной ассоциации (без железосодержащих силикатов) в полуокисленных сульфидных рудах других колчеданных месторождений позволяют ее связать с гипергенными процессами.

Таким образом, итогом работы стало: 1) создание универсальной схемы строения зоны окисления сульфидного месторождения, применимой для условий Южного Урала; 2) установление типичных минеральных ассоциаций выделенных подразделений зоны окисления; 3) характеристика типоморфных минералов, включая редкие минеральные виды, ранее не описанные на Урале или в обстановке зоны окисления; 4) установление закономерностей поведения стабильных изотопов серы и углерода в зоне окисления, позволяющее предположить участие бактериального хемосинтеза в процессах гипергенного минералообразования. Эти данные позволяют прогнозировать строение и минеральные формы цветных и тяжелых металлов в зоне окисления естественного и техногенного происхождения.

Список основных публикаций по теме диссертации Монографии 1. Белогуб Е. В., Щербакова Е. П., Никандрова Н. К. Сульфаты Урала. Миасс:

УрО РАН, 2005, 128 с.

2. Белогуб Е.В., Новоселов К.А., Яковлева В.А. Зона окисления Западно-Озерного цинково-медноколчеданного месторождения (Южный Урал). Екатеринбург: УрО РАН, 2006. 182 с.

3. Белогуб Е.В., Щербакова Е.П., Никандрова Н.К. Сульфаты Урала: распространенность, кристаллохимия, генезис. М.: Наука, 2007. 160 с.

4. Новоселов К.А., Белогуб Е.В., Аюпова Н.Р. Бабарыкинское рудное поле (Александринский колчеданоносный район, Южный Урал). Миасс: ИМин УрО РАН, 2009.

175 с.

Статьи в журналахВАК и рецензируемых зарубежных изданиях 1. Яковлева В.А., Нестеров А.Р., Белогуб Е.В., Новоселов К.А. Вторичные сульфиды, селениды и арсениды в зоне гипергенеза Западно-Озёрного медно-колчеданного месторождения, Южный Урал // Вестник Санкт-Петербургского Университета, серия 7, 2001. Вып. 3. № 23. С.74-80.

2. Belogub E.V., Novoselov C A., Spiro B., Yakovleva B. Mineralogical and sulphur isotopic features of the supergene profile of Zapadno-Ozernoye massive sulphide and goldbearing gossan deposit, South Urals // Mineralogical Magazine, 2003. Vol 67 (2). Pp. 339354.

3. Yakovleva V.A., Belogub E.V., Novoselov K.A. Supergene iron sulphoselenides from Zapadno-Ozernoe copper-zink massive silphide deposit, South Urals: The new solid solution series between pyrite FeS2 and dzharkenite FeSe2 // Mineralogical Magazine, 2003.

Vol 67 (2). Pp. 355-364.

4. Белогуб Е. В., Щербакова Е. П., Мороз Т. Н., Новоселов К. А. Сульфаты кобальта из медно-колчеданного месторождения Летнее (Южный Урал) // Записки РМО, 2005. № 3. С. 94-100.

5. Белогуб Е.В., Новоселов К.А., Котляров В.А., Фадина И.Б. Минералогия окисленных руд золото-полиметаллического месторождения Ик-Давлят (Южный Урал) // Записки РМО. 2006. С. 35-43.

6. Novoselov K.A., Belogub E.V., Zaykov V.V., Yakovleva V. Silver sulphotellurides from volcanic-hosted massive sulhide deposits in the Southern Urals // Mineralogy and Petrology, 2006. 87: 327-349.

7. Belogub E.V., Novoselov K.A., Yakovleva V.A. Spiro B. Supergene sulphides and related minerals in the supergene profiles of VHMS deposits from the South Urals // Ore Geology Reviews, 2008. V.33. Issue 3-4. Pp. 239-254.

8. Вигдергауз В.Е., Макаров Д.В., Зоренко И.В., Белогуб Е.В., Маляренок М.Н., Шрадер Э.А., Кузнецова И.Н. Влияние структурных особенностей некоторых сульфидных руд Урала на скорость их окисления и изменения технологических свойств // Физико-технические проблемы разработки полезных ископаемых. 2008. № 4. С.101110.

Статьи в тематических сборниках 1. Белогуб Е.В., Новоселов К.А., Зайков В.В. Первые данные о минералогии зоны гипергенеза Александринского медноцинково-колчеданного месторождения (Урал) // Уральский минералогический сборник № 6. Миасс: ИМин УрО РАН, 1996. С. 166177.

2. Белогуб Е.В., Новоселов К.А. Минералы группы алунита в зонах окисления колчеданных месторождений (на примере Александринского месторождения, Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов-98. Руды и генезис месторождений. Миасс: ИМин УрО РАН, 1998. С. 39-48.

3. Belogub E.V. The mineralogy of alunite-jarosite group in supergene zone of massive suphide deposits of South Urals (Russia) // Reunion des Sciences de la Terre 17. Brest: sous l egide de la Societe Geologique de France, 1998. С. 72.

4. Belogub E.V. Beaverite-osarisavaite series from oxidation zone of Alexandrinka massive sulphide deposite (South Ural, Russia) // Materials of the 17th General Meeting of the International Mineralogical Association. Toronto. 1998.P. 120.

5. Новоселов К. А., Белогуб Е. В. Выветривание вмещающих пород на колчеданных месторождениях (на примере Александринского и Западно-Озерного месторождений, Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов-99. Рудоносность гидротермальных систем. Миасс: ИМин УрО РАН, 1999. С. 195-201.

6. Белогуб Е.В., Новоселов К.А., Яковлева В.А., Спиро Б. Гипергенные сульфиды Западно-Озерного медно-колчеданного месторождения (Башкортостан) // Уральский минералогический сборник № 10. Миасс: ИМин УрО РАН, 2000. С. 27-34.

7. Белогуб Е.В., Новоселов К.А., Шаргородский Б.М. Вертикальная зональность и технологические типы руд Михеевского медно-порфирового месторождения на Южном Урале // Металлогения древних и современных океанов-2001. Миасс: Геотур, 2001. С. 188-195.

8. Новоселов К.А., Белогуб Е.В. Зона окисления Летнего медноколчеданного месторождения (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов-2001.

Миасс: Геотур, 2001. С. 156-162.

9. Шавалеев Р.Р., Белогуб Е.В., Хворов П.В., Котляров В.А. Корнваллит из древнего Никольского рудника (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов-2001. Миасс: Геотур, 2001. С. 174-177.

10. Belogub E., Novoselov K., Spiro B., Yakovleva B. Mineralogical and sulphur isotopic features of supergene profile of Zapadno-Ozernoye massive sulphide and gold-bearing gossans deposit in the South Urals // Metals in the weathering envirnoment: from ores to biosphere. London, 2001.

11. Будько У.Ю., Белогуб Е.В., Хворов П.В. Продукты современного техногенного изменения руд Бабарыкинского полиметаллического рудопроявления (Южный Урал). // Металлогения древних и современных океанов - 2002. Миасс: ИМин УрО РАН, 2002. С. 275-280.

12. Яковлева В.А., Белогуб Е.В., Новоселов К.А. Самородная медь в зоне гипергенеза Летнего медно-колчеданного месторождения (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов - 2002. Миасс: ИМин УрО РАН, 2002. С. 228-232.

13. Белогуб Е. В., Новоселов К. А. Зона окисления Бабарыкинского колчеданнополиметаллического месторождения (Южный Урал). // Металлогения древних и современных океанов–2003. Формирование и освоение месторождений в островодужных системах. Миасс: ИМин УрО РАН, 2003. С. 83-89.

14. Белогуб Е.В., Овчарова Е.С. Кронштедтит с Узельгинского медноколчеданного месторождения (Южный Урал) // Минералогия Урала – материалы IV Всероссийского совещания, 2003. Т. 2. С. 130-137.

15. Белогуб Е. В., Новоселов К. А., Яковлева В. А. Трансформации пород рудовмещающей толщи Летнего месторождения. // Металлогения древних и современных океанов–2003. Формирование и освоение месторождений в островодужных системах.

Миасс: ИМин УрО РАН, 2003. С. 102-109.

16. Белогуб Е. В., Щербакова Е. П., Новоселов К. А. Кобальт на Летнем медноколчеданном месторождении (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов – 2004. Достижения на рубеже веков. Т. 1. Миасс: Имин УрО РАН, 2004.

С. 268-273.

17. Белогуб Е. В., Яковлева В. А., Новоселов К. А. Вторичный галенит из зоны гипергенеза Джусинского месторождения (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов – 2004. Достижения на рубеже веков. Т. 2. Миасс: Имин УрО РАН, 2004. С. 110-114.

18. Новоселов К.А., Белогуб Е.В. Распределение химических элементов в золотоносной зоне окисления Западно-Озерного месторождения (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов – 2004. Достижения на рубеже веков. Т. 2. Миасс: Имин УрО РАН, 2004. С. 25-29.

19. Belogub E.V., Novoselov K.A., Yakovleva V.A. Supergene sulphides and their analogues in the supergene profile of the Urals VMS Deposits // Applied Mineralogy. Developments in the science and technology // M. Pecchio et al. ICAM-BR, 2004. Pp. 853-856.

20. Новоселов К.А., Белогуб Е.В., Садыков С.А. Золотоносная зона гипергенеза Юбилейного месторождения (Ю.Урал) // Металлогения древних и современных океанов – 2005. Формирование месторождений на разновозрастных океанических окраинах. Т. I. Миасс: УрО РАН, 2005. С. 198-203.

21. Novoselov K., Belogub E. Gold-polymetallic mineralisation of the Il’inskoye ore field, South Urals // Geochemistry, Mineralogy and Petrology, No 43. Sophia: Bulgarian Academy of Science, 2005. p. 138-142.

22. Belogub E., Novoselov K., Cadykov S. Supergene zonality of the South Urals VHMS and related deposits // Non-Sulphide Zn-Pb Ores. ESF Explorary Workshop. Iglesias (Sardinia, Italy), 2005. P. 7-8.

23. Новоселов К.А., Белогуб Е.В., Садыков С.А., Спиро Б. Поведение стабильных изотопов в процессе выветривания сульфидных месторождений (на примере углерода и серы) // Металлогения древних и современных океанов-2006. Условия рудообразования. Миасс: ИМИН УрО РАН, 2006. С. 284-291.

24. Novoselov C. A., Belogub E. V. Ik-Davlyat gold-polymetallic deposit (South Urals) // Au-Ag-Te-Se deposits (Proceedings of the 2006 Field Workshop). Izmir: 2006.

С. 124-129. Belogub E.V., Novoselov K. Selenium mineralogy in South Urals VMS deposits // 12th Quadrennial IAGOD symposium “Understanding the genesis of ore deposits to meet the demands of the 21th century”. Moscow, 2025. Makarov D., Belogub E., Malyarenok M. et al. Experimental modeling of the oxidation processes in some massive sulphide ores from the Urals // 11th conference on Environmental and mineral processing. Prague, 2007. Pp. 83-87.

26. Белогуб Е.В., Масленников В.В., Зайков В.В. и др. Рудные фации колчеданных месторождений Южного Урала: минералогические особенности // Горногеологический деловой форум Майнекс-2007. Миасс, 2007.

27. Новоселов К. А., Садыков С. А., Белогуб Е. В. Изотопный состав углерода сидерита из зоны гипергенеза Юбилейного месторождения (Ю. Урал) // XXVII симозиум по геохимии изотопов им. А.П. Виноградова, 2007.

28. Белогуб Е.В. Коронадит // Минералогия Урала. Оксиды и гидроксиды. Екатеринбург-Миасс: УрО РАН, 2007. С. 184-185.

29. Белогуб Е.В. Халькофанит // Минералогия Урала. Оксиды и гидроксиды. Екатеринбург-Миасс: УрО РАН, 2007. С. 178-180.

30. Белогуб Е.В., Новоселов К.А., Котляров В.А. Первые данные о зоне окисления Осеннего медноколчеданного месторождения // Металлогения древних и современных океанов – 2007. Гидротермальные и гипергенные рудоносные системы. Миасс:

ИМин УрО РАН, Т. I. 2007. С. 46-51.

31. Белогуб Е.В., Новоселов К.А., Котляров В.А., Фадина И.Б. Минералы системы Au-Ag-Hg из зон окисления сульфидных месторождений Южного Урала // Минералогия Урала - 2007. Сборник научных статей. Миасс-Екатеринбург: УрО РАН, 2007. С. 134-136.

32. Паленова Е.В., Белогуб Е.В. Последовательность минералообразования друзовых окисленных цинковых руд месторождения Шаймерден // Уральская минералогическая школа – 2007. Екатеринбург, 2007. С. 204-207.

33. Белогуб Е.В., Новоселов К.А. Окисленная медь Южного Урала // Рудогенез.

Миасс: ИМин УрО РАН, 2008. С. 35-37.






© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.