Висмутовые минералы Назаровского золото-полиметаллического месторождения (Западное Забайкалье)

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

Висмут является элементом, минералогия которого, наряду с теллуром, отличается исключительным разнообразием (Christy, 2015). В природе он присутствует в самородной форме, а также в виде сульфосолей, сульфидов, теллуридов, оксидов и гидроксидов. Изоморфная примесь висмута присутствует в некоторых сульфидах, прежде всего, в галените. Также разнообразны геологические обстановки, в которых присутствуют висмутовые минералы. Повышенные концентрации висмута известны в пегматитах, контактово-метасоматических, гидротермальных месторождениях, связанных с интрузивами кислого состава (Вольфсон, Дружинин, 1975). Собственных месторождений висмут, как правило, не образует и добывается как попутный компонент из свинцовых, медных, медно-золотых, олово-вольфрамовых руд и др.

Минералы висмута часто рассматриваются как важный петрогенетический индикатор (Cook, Ciobanu, 2004; Voudouris et al., 2007; Ciobanu et al., 2010; Zhou et al., 2016; Fitros et al., 2017; Ятимов и др., 2019; Касаткин и др., 2023). Специфические особенности металлического висмута, а именно его легкоплавкость, легли в основу LBC-модели (liquid bismuth collector model) образования золотых руд (Douglas et al., 2000; Ciobanu et al., 2006; Tooth, 2013).

В настоящей работе рассмотрена минералогия висмута в рудах Назаровского золото-полиметаллического месторождения, принадлежащего к Озернинскому рудному узлу в Западном Забайкалье, который вмещает множество месторождений и рудопроявлений цветных и благородных металлов, железа, марганца, бора, апатита, барита. Наиболее значимым объектом в нем является крупное Озерное колчеданно-полиметаллическое месторождение, балансовые запасы которого по категории В + С₁ + С₂ на 01.01.2015 составляли 135 млн т руды при среднем содержании Zn 6.16 %, Pb 1.17 % и Ag 35 г/т (сайт https://nedradv.ru/nedradv/invetsp?obj=9ca8e2d2ab6e71575d82c482dcff2688 дата обращения 06.06.2024)).

Назаровское месторождение расположено в 4 км от Озерного. Оно отличается от последнего геологической позицией, составом руд, а также существенно меньшим масштабом оруденения. Его запасы на 31.05.1982 г. составляли 5.9 млн т руды по категориям С₁ и С₂ при средних содержаниях 7.84 % Zn и 0.8 г/т Au. Также в рудах присутствуют Cu, Ag, Cd, Bi (сайт https://nedradv.ru/nedradv/invetsp?obj=d63bd630c3a0d64877dd8a1ea4013ce0 (дата обращения 06.06.2024)). Запасы висмута составляют 689 тыс. т при среднем содержании 0.016 % (Дорошкевич, 2002ф).

Назаровское месторождение изначально было известно как железорудное проявление участка Гематитового, и было доизучено в 1967 г. в ходе геолого-геофизических работ. В разные годы месторождение изучалось В.Г. Беличенко, Л.П. Хряниной, Е.И. Ткаченко, В.А. Варламовым, С.В. Горбуновым, Р.С. Тарасовой, Д.И. Царевым, Э.Г. Дистановым, Г.Г. Русиным, А.И. Бусленко, И.В. Гордиенко, К.Р. Ковалевым и др. В опубликованных источниках говорится о повышенных концентрациях висмута (50–100 г/т) в рудах. Здесь были диагностированы самородной висмут, висмутин, оураит, шапбахит (Ковалев и др., 2003; Рыжкова, 2020; Мунконов, Дамдинова, 2023). В данной статье минералогия висмута в сульфидных рудах на месторождении рассмотрена более подробно.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

Озернинский рудный узел находится в пределах Еравнинской вулкано-тектонической структуры, которая является фрагментом палеозойской Удино-Витимской островодужной системы. Основная часть рудного узла сложена стратифицированными терригенно-карбонатно-вулканогенными образованиями палеозойского возраста, прорванными многочисленными интрузивными и субвулканическими породами (Платов и др., 2013ф; Гордиенко, Нефедьев, 2015; Дамдинов и др., 2023). Преобладающее значение имеют нижнекембрийские образования олдындинской свиты, формирование которых происходило в условиях зрелой энсиалической островной дуги (Гордиенко, Нефедьев, 2015). Мощность свиты превышает 2000 м, она представлена вулканитами андезит-дацит-риолитового ряда, вулканогенно-обломочными породами и биогермными известняками (рис. 1). Островодужная стадия завершилась в среднем ордовике – силуре, когда наряду с вулканизмом происходило накопление прибрежно-морских осадков. В среднем палеозое (D-C₁) в задуговой обстановке на активной континентальной окраине были сформированы наложенные осадочные прогибы и рифтогенные вулкано-тектонические структуры. На заключительном этапе образования структуры в позднем палеозое-мезозое район был затронут наземным вулканизмом и внутриплитным интрузивным магматизмом (Гордиенко, Нефедьев, 2015).

 

Рис. 1. Схемы географического положения Назаровского месторождения (а) и геологического строения Озернинского рудного узла, с упрощением по (Гордиенко, Нефедьев, 2015) (б), геологическая карта Назаровского месторождения, с упрощениями по (Нефедьев, 2009) (в).

1 – мезо-кайнозойские отложения впадин; 2–4 – островодужный комплекс, олдындинская свита (Є1), толщи: 2 – терригенно-карбонатная; 3 – риолитовая; 4 – андезит-дацитовая; 5 – олдынский субвулканический комплекс (Є1); 6 – андезитовая толща (О2); 7–10 – комплекс наложенных рифтогенных структур, толщи: 7 – терригенная (S2?); 8 – туфогенно-терригенная (D1-2); 9 – карбонатно-терригенно-туфогенная (D3-C1); 10 – андезибазальтовая (C2-3); 11–13 – магматические комплексы верхнего палеозоя: 11 – вулканогенный игнимбрит-риолитовый; 12 – гранит-граносиенитовый; 13 – габброидный; 14 – зоны скарнирования; 15–18 – рудные тела: 15 – магнетитовые; 16 – гематитовые; 17 – золото-полиметаллические; 18 – марганцевые; 19 – разрывные нарушения; 20 – месторождения.

Fig. 1. Schemes of geographical position of the Nazarovskoe deposit (a) and geological structure of the Ozerninsky ore cluster, simplified after (Gordienko, Nefediev, 2015) (б) and geological map of the Nazarovskoe deposit, simplified after (Nefediev, 2009) (в).

1 – Meso-Cenozoic deposits of depressions; 2–4 – island-arc complex, Oldynda Formation (Є1), units: 2 – terrigenous-carbonate; 3 – rhyolite; 4 – andesite-dacite; 5 – Oldyn subvolcanic complex (Є1); 6 – andesite unit (O2); 7–10 – complex of superimposed rift-related structures, units: 7 – terrigenous (S2?); 8 – tuffogenic-terrigenous (D1-2); 9 – carbonate-terrigenous-tuffaceous (D3-C1); 10 – basaltic andesite (C2-3); 11–13 – Upper Paleozoic igneous complexes: 11 – volcanic ignimbrite-rhyolite; 12 – granite-granosienite; 13 – gabbroid; 14 – skarn zones; 15–18 – ore bodies: 15 – magnetite; 16 – hematite; 17 – gold-polymetallic; 18 – manganese; 19 – faults; 20 – deposits.

 

Традиционно Еравнинскую структуру интерпретировали как останец – провис кровли верхнепалеозойского гранитного массива (Дистанов, 1977; Бусленко, Ковалев, 1975). Б.Б. Дамдиновым с соавторами она рассматривается как самостоятельный тектонический блок, инъецированный более молодыми гранитоидами (Дамдинов и др., 2023). Озернинский рудный узел вмещает стратиформные полиметаллические, скарновые железорудные и полиметаллические месторождения и рудопроявления, которые локализованы среди пород олдындинской свиты (Гордиенко и др., 2013; Гордиенко, Нефедьев, 2015).

Назаровское месторождение связано с тектоно-купольным поднятием субширотного простирания, обусловленным внедрением позднепалеозойских гранитов в нижнекембрийские образования (Нефедьев, 2009). Осадочно-вулканогенные отложения Cm₁ в нижней части разреза представлены мраморизованными известняками. Выше карбонатной пачки наблюдается переслаивание вулканогенно-обломочных пород среднего состава и известняков. В верхней части разреза залегают вулканиты среднего состава. Простирание пород северо-восточное, падение юго-восточное 60–80° (Нефедьев, 2009).

Вулканогенно-осадочные породы в восточной части прорваны нижнекембрийскими кварцевыми диоритовыми порфиритами сурхебтинского комплекса и позднепалеозойскими кварцевыми сиенитами. Сиениты слагают гребневидный купол северо-восточного простирания размером 5–6 × 1.5–2.0 км, апикальная часть которого залегает на глубине 100–200 м.

Вмещающие породы изменены в условиях зеленосланцевой фации регионального метаморфизма. Также на месторождении широко проявлено скарнирование и ороговикование пород. Роговики образуют маломощный (10–40 м) ореол вдоль контактов массива. По составу выделяются биотит-кварц-полевошпатовые, реже биотит-полевошпатовые и кварц-полевошпатовые фации. Скарны проявлены в толще мраморизованных и хемогенных известняков, на контакте известняков с туфами, дайками долеритов и долеритовых порфиритов. Мощность тел варьирует от 0.7 до 37.6 м. Широко распространены скарны гранат-эпидотового, кальцит-эпидотового, кальцит-гранатового, амфибол-эпидотового состава. Гранатовые, амфиболовые, эпидотовые, тремолит-волластонитовые скарны редки (рис. 2). Содержания карбонатов и слюды в амфибол-эпидотовых скарнах варьируют в широких пределах (5–40 об. %).

 

Рис. 2. Кальцит-гранатовые (а), амфиболовые (б), гранат-амфиболовые (в), тремолит-воластонитовые (г) и амфибол-эпидотовые (д) скарны северной части Назаровского месторождения. Масштабная линейка 2 см.

Fig. 2. Calcite-garnet (a), amphibole (б), garnet-amphibole (в), tremolite-wollastonite (г), amphibole-epidote (д) skarns of the northern part of the Nazarovskoe deposit. Scale bar is 2 cm.

 

Полиметаллическое оруденение приурочено к сложно построенной минерализованной зоне в экзоконтакте диоритовых порфиритов, в пределах которой развиты гидротермально измененные породы различного состава (Пятилов, Жданов, 2014ф). В разрезе наблюдается сложное чередование вулканитов и вулканогенно-обломочных пород основного состава с известняками, на которые наложены скарны (рис. 3). Ведущую роль в размещении руд играют разрывные нарушения субмеридионального простирания, определяющие морфологию и протяженность рудных тел. На месторождении выделено пять золото-сульфидно-цинковых рудных тел, в трех из которых заключены основные запасы (80–90 %). Рудные тела имеют линзо- и пластообразную форму с крутым падением (47–78°) (Базаров, Кислов, 2011). Сульфидные полиметаллические руды перемежаются с пластовыми залежами оксидно-железистых руд (Ковалев и др., 2003). Мощность сульфидных полиметаллических рудных тел варьирует от 0.56 до 26.73 м (Базаров, Кислов, 2011). В зоне окисления, развитой над золото-сульфидными рудными телами и сульфидизированными метасоматитами, запасы золота достигают 0.53 т и серебра до 5.3 т (сайт https://nedradv.ru/nedradv/invetsp?obj=d63bd630c3a0d64877dd8a1ea4013ce0; Базаров, Кислов, 2011).

 

Рис. 3. Геологический разрез Назаровского месторождения, по полевым материалам. 1 – покровные отложения; 2 – гематитовые руды; 3 – известняки; 4 – лавы основного состава; 5 – вулканогенно-обломочные породы основного состава; 6 – скарны; 7 – сульфидные руды; 8 – зоны дробления.

Fig. 3. Geological cross-section of the Nazarovskoe deposit, based on field materials. 1 – Cover deposits; 2 – hematite ores; 3 – limestones; 4 – lavas of mafic composition; 5 – volcaniclastic rocks of mafic composition; 6 – skarns; 7 – sulfide ores; 8 – brecciation zones.

 

Руды месторождения подразделяются на магнетитовые, гематитовые, золото-полиметаллические и марганцевые (рис. 4а, б). Сульфидная минерализация проявлена густой вкрапленностью пирита в карбонатизированных амфибол-эпидотовых скарнах. Текстуры руд Назаровского месторождения преимущественно грубополосчатые, гнездовые, вкрапленные, гнездово-вкрапленные, прожилково-вкрапленные, массивные (рис. 4в–ж). Среди рудообразующих минералов преобладают пирит, сфалерит, арсенопирит. В различных соотношениях встречаются халькопирит, галенит, пирротин, марказит, густавит (AgPbBi₃S₆), магнетит, гематит, рутил (Бусленко, Ковалев, 1975; Дистанов, 1977; Нефедьев, 2009; Рыжкова, 2020). Самородное золото образует тонкие (до 0.001 мм, редко 0.1– 0.2 мм) включения в пирите, кварце, халькопирите и сфалерите. Пробность золота варьирует от 710–740 ‰ (Нефедьев, 2009) до 820–880‰ (Ковалев и др., 2003).

 

Рис. 4. Руды Назаровского месторождения: а – гематитовая; б – сульфидная; текстуры руд: в – гнездово-вкрапленная; г, д – прожилково-вкрапленная; е, ж – массивная. Масштабная линейка на рис. в-ж – 2 см.

Fig. 4. Ores of the Nazarovskoe deposit: a – hematite; б – sulfide; ore textures: в – pocket-disseminated; г, д – stringer-disseminated; е, ж – massive. Scale bar for Figs. в-ж is 2 cm.

 

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Для изучения были отобраны пробы из керна оценочных скважин северного фланга Назаровского месторождения. Исследования проведены в Институте минералогии ЮУ ФНЦ МиГ УрО РАН (г. Миасс). Минеральный состав руд и вмещающих пород изучался с помощью поляризационного микроскопа AxioScope A.1. Для определения химического состава рудных минералов использовался растровый электронный микроскоп Tescan Vega3 SBU с ЭДC Oxford Instruments X-act при ускоряющем напряжении 20 кВ, времени набора 120 сек, диаметре зонда 1 мкм. Количественный анализ проведен с использованием эталонов MINM-25-53 фирм «ASTIMEX ScientificLimited» (стандарт № 01-044) и «Microanalysis Consultants Ltd.» (стандарт № 1362).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Минералы висмута диагностированы в сфалерит-халькопирит-пирит-кварцевых прожилках мощностью 2 см, рассекающих кварц-мусковит-хлорит-карбонатный метасоматит (рис. 5а). Основными рудными минералами в прожилках являются пирит, халькопирит, сфалерит, галенит, магнетит и гематит. Второстепенные и редкие минералы представлены арсенопиритом, пирротином, теннантитом, минералами висмута, акантитом и самородным золотом.

 

Рис. 5. Морфология висмутовых минералов: а – образец с висмутовой минерализацией; б – сростки халькопирита (Ccp) с галенит (Gn)-висмутовыми (стрелки) минералами и сфалеритом (Sph); в – сростки галенита с висмутовыми минералами (черная стрелка) по контуру кристалла пирита (Py) и на контакте халькопирита (Ccp) с жильными минералами. В халькопирите и айкините (белая стрелка) включения магнетита (Mgt) и сфалерита (Sph). Рис. а – полированный образец; б, в – отраженный свет.

Fig. 5. Morphology of Bi minerals: a – sample with Bi minerals; б – intergrowths of chalcopyrite (Ccp) with galena (Gn)-bismuth (arrows) minerals and sphalerite (Sph); в – intergrowths of galena and Bi minerals (black arrow) along the contour of pyrite crystals (Py) and at the contact of chalcopyrite (Ccp) with vein minerals. Chalcopyrite and aikinite (white arrow) contain inclusions of magnetite (Mgt) and sphalerite (Sph). Рис. a – polished sample; б, в – reflected light.

 

Различаются три морфологических типа пирита: 1) крупные (до 5–6 мм) эвгедральные и субгедральные трещиноватые, пористые кристаллы с неровными краями и многочисленными включениями; 2) почковидные зерна размером 10–50 мкм в халькопирите, 3) эвгедральные кристаллы в халькопирите и жильной матрице (до 20 мкм). Халькопирит выполняет трещины в пирите и межзерновое пространство в нерудной матрице, образует эмульсионную вкрапленность, наиболее развитую по периметру и трещинам сфалерита. Сфалерит находится в срастании и включениях в халькопирите (до 30 мкм), пирите-1 (до 50 мкм), образует просечки и редко развивается по границе зерен халькопирита. В химическом составе сфалерита присутствует примесь Fe (1.89–4.9 мас. %), Cu (0.41 мас. %), Mn (0.22–0.34 мас. %) (табл. 1).

 

Таблица 1

Химический состав основных рудных минералов (мас. %)

Table 1

Chemical composition of major ore minerals (wt. %)

№ п/п	№ анализа	S	Mn	Fe	Cu	Zn	Сумма	Кристаллохимическая формула
Пирит
1	24370f	52.98	–	47.02	–	–	100.00	Fe1.02S2.00
2	24370b	53.15	–	46.85	–	–	100.00	Fe1.01S2.00
3	24437r	52.69	–	47.09	–	–	99.79	Fe1.03S2.00
Халькопирит
4	24437h	34.04	–	30.87	35.09	–	100.00	Cu1.04Fe1.04S2.00
5	24433d	34.90	–	30.24	34.71	–	99.85	Cu1.00Fe0.99S2.00
Сфалерит
6	20087c	33.10	0.34	4.9	–	60.79	99.12	(Zn0.90Fe0.08Mn0.01)0.99S1.00
7	20087d	33.41	0.22	4.27	–	62.09	99.98	Zn0.91Fe0.07Mn0.004)0.99S1.00
8	20087a	32.99	–	2.71	0.41	63.34	99.46	(Zn0.94Fe0.05Cu0.01)1.00S1.00
9	24437j	33.56	–	1.89	–	64.50	99.95	(Zn0.94Fe0.03)0.97S1.00

Примечание. Кристаллохимические формулы рассчитаны на S = 1 (сфалерит) и S = 2 (пирит, халькопирит). Здесь и в табл. 2, прочерк – не обнаружено.

Note. The crystal chemical formulas are calculated for S = 1 (sphalerite) and S = 2 (pyrite, chalcopyrite). Here and in Table 2, dash – not detected.

 

Тонкозернистый мартитизированный магнетит развивается вокруг зерен халькопирита на контакте с нерудной матрицей, выполняет трещины в пирите и халькопирите, образует включения в сфалерите, пирите-1, халькопирите, галените, висмутовых минералах. Гематит образует тонкие включения в пирите, сфалерите и халькопирите и срастания с халькопиритом, галенитом и нерудными минералами.

Висмутовая минерализация представлена самородным висмутом, сульфосолями Ag-Bi, Ag-Pb-Bi, Pb-Bi, Cu-Bi, Cu-Pb-Bi, сульфотеллуридами Bi. Минералы висмута образуют сложные срастания между собой, а также с халькопиритом и галенитом (рис. 5б, в; рис. 6а–д).

 

Рис. 6. Взаимоотношение минералов висмута между собой и с сульфидами Назаровского месторождения: а – сросток айкинита (Aik), галенита (Gn), матильдита (Mtd) и виттихенита (Witt) на контакте пирита (Py) с халькопиритом (Ccp); б – сросток виттихенита с матильдитом и галенитом на контакте пирита с халькопиритом и выделение айкинита на контакте халькопирита с нерудной матрицей; в – сросток галенита, виттихенита, айкинита и матильдита на контакте халькопирита с кварцем (Q) и оксидами железа (Fe-O); г – сросток сервеллеита (Crv), матильдита, айкинита и галенита; д – сросток айкинита, сфалерита (Sph), галенита, сервеллеита и матильдита в халькопирите; е – включение густавита (Gus) в сфалерите. СЭМ фото.

Fig. 6. Relationship of bismuth minerals with each other and with sulfides of the Nazarovsky deposit: a – aggregate of aikinite (Aik), galena (Gn), matildite (Mtd), and wittichenite (Witt) at the contact of pyrite (Py) with chalcopyrite (Ccp); б – aggregate of wittichenite with matildite and galena at contact of pyrite with chalcopyrite and inclusions of aikinite at the contact of chalcopyrite with gangue matrix, в – intergrowth of galena, wittihenite, aikinite, and matildite at the contact of chalcopyrite with quartz (Q) and iron oxides (Fe-O); г – intergrowth of cervellite (Crv), matildite, aikinite, and galena; д – aggregate of aikinite, sphalerite (Sph), galena, cervellite, and matildite in chalcopyrite; e – inclusion of gustavite (Gus) in sphalerite. SEM images.

 

Самородный висмут (Bi 97.88–99.7 мас. %) приурочен к краям зерен галенита, контактам пирита с галенитом и образует включения в пирите, где он может срастаться с галенитом. Самородный висмут встречается редко, образует зерна c близкими к изометричным сечениями. Размер зерен не превышает 10 мкм. В его составе иногда присутствует небольшая примесь Fe (1.58 мас. %), возможно, из-за его нахождения в пирите.

Наиболее распространенной является сервеллеит ± виттихенит–галенит–матильдит–айкинитовая ассоциация, распространенная в халькопирите или на контакте халькопирита с пиритом и кварцем (рис. 6а–д). Сервеллеит (?) Ag₄TeS образует изометричные выделения размером 10 мкм на контакте айкинита с матильдитом (рис. 6г, д). В составе сервеллеита установлена примесь Cu (5.44–5.6 мас. %), что отличает минерал от сервеллеита из места первой находки (Criddle et al., 1989) и близко к сервеллеиту из некоторых колчеданных месторождений (Novoselov et al., 2006).

Матильдит AgBiS₂ – один из наиболее распространенных висмутовых минералов, он образует решетчатые, изометричные, сложные, интерстиционные выделения в ассоциации с галенитом и айкинитом в халькопирите (рис. 6а–д), на контакте халькопирита с пиритом и сфалерита с нерудной матрицей, реже развит по трещинам и в виде включений в пирите. Для матильдита характерна структура распада с галенитом и включения виттихенита. Размер зерен матильдита достигает 20 мкм. В химическом составе присутствует примесь Fe (0.54–1.78 мас. %) и Cu (0.37–1.54 мас. %) (табл. 2).

 

Таблица 2

Химический состав висмутсодержащих минералов и минералов Bi (мас. %)

Table 2

Chemical composition of Bi-bearing and Bi minerals (wt. %)

№ п/п	№ анализа	S	Fe	Cu	Ag	Pb	Bi	Zn	As	Te	Сумма	Кристаллохимическая формула
Матильдит
1	20154a	17.08	1.45	0.40	27.99	–	52.98	–	–	–	99.91	(Ag0.97Cu0.02)0.99(Bi0.95Fe0.10)1.05S2.00
2	20154b	16.98	1.03	0.82	28.48	–	53.27	–	–	–	100.59	(Ag1.00Cu0.05)1.05(Bi0.96Fe0.07)1.03S2.00
3	20154g	16.98	–	1.54	28.96	–	53.05	–	–	–	100.52	(Ag1.01Cu0.09)1.1Bi0.96S2.00
4	20154d	16.53	–	–	28.27	–	55.03	–	–	–	99.84	Ag1.02Bi1.02S2.00
5	24437b	16.93	1.78	–	29.48	–	51.69	–	–	–	99.88	Ag1.04(Bi0.94Fe0.12)1.06S2.00
6	24437o’	17.20	0.80	1.21	29.05	–	51.54	–	–	–	99.81	(Ag1.00Cu0.07)1.07(Bi0.92Fe0.05)0.97S2.00
7	24437l	17.05	–	0.37	30.45	–	52.04	–	–	–	99.92	(Ag1.06Cu0.02)1.08Bi0.94S2.00
8	24437g	16.91	0.54	1.27	29.00	–	51.70	–	–	–	99.42	(Ag1.02Cu0.08)1.10(Bi0.94Fe0.04)0.98S2.00
9	24433l	16.15	–	1.16	30.01	–	52.68	–	–	–	100.01	(Ag1.10Cu0.07)1.17Bi1.00S2.00
10	24433e	17.16	–	–	29.79	–	52.84	–	–	–	99.79	Ag1.03Bi0.94S2.00
Айкинит
11	20154e	16.53	–	11.27	3.79	33.05	34.84	–	–	0.94	100.41	Cu1.03(Pb0.93Ag0.20)1.13(Bi0.97Te0.04)1.01S3.00
12	20154h	16.85	–	11.66	–	34.54	36.58	–	–	–	99.65	Cu1.05Pb0.95Bi1.00S3.00
13	24433f	16.18	–	11.74	–	41.37	30.46	–	–	–	99.76	Cu1.10Pb1.19Bi0.87S3.00
14	24433k	16.06	–	11.88	–	41.37	30.88	–	–	–	100.20	Cu1.12Pb1.20Bi0.89S3.00
15	24437d	15.86	0.54	11.92	–	41.40	30.15	–	–	–	99.86	Cu1.14Pb1.21Fe0.06Bi0.88S3.00
16	24437k	16.24	0.28	11.62	–	41.07	30.69	–	–	–	99.91	Cu1.08Pb1.17Fe0.03Bi0.87S3.00
17	24437p	15.98	–	11.85	–	41.42	30.42	–	–	–	99.66	Cu1.12Pb1.20Bi0.88S3.00
Виттихенит
18	20154f	19.48	0.69	38.99	1.58	–	38.96	–	–	–	99.70	(Cu3.03Ag0.07)3.10(Bi0.92Fe0.06)0.98S3.00
19	24437q	19.15	1.94	40.15	–	–	38.58	–	–	–	99.82	Cu3.17(Bi0.93Fe0.17)1.10S3.00
20	24437f	18.93	1.40	40.18	1.40	–	38.20	–	–	–	100.10	(Cu3.21Ag0.07)3.28(Bi0.93Fe0.13)1.06S3.00
21	24433m	18.31	0.91	40.71	1.04	–	38.87	–	–	–	99.85	(Cu3.37Ag0.05)3.42(Bi0.98Fe0.09)1.06S3.00
22	24433i	18.81	–	38.11	1.18	3.9	37.95	–	–	–	99.94	(Cu3.07Ag0.06)3.13(Bi0.93Pb0.10)1.03S3.00
Густавит
23	20087b	17.19	–	–	10.18	19.00	53.62	–	–	–	100.00	Ag1.06Pb1.03Bi2.87S6.00
Ширмерит
24	20154c	16.70	–	–	5.61	32.73	44.77	–	–	–	99.80	Ag0.70Pb2.12Bi2.88S7.00
Эскимоит
25	24370a	15.53	2.21	–	9.98	24.74	47.42	–	–	–	99.88	Ag6.88(Pb8.88Fe2.94)11.82Bi16.87S36.00
Козалит
26	24433j	17.58	–	–	4.35	36.77	38.16	–	–	–	96.86	(Pb1.62Ag0.37)1.99Bi1.67S5.00
Ингодит
27	24433p	5.18	3.35	–	–	–	70.65	–	–	20.86	100.04	Bi2.09Fe0.37Te1.01S1.00
Галенит
28	24437e	12.99	0.40	1.06	1.84	82.16	2.46	–	–	–	100.91	(Pb0.98Cu0.04Ag0.04Bi0.03Fe0.02)1.11S1.00
29	24437m	12.77	–	–	1.49	83.51	1.92	–	–	–	99.68	(Pb1.01Ag0.03Bi0.02)1.06S1.00
30	24433n	13.27	–	–	1.24	85.19	–	–	–	–	99.69	(Pb0.99Ag0.03)1.02S1.00
31	24433g	13.53	–	–	2.21	83.94	–	–	–	–	99.68	(Pb0.96Ag0.05)1.01S1.00
Теннантит
32	24437o	27.93	3.48	41.00	0.85	–	–	6.23	20.07	–	99.56	(Cu9.63Ag0.12)9.75(Zn1.42Fe0.93)2.35As4.0S13
33	24433b	26.08	3.49	41.42	–	1.26	1.21	5.62	20.46	–	99.54	Cu10.42(Zn1.37Fe1.0Pb0.1)2.47(As4.36Bi0.09)4.45S13
34	24433c	25.55	3.41	41.80	–	1.67	2.86	6.08	18.42	–	99.79	Cu10.73(Zn1.52Fe1.0Pb0.13)2.65(As4.01Bi0.22)4.23S13

Примечание. Кристаллохимические формулы рассчитаны на S = 1 (галенит, ингодит), S = 2 (матильдит), S = 3 (виттихенит, айкинит), S = 5 (козалит), S = 6 (густавит), S = 7 (ширмерит), S=13 (теннантит) и S = 36 (эскимоит).

Note. The crystal chemical formulas are calculated for S = 1 (galena, ingodite), S = 2 (matildite), S = 3 (wittihenite, aikinite), S = 5 (kozalite), S = 6 (gustavite), S = 7 (schirmerite), S=13 (tennantite), and S = 36 (eskimoite).

 

Айкинит PbCuBiS₃ широко распространен, ассоциирует с халькопиритом, галенит-матильдитовым твердым раствором, сервеллеитом и виттихенитом (рис. 6а–д). Зерна айкинита характеризуются интерстиционной, изометричной, сложной формой. Минерал образует сростки с халькопиритом, выполняет трещины в пирите и нерудной матрице на контакте со сфалеритом. Размер зерен составляет около 50 мкм, на контакте халькопирита с кварцем отмечаются отдельные зерна размером 120 мкм. В составе айкинита диагностирована примесь Ag (3.79 мас. %), Te (0.94 мас. %) и Fe (0.28–0.54 мас. %) (табл. 2).

Виттихенит Cu₃BiS₃ диагностирован в виде включения в сложном сростке галенита, матильдита и айкинита (рис. 6а–в). Также виттихенит развивается по трещинам или цементирует их в халькопирите с другими минералами висмута. Зерна имеют вытянутую, сложную форму и размер до 20 мкм. В химическом составе может присутствовать Pb (3.9 мас. %), Fe (0.69–1.94 мас. %), Ag (1.04–1.58 мас. %) (табл. 2).

Серебро-свинец-висмутовые сульфосоли представлены густавитом, ширмеритом и эскимоитом (?). Густавит PbAgBi₃S₆ диагностирован в виде ангедрального включения размером 10–15 мкм в сфалерите (рис. 6е). Ширмерит AgPb₂Bi₃S₇ (?) и эскимоит Ag₇Pb₁₀Bi₁₅S₃₆ (?) встречаются редко, образуют изометричные включения размером 20 мкм в халькопирите (ширмерит) и размером 10 мкм в пирите (эскимоит). В эскимоите присутствует примесь Fe (2.21 мас. %), возможно, из-за его нахождения в пирите и маленького размера самого зерна (табл. 2).

Козалит Pb₂Bi₂S₅ обнаружен в виде одного зерна каплевидной формы размером 150 мкм в кварцевом прожилке. Содержание серебра в составе минерала достигает 4.35 мас. % (табл. 2).

Сульфотеллуриды висмута представлены ингодитом (Bi₂TeS), который диагностирован в тонком сростке с галенитом и электрумом (Au 66.13– 68.34 мас. %, Ag 31.48–33.54 мас. %) в виде включения в пирите. Размер зерна около 5 мкм. В химическом составе минерала присутствует примесь Fe 3.35 мас. % (табл. 2).

Кроме собственных минералов висмута, примесь Bi присутствует в галените и теннантите. Галенит образует срастания с халькопиритом, выполняет трещины и включения в пирите-1, сфалерите и нерудной матрице. В виде включений в пирите галенит образует как однородные зерна, так и срастания с самородным золотом и ингодитом. Галенит также формирует субграфические срастания с матильдитом в ассоциации с айкинитом и халькопиритом. В галените присутствуют тонкие включения сфалерита, халькопирита, пирита-3, магнетита, гематита. Размер зерен галенита сильно варьирует, достигая 100 мкм. В химическом составе галенита, ассоциирующем с минералами висмута, определены примеси Bi 1.92–2.46 мас. %, Ag 1.24–2.21 мас. %, Cu 1.06 мас. % и Fe 0.4 мас. % (табл. 2).

Теннантит образует реакционную кайму мощностью до 10 мкм между арсенопиритом и халькопиритом. Химический состав отвечает теннантиту-(Zn) (Biagioni et al., 2020), в котором атомные отношения Zn / (Zn + Fe) варьируют в диапазоне 0.58–0.60. Примесь Bi достигает 2.86 мас. %, Pb –1.67 мас. %, Ag – 0.85 мас. % (табл. 2).

ОБСУЖДЕНИЕ И ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Висмутовая минерализация является типоморфной для месторождений, ассоциирующих с интрузивами кислого состава (Дунин-Барковская, 1978; Mladenova et al., 2001; Cook, Ciobanu, 2004; Dimitrova, Kerestedjian, 2006; Ciobanu et al., 2010; Белогуб и др., 2010; Kołodziejczyk et al., 2015; Ilmen et al., 2016; Прибавкин и др., 2018; Ятимов и др., 2019; Касаткин и др., 2023), в том числе для скарновых объектов. Нами впервые для Назаровского месторождения и в целом для Озернинского рудного узла охарактеризован широкий спектр сульфосолей висмута.

Температурным репером изученной рудной ассоциации является самородный висмут, температура плавления которого составляет 271 °С. Также в качестве индикатора температуры можно рассматривать галенит-матильдитовый твердый раствор, который является неограниченным при температурах выше 216 °С (Чвилева и др., 1988; Foord, Shawe, 1989). В изученных рудах галенит содержит примесь Ag до 2.21 мас. % и образует субграфические срастания с матильдитом, что свидетельствует о существовании твердого раствора, т. е. о температуре формирования этой минерализации, превышающей 216 °C и его последующем распаде. Низкая активность теллура в рудах подтверждается редкими находками сульфотеллуридов висмута (ингодит) и серебра (сервеллеит) и отсутствием собственно теллуридов.

Образование сульфидных руд Назаровского месторождения с висмутовой минерализацией, согласно результатам изучения флюидных включений происходило при температурах 360–245 °С и солености флюида 9.9–7.5 мас. % NaCl-экв. и хлоридно-магниево-калиевом и хлоридно-железистом солевом составе (Мунконов, Дамдинова, 2023). В этом ряду, учитывая особенности структуры руд, висмутовые сульфосоли формировались на завершающей наиболее низкотемпературной стадии формирования жил.

Сульфидные руды Назаровского месторождения являются продуктом скарнирования гидротермально-осадочных руд вблизи гранитоидной интрузии (Бусленко, Ковалев, 1975). Контактовые изменения привели к перекристаллизации руд и их частичной регенерации. Подобные перекристаллизованные сульфидные руды известны на ряде рудопроявлений района, в том числе имеются их локальные проявления на гигантском Озерном месторождении (Дамдинов и др., 2023; Дамдинова и др., 2023), на котором по данным исследований флюидных включений из кварца перекристаллизация руд происходила в пределах температур 535–200 °С (Дамдинова и др., 2023). Висмутовая минерализация в рудах Назаровского месторождения является, вероятно, продуктом наложенного скарнового этапа.

Об авторах

Юлия Алексеевна Рыжкова

Южно-Уральский федеральный научный центр минералогии и экологии УрО РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: padushina@mail.ru

младший научный сотрудник

Россия, г. Миасс, Челябинская обл., 456317

Константин Александрович Новоселов

Южно-Уральский федеральный научный центр минералогии и экологии УрО РАН

Email: const31@yandex.ru

кандидат геолого-минералогических наук, ведущий научный сотрудник

Россия, г. Миасс, Челябинская обл., 456317

Михаил Анатольевич Рассомахин

Южно-Уральский федеральный научный центр минералогии и экологии УрО РАН

Email: miha_rassomahin@mail.ru

младший научный сотрудник

Россия, г. Миасс, Челябинская обл., 456317

Елена Александровна Рожкова

Южно-Уральский федеральный научный центр минералогии и экологии УрО РАН

Email: rozhkova95.lena@yandex.ru

инженер

Россия, г. Миасс, Челябинская обл., 456317

Список литературы

Дополнительные файлы