CC BY
16
УДК 551. (479.24)
НОВЫЕ ДАННЫЕ О ГЕНЕЗИСЕ ГЮМУШЛУГСКОГО СВИНЦОВО-ЦИНКОВОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ НАХЧЫВАНСКОЙ АР АЗЕРБАЙДЖАНА
Чингиз Музаффар Халифа-Заде, Зарифа Джахангир Эфендиева,
Нияз Гадым Валиев
В результате многолетних геолого-седиментологических исследований рудных залежей Гюмушлугского стратиформного месторождения свинца и цинка в карбонатных толщах среднего девона и геологического строения Шарурского массива в целом, а также фациально-палеогеографических и стадиальных исследований рассматриваемой территории и прилегающих регионов удалось разработать его осадочный рудогенез. Источником металлов для образования месторождения были не гипотетические гидротермальные растворы, как утверждалось предыдущими исследователями, а полиметаллические месторождения и проявления, развитые на осадочном чехле байкальского фундамента Зангезурского микроконтинента. Формирование рудных залежей Гюмушлугского месторождения испытало сложный и длительный путь, исчисляемый сотнями миллионов лет. Были установлены три стадии рудообразования: се-диментолого-диагенетическая; катагенетическая с участием горячих высокоминерализованных хлоридно-сульфатно-кальциево-магниевых подземных вод; тектоническая, которая возникла на границе позднего триаса и ранней юры в результате активизации раннеальпийской фазы тектогенеза. При этом палеозойские отложения Шарурского массива, рудоносные известняки и вмещающая их песчано-сланцевая толща подвергались смятию и дизъюнктивным дислокациям. Рудоносная толща была разбита на отдельные блоки, а на контакте их с рудными телами за счет динамоме-таморфизма образовались десятки крутопадающих и секущих жильных зон, формирование которых связано с ранней фазой альпийского тектогенеза, вследствие которого завершился длительно продолжавшийся осадочный рудогенез на Гюмушлугском месторождении. Авторы считают, что подобный осадочный рудный процесс происходит и на других крупных стратиформных свинцово-цинковых месторождениях в карбонатных толщах, что может быть подтверждено проведением специальных седиментологических исследований.
Ключевые слова: диагенез, осадочный рудогенез, микроконтинент, катагенез, средний девон, палеогеография, Шарурский массив
Введение Стратиформные месторождения свинца и цинка в карбонатных толщах широко развиты в мире и привлекает интерес геологов рудников и разработчиков. В настоящее время в мировой практике основная добыча свинца и цинка, можно сказать, падает именно на долю стра-тиформных месторождений.
Несмотря на широкое распространение этих месторождений в литосфере и многочисленные работы, проведенные в бывшем СССР, Российской Федерации и за рубежом, все же еще не разработана общепринятая концепция об их генезисе. Все это отражается на рациональной организации поисково-разведочных работ на руды свинца и цинка в карбонатных
толщах, а также снижает эффективное ведение разведки месторождений этих руд.
В изучение руд свинца и цинка в карбонатных толщах значительный вклад внесли русские ученые - академики Н.М. Страхов и В.И. Смирнов, а также М.М. Константинов, В.В. Попов, В.М. Попов, А.И. Донец, из зарубежных можно указать имена - Р. Харчинсона, Г. Андерсона, Г. Бориса, А. Хейла и др.
Характерными признаками этих месторождений, несущих генетические черты осадочного происхождения, являются следующие.
1. Стратиграфический контроль в локализации свинцово-цинковых руд в карбонатных толщах одного и того же стратиграфического уровня.
2. Непосредственная локализация этих месторождений в известняках, доломи-тизированных известняках и доломитах, которые явно подвержены влиянию климатического фактора, поскольку мощные толщи известняков и доломитов могут образоваться только в бассейнах аридного или субаридного литогенеза. Почему-то этот важный очевидный фактор в образовании рудоносных карбонатных толщ, на который в свое время справедливо указали академик Н.М. Страхов и другие исследователи стра-тиформных свинцово-цинковых руд, к сожалению, не принимается во внимание.
3. Как правило, в рудовмещающих породах отсутствуют вулканиты и плутониты. Обычно они встречаются вдали от рудных залежей в виде дайек и силл, диабазов и диабаз-базальтов, которые по возрасту моложе рудоносных карбонатных толщ.
4. Рудные тела согласно залегают внутри вмещающих карбонатных
пород.
5. Оруденение внутри карбонатных толщ не имеет непрерывный сплошной характер, а образует линзовидные, пластовые, лентообразные, желвакообразные рудные залежи при подчиненной роли жилообразных и сложных, вновь образованных морфологических рудных тел.
6. В большинстве стратиформных свинцово-цинковых месторождений рудоносная толща имеет многоярусный характер. Наблюдается однотипность и простота минерального состава свинцово-цинковых руд - галенит, сфалерит, халькопирит, пирит и реже арсенит; из жильных минералов - барит, кварц, кальцит, доломит, редко флюорит. Характерны элементы-примеси - серебро, германий, кадмий, индий, талий и отмечается широкое развитие полосчатых, прожилковых, вкрапленных и реже брекчиевидных рудных текстур.
Здесь, как справедливо указал Н.М. Страхов [21, 22], полосчатая, вкрапленная текстура руд связана с диагенезом, а прожилковая, брекчие-видная обуслов- лена катагенезом рудоносных карбонатных толщ.
Рудовмещающие карбонатные толщи обычно характеризуются повышенным геохимическим фоном рудных элементов. Все указанные гене-
тические признаки обнаруживаются в рудоносных известняках, известковых доломитах и в рудных залежах Гюмушлугского месторождения свин-цово-цинковых руд, что однозначно доказывает их стратиформно-осадочное происхождение.
Краткий геологический очерк Гюмушлугского месторождения свинца
и цинка и прилегающих районов
В Нахчыванской АР свинцово-цинковое месторождение известно в двух районах - Гюмушлугском и Дарыдано-Парадашском.
Гюмушлугское месторождение расположено в северо-западной части Нахчыванской АР, в бассейне реки Восточный Арпачай в терригенно-карбонатной толще среднего девона (рис.1). В настоящее время Гюмуш-лугское свинцово-цинковое месторождение в совокупности с Данзикским и Садаракским рудопроявлениями образует единое рудное поле в области развития палеозойских отложений.
На месторождении первые геологоразведочные работы проводились в конце XIX века.
Рис. 1. Схематическая геологическая карта Шарурского массива.
М -1:50000
Составлена: Ч.М. Халифа-заде по материалам Ш.А. Азизбекова [2], Е.Я. Левена [13], В.П. Феликса и др.[23]: 1 - четвертичные и современные отложения; галечники, суглинок с щебнем; 2 - нерасчлененная неогеновая система и четвертичные отложения: галечники, песчаники, глины, туфы; 3 - палеогеновая система: известняки, песчаники, конгломераты; 4 - меловая система, верхний отдел: конгломераты, пески, песчаники, алевролиты, аргиллиты, туфы, мергели, известняки; 5 - триасовая система (карабагляр-ская и тананамская свиты) оолитовые массивные, тонкослоистые, фукоид-ные известняки с прослоями доломитов; 6 - верхняя пермь (джульфин-ский, чансиньский и каптенский ярусы): мергели, черные глинистые известняки с прослоями глинистых сланцев, местами битуминозные; 7 -средняя пермь (мургабский и кубергандинский ярусы): грубо и тонкослоистые известняки, местами битуминозные, в основании пестроцветная бок-ситоносная пачка; 8 - нижний карбон (турнейский и визейский ярусы): известняки, аргиллиты с прослоями кварцитовидных песчаников, алевролитов; 9 - верхний девон (франский и фаменский ярусы): алевролиты и аргиллиты с прослоями кварцитов, известняки, кварцитовидные песчаники, кварциты, органогенные известняки; 10 - средний девон (эйфель-ский и живетский ярусы): переслаивание известняков с тонкими слоями аргиллитов, алевролитов, доломитов и песчаников; 11 - геологические границы; 12 - разрывные нарушения; 13 - элементы залегания; 14 - участки бокситовых залежей и проявлений; 15 - Гюмушлугское месторождение свинца и цинка.
Начиная с 1908 по 1916 гг. Гюмушлугское месторождение частично разрабатывалось акционерным обществом «Алагез». Это месторождение изучалось в разные времена разными исследователями (Крижечковский, Мустафабейли, Азизбеков, Малютин, Алиев, Феликс, Каландаров и др.). В геологическом строении месторождение представлено участием карбонатной толщи среднего девона (Садаракские и Данзикские слои), песчано-сланцевой и известковой толщей франского и фаменского ярусов верхнего девона, а также сланцево-карбонатной толщей верхнего карбона и битуминозными черными известняками перми [5, 29]. В восточном направлении от Гюмушлугского месторождения верхнепалеозойские терригенные и сланцево-карбонатные толщи погружаются под мезозойские и палеогеновые отложения (рис. 1). В бассейне р. Восточный Арпачай и в прилегающих к нему районах между отложениями верхнего карбона и перми лежит пестроцветная бокситоносная толща, которая характеризуется многочисленными бокситовыми проявлениями. Возраст бокситоносной толщи, по данным Э.Я. Левена [13] и Ч.М.Халифа-Заде и др. [24, 26], определяется верхнекарбон-нижнепермским. Она образовалась во время перерыва между двумя осадочными комплексами.
Средне-верхнепалеозойские отложения Шарурского антиклинория могут быть рассмотрены как стратотипические, определенные по брахио-
подовым и моллюсковым фаунам, и хорошо сопоставляются с палеозойскими стратотипическими разрезами Гималайского складчатого пояса. Важно определить стратиграфическое положение рудоносных известняков Гюмушлугского месторождения. Дело в том, что межсланцевые известняки прекрасно обнажены вблизи поселка Гюмушлуг в долине р. Восточный Арпачай. Эти карбонаты и сланцы очень богаты моллюсковой и руководящей для среднего девона брахиоподовой фауной, которая собрана Ш.А.Азизбековым и определена Яковлевым в объеме живетского яруса [2]. Позже Э.Я.Левен вместе с первым автором статьи определил возраст межсланцевых карбонатных пород также в пределах живетского яруса. Были прослежены эти карбонатные породы через крутые склоны в сторону Гюмушлугского месторождения, которые в районе его расположения становились рудоносными (рис.2).
Таким образом, возраст рудоносных карбонатных пород по руководящей брахиоподовой фауне точно укладывается в объёме живетского яруса (рис. 2). Утверждение некоторых исследователей [23,10] о том, что возраст рудоносных известняков носит скользящий характер, не соответствует действительности. Авторы настоящей статьи считают, что оно не имеет палеонтологической основы. По руководящей брахиоподовой фауне рудоносные карбонатные породы и вмещающая их песчано-сланцевая толща полностью укладываются в объеме живетского яруса.
Гюмушлугская антиклиналь, являющаяся рудовмещающей и ру-доконтролирующей, разбита разрывными нарушениями на три блока - западный, центральный и восточный.
Западный блок, в свою очередь, состоит из трех участков. На первом местные складки сундучной морфологии и субмеридиональной ориентировки сложены в ядре живетскими отложениями, а на крыльях представлены породами франкского и фаменского ярусов. На втором участке свод складки куполовидной формы сложен известняками подсланцевой толщи живетского яруса. Третий участок слабо исследован.
Центральный блок Гюмушлугского месторождения состоит из четырех участков. Первый из них расположен в ядре антиклинали субмеридионального простирания.
Во втором участке локальные складки асимметричной, изоклинальной формы. Третий участок имеет аналогичное строение и сложен известняками и сланцами живетского яруса. Четвертый участок состоит из отложений франского и фаменского ярусов.
Восточный блок расположен в водораздельной части рудного поля и характеризуется развитием жильных зон и пластообразных залежей. Ядро местной складки представлено отложениями живетского яруса.
В районе Гюмушлугского рудного поля широко развиты разрывные нарушения, которые представлены взбросами, надвигами северовосточного, субширотного и субмеридионального простирания. Большин-
ство исследователей считают, что Гюмушлугский надвиг является главной рудоконтролирующей структурой.
В районе Гюмушлугского месторождения интрузивные образования отсутствуют. За пределами месторождения установлены дайки и силы жильных вулканитов, представленных андезитом, андезитдиабазовыми и диабазовыми порфиритами, которые развиты вдоль разрывных нарушений. Вулканиты Гюмушлугского месторождения имеют среднеюрский возраст [1].
Условия залегания и строения Гюмушлугского месторождения
Выше было отмечено, что рудоносные и доломитизированные известняки укладываются в нижней части живетского яруса. Предыдущими исследователями в пределах Шарурского массива терригенно-сланцево-карбонатные отложения живетского яруса подразделены на две местные стратиграфические единицы: нижнее стратиграфическое подразделение преимущественно сложено карбонатными породами с мелкими пачками известковистых черных сланцев. Эта часть живетского яруса именована садаракскими слоями, а верхняя часть живетского яруса, характеризующаяся более известково-терригенно-сланцевым составом, была названа дан-зикскими слоями.
Рудоносные известняки и доломитизированные известняки, разделенные сланцевой пачкой, занимают верхнюю часть садаракских слоев живетского яруса. Мощность рудоносных известняков вместе с разделяющей их сланцевой толщей составляет 130 - 150 м, в литературе их назвали надсланцевыми и подсланцевыми рудоносными известняками, где оруде-нение имеет пластовый характер и строгий стратиграфический контроль (рис. 3, 4). Оруденение надсланцевых известняков зачастую не носит промышленный характер, а свинцово-цинковое оруденение подсланцевых известняков повсеместно имеет промышленное значение. В месторождении по морфологической форме рудные залежи делятся на два типа: пластовый тип оруденения и жильный тип рудной минерализации. Пластовый тип оруденения составляет 50... 60 % промышленного запаса месторождений. В месторождении установлены 25 секущих рудных зон. Из них лишь 6 жильных зон имеют промышленное значение.
Химико-минералогический состав руд, как в пластовых залежах, так и в секущих жильных зонах имеет одинаковый состав, что является одним из важных критериев для определения генезиса Гюмушлугского месторождения. Рудоносные карбонатные толщи рассматриваются предыдущими исследователями (Азизбеков, 1961; Геология СССР, полезные ископаемые..., 1976; Геология Азербайджана полезные ископаемые., 2003; Минерально-сырьевые ресурсы Азербайджана..., 2005; Левен, 1973; Феликс и др., 1980; Каландаров, 2008) как «чистые» известняки. Оказалось,
что в строении изученных нами рудоносных карбонатных толщ и вмещающих их известняков наряду с хемогенными известняками принимают участие известковые доломиты и доломитизированные известняки (пятнистые доломиты, по Н.М.Страхову). Химико-минералогический состав изученных карбонатных пород дан в табл. 1, где видно, что в составе химического анализа карбонатов в некоторых пробах содержание МgО достигает 6...8 %, что свидетельствует об доломитизации известняков.
Структурные и текстурные изменения в терригенных и карбонатных породах и сланцах были детально изучены с целью определения степени их минералогических и структурных преобразований и одновременно для уточнения их стадий катагенеза и регионального метаморфизма. Оказалось, что как известняки, так и песчаники и сланцы подвергались интенсивной стилолитизации с образованием многочисленных прожилок крупнокристаллического кальцита и реже доломита, а в песчаных породах широко развиты стилолиты кварца. В черных глинистых сланцах основное место занимают серицитизация и хлоритизация гидрослюд и других глинистых минералов.
Изучение минерального преобразования рудоносных известняков и вмещающих пород показало, что в рудоносной толще в результате длительного погружения они подвергались воздействиям высоких термобарических факторов и находятся на стадии метагенеза и кое-где регионального метаморфизма, а после герцинского и альпийского тектогенеза на контакте тектонических разломов и надвигов были развиты динамомета-морфизм, а также кварцитизация, меланитизация, альбитизация.
Таблица 1
Химический состав рудоносных карбонатных пород Гумушлугского* _месторождения свинца и цинка ___
№ проб Название карбонатных пород CaO MgO SiO2 Al2Oз ТО2 ^сумма
3 Доломитизированный известняк 48,04 5,61 3,59 0,77 40,7 98,08
4 Среднезернистый темно-серый известняк 54,76 0,51 1,01 0,09 42,6 98,97
5 Крупнозернистый известняк 54,45 0,67 1,54 0,54 42,4 99,60
40 Известковистый доломит 46,21 7,61 3,11 0,88 41,1 98,91
11 Стилолитизированный известняк 43,51 9,75 3,83 1,11 39,7 97,9
13 Кристаллический известняк 52,34 0,57 4,64 1,37 39,7 98,62
19 Известковый доломит 44,36 8,82 2,96 0,69 41,6 98,43
20 Темно-серый известняк 51,23 1,23 5,31 117 39,2 98,14
21 Кристаллический известняк 53,87 0,72 1,62 0,47 42,6 99,28
28 Серый кристаллический доломит 33,82 17,49 1,81 0,69 45,1 98,91
29 Кавернозный доломит 33,54 17,55 2,19 0,79 44,9 99,16
30 Стилолитизированный известняк 52,64 0,57 3,36 0,97 41,7 99,24
31 Известковый доломит 44,61 10,43 1,04 0,39 42,7 99,17
Окончание табл.1
32 Крупнокристаллический известняк 54,65 0,45 1,04 0,38 42,2 98,72
34 Кристаллический известняк 54,46 0,56 2,15 0,83 41,2 99,2
42 Доломитизированный известняк 42,45 8,84 7,61 2,02 36,3 97,22
44 Доломитизированный глинистый известняк 40,01 5,79 17,0 6 2,71 31,6 97,17
45 Глинистый известняк с вкрапленным галенитом 41,43 7,51 7,85 2,38 36,7 95,87
46 Известняк с остатками моллюсков 55,28 0,41 0,49 0,09 43,1 98,88
48 Крупнокристаллические глинистые известняки 47,87 0,85 9,88 1,61 37,0 97,21
Примечание. Рентгеноспектральный анализ карбонатных пород выполнен в Институте геологии и геофизики НАНА. Аналитик И.Махмудов.
Такие же геотектонические позиции стратиформных свинцово-цинковых месторождений описываются в работах [4, 20, 19, 7, 11]. Интересно то обстоятельство, что вне рудного месторождения среди карбонатных пород известковые доломиты и доломитизированные известняки не были установлены. Одним словом, доломитовое составляющее карбонатных пород характерно для зоны распространения свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах [9, 15]. Этот фактор также важен для правильного толкования генезиса Гюмушлугского месторождения свинца и цинка. Рудоносные известняки и известковые доломиты имеют средне -крупнозернистую структуру с интенсивной стилолитизацией. В рудоносной карбонатной толще (надсланцевые и подсланцевые известняки) рудные залежи приурочены к ее верхней части в зоне контакта с глинистыми сланцами. Последние, играли экранирующую роль в процессе диагенети-ческого, отчасти катагенетического рудообразования.
В горизонте рудоносных карбонатных пород часто линзовидная, штокообразная, желвакообразная формы залегают и чередуются с безрудными некондиционными участками. Это также обусловлено диагенезом первичного рассеянного седиментационного рудного вещества. Жилы, составляющие месторождения, имеют довольно выдержанную мощность. Однако отмечаются отдельные пережимы до 0,05 м и раздувы более 2,5 м. Средняя мощность рудных тел в жилах - 0,8 м. Интервал между отдельными жилами колеблется от 20 до 100 м. Жильные рудные зоны прослеживаются на протяжении 400 - 500 м, однако оруденение в них носит прерывистый характер. Наблюдается чередование участков, имеющих промышленное содержание руд с некондиционными интервалами. Непрерывная протяженность отдельных участков с промышленным содержанием свинца в среднем составляет 40 - 80 м, протяженность без рудных и некондиционных участков в жильных зонах несколько превышает это расстояние. Жилы обычно прослеживаются на глубине 15 - 60 м от поверхности и только отдельные из них - на глубине до 120 - 150 м. Наблю-
даются случаи, когда рудные жилы секут тектонические нарушения. Все это создает трудности как при детальной разведке, так и при разработке месторождений.
Рудные залежи, представленные пластами рудоносных карбонатных пород, изменены на контакте с рудоконтролирующими разломами -кальцитизированы, доломитизированы, баритизированы с отдельными гнездами и рассеянной вкрапленностью галенита, реже сфалерита.
Пластовые карбонатно-рудные залежи интенсивно обогащены рудными минералами в верхах рудоносных известняков и в контактовых зонах с рудоконтролирующими разломами.
По мнению Б.Г.Каландарова [10], степень минерализации рудных залежей уменьшается по мере удаления от рудоконтролирующих разломов. В пластовых рудных залежах мощность наиболее обогащённых частей составляет в среднем 2,5 - 3 м. Длина их по простиранию равна 3 -6 м, только на некоторых участках они расширяются (увеличиваются) до 30 - 50 м. Протяженность их по простиранию доходит до 400 - 500 м. Угол падения пластов - до 10. 200.
Химико-минералогический состав Гюмушлугского стратиформного свинцово-цинкового месторождения
Химико-минералогический состав Гюмушлугских свинцово-цинковых руд изучен химическим, рентгенспектральным, рентгендифрак-тометрическим и минералографическим методами. Химический и минералогический состав этих руд характеризуется несложным простым однотипным химическим и минералогическим составом, который характерен для всех известных стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах (Миргалимсайский и Шалкинский в Казахстане, Пайн-Пойнт в Канаде и Миссисипи в США, Силезия-Краков в Польше).
Отдельно был изучен минералогический состав руд в пластовых залежах и секущих типов руд с субвертикальным падением. Оказалось, что в двух разных морфологических типах руд минералогический состав является простым и идентичным.
Рудовмещающими являются простые и доломитизированные известняки, залегающие над глинистыми и под глинистыми сланцами (рис. 2). Вдоль рудных залежей наблюдается баритизация и карбонатизация, а также галенит-сфалеритовая минерализация в виде отдельных гнезд, желваков, линз, а вкрапления распространены по всему простиранию, падению и мощности пластообразных залежей рудоносных известняков.
Участки с густой вкрапленностью содержания сфалерита достигают 10.14 % при среднем содержании цинка до 1,5 %, свинца - 2,5.3,4 %. При приближении к рудоконтролирующим разломам содержание обоих
металлов резко снижается. На месторождении околорудные изменения вмещающих пород распространены ограниченно.
Рис. 2. Геолого-литологический разрез и строение Гюмушлугского месторождения свинца и цинка через IV участок. Составлен Ч.М.Халифа-заде. В легенде: 1 - аллювиальные отложения; 2 - кварцевые песчаники; 3 - кварцевые алевролиты; 4 - мергели; 5 - известняки; 6 - доломи-тизированные известняки; 7 - некондиционные рудные тела в рудоносных карбонатных породах; 8 - кондиционные рудные тела в рудоносных карбонатных пародах; 9 - поисковые скважины; 10 - глинистые сланцы
Околорудные изменения в основном приурочены к приразломной зоне, где именно за счет динамометаморфизма установлено развитие доломитизации, баритизации, кальцитизации и окварцевания. Баритизация развита повсеместно. Нередко встречаются баритовые прожилки и линзы внутри рудных залежей. Широко развиты кальцитизация и доломитизация. Иногда встречается железистый доломит-анкерит, который образует тон-козернистные агрегаты.
Минеральный состав пластовых и жильных рудных залежей выражен галенитом (80.90 %), сфалеритом (10.15 %), пиритом (1.2 %) и незначительным количеством халькопирита, буланжерита, тетраэдрита, тенантита и аргентита, содержание которых не превышает 1 %.
Б.Г. Каландаров [10] среди рудных минералов выделяет четыре стадий рудообразования: 1) пиритовая; 2) галенит-сфалеритовая; 3) галенит-баритовая и 4) карбонатная.
Наиболее ранняя стадия - пиритовая, и ее продукты развиты вдоль даек и локальных разломов. Главный минерал пирит ассоциирует с халькопиритом, магнетитом, сфалеритом, доломитом и баритом. Основная масса галенит-сфалеритовых руд отлагалась во второй стадии вдоль межпластовых полостей и трещинных систем. Минеральный парагенез представлен галенитом, сфалеритом, халькопиритом, аргентитом, буланжери-том. После межрудных пластовых движений и раздробления ранее образованных рудных и жильных минералов минералы третьей стадии -галенит, барит, кальцит и реже пирит - отлагались из гидротерм. На заключительной четвертой стадии были образованы кальцитовые и доломитовые жилы с небольшим содержанием барита.
Таким образом, Б.Г.Каландаров считает, что в месторождении наблюдается вертикальная, стадиальная зональность, с чем из-за слабой аргументации трудно согласиться, и что с позиции осадочного генезиса стратиформных полиметаллических руд далеко от реальной действительности.
Галенит в рудах Гюмушлугского месторождения встречается в трех генерациях. В пластовых рудоносных карбонатных породах галенит имеет массивную текстуру и встречается в виде крупных изометрических зерен и всегда ассоциирует с пиритом. Галенит второй генерации ассоциирует с баритом и карбонатными минералами. Галенит третьей генерации в виде мелких вкраплений ограниченно распространен в жильной массе. Сфалерит образует идиоморфные кристаллы в пластообразных залежах рудоносных карбонатных пород. Он ассоциирует с галенитом и реже халькопиритом. Между тем содержание сфалерита в надсланцевых рудоносных известняках достигает 15.20 % общей рудной массы. Халькопирит имеет ограниченное распространение в рудоносной толще и находится в парагенезисе с пиритом, галенитом, сфалеритом. Пирит имеет очень ограничен-
ное распространение. Остальные рудные минералы встречаются фрагментарно и не имеют промышленного значения.
Свинцово-цинковые руды Гюмушлугского месторождения с позиции редкометальности имеют определенный интерес. По данным А.И. Донца, В.Д. Конкина [9] свинцово-цинковые руды в карбонатных толщах характеризуются следующими микроэлементами - серебро, германий, кадмий, индий и галлий.
В галенитах руд Гюмушлугского месторождения в виде элементов примесей обнаружены Оа, 1п, Та, Сё, Ag. В сфалеритах установлены Ag, Оа, Бп, N1, Т1, Со [28].
По количественному соотношению рудных и нерудных минералов на Гюмушлугском месторождении выделяются четыре минералогических типа руд: свинцовый, свинцово-цинковый, цинковый и баритовый. Первый из них характеризуется массивной, прожилковой, брекчиевидной, вкрапленной текстурой, а также крупно- и среднезернистой структурой. Для второго типа характерны массивная, полосчатая и гнейсовидная текстуры. Наличие последних в зоне рассланцевания свидетельствует о метасомати-ческом замещении пород в процессе динамометаморфизма.
В массивных рудах содержание свинца - 65. 70 %, цинка -12. 17 %, меди - до 0,5 %, стронция и бария - до 0,2 %. Стронций, видимо, связан с баритовой минерализацией, поскольку они имеют геохимические родственные связи. Свинцово-цинковые руды слагают средние и периферические части рудоносных горизонтов. Сфалеритовая минерализация ограниченная и занимает низкие горизонты рудоносной толщи. Слабое баритовое оруденение характерно для высоких горизонтов рудоносных известняков. В некоторых крупных свинцово-цинковых месторождениях в рудоносных карбонатных формациях среди сопровождаемых минералов вместо барита существенное место занимает флюорит (Сарданский рудный район, РФ, Миссисипский, США). В рудах Гюмуш-лугского месторождения не улавливаются даже следы флюорита. Это связано с тем, что в вышеуказанных полиметаллических месторождениях в составе эпитермальных металлоносных растворов вместо бария заметную концентрацию имел фтор, который в последующем обеспечил в них флю-оритовую минерализацию.
Если сравнить геолого-тектонические и минералого-геохимические классификационные типы свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах, разработанные Г.В. Ручкиным, А.И. Донцом [17, 18], то геолого-тектонические и минералого-геохимические типы Гюмушлугского месторождения в некоторой степени увязываются с Миргалимсайским на хр. Каратау. Однако в Гюмушлугском месторождении среди вмещающих пород вместо доломитов доминируют хемогенные известняки, а месторождение локализовано на пассивной континентальной окраине срединно-
го массива. Кроме того, в рудах Миргалимсайского месторождения отношение свинца к цинку варьирует в пределах 1:5 и 1:6.
Если взять минералого-геохимическую классификацию свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах, то и здесь минералогический состав руд Гюмушлугского месторождения пирит-баритовый, сфа-лерит-галенитовый, а ассоциация редких элементов Ag, Cd, Ga, Se, Te также носит индивидуальный характер. Вероятно, все это обусловлено вторичными процессами под действием эпитермальных металлоносных растворов и отчасти изменчивым значением физико-химических параметров Eh) иловых растворов в диагенезе карбонатных толщ.
Генезис Гюмушлугского месторождения свинца и цинка в свете геолого-седиментологических исследований
О генезисе Гюмушлугского месторождения свинца и цинка еще в прошлом столетии различными исследователями в разное время был высказан ряд воззрений. Однако все эти концепции очень сходны между собой и в конечном счете сводятся к выводам о его низкотемпературном гидротермальном происхождении. По данным А.В.Крижечковского [12] месторождение приурочено к породам среднего девона и связано с разломами северо-западного простирания. Генетически это месторождение им отнесено к эпитермальному типу верхней части криптобаталитовой зоны.
В 1952 году на Гюмушлугском месторождении были проведены детальные разведочные работы и подсчитаны запасы полиметаллических руд по высоким промышленным категориям, и рекомендовано строительство небольшой обогатительной фабрики.
В 1953 году Ш.А. Азизбеков провел детальную геологическую съемку в районе Шарурского антиклинория и полностью охватил зону распространения Гюмушлугского месторождения. В результате своих исследований он пришел к заключению, что по генезису Гюмушлугское месторождение является низкотемпературным гидротермальным [3]. Позже проведенные В.П.Феликсом дальнейшие работы [23] позволили по-новому оценить роль стратиграфического контроля оруденения. По его мнению, в сводовой части Гюмушлугской антиклинали залежи размещены в отложениях эйфельского яруса, а в крыльях - в известняках живетского яруса. Из рис. 3 ясно, что утверждение В.П.Феликса и др. палеонтологически не обосновано. В.П.Феликс и др. также считают, что Гюмушлугское месторождение имеет гидротермальное происхождение.
В.Н. Нагиев и И.А. Мамедов [16] обобщив всю геолого-тектоническую и минералогическую информацию по рудным месторождениям Нахчыванской АР, рассматривают генезис Гюмушлугского месторождения полиметаллов как стратиформное низкотемпературное гидротермальное.
Рис. 3. Вертикальный разрез по оруденелому пласту III Гюмушлугского
месторождения: 1 - надсланцевая толща известняков; 2 - сланцевая толща; 3 - подсланцевая толща известняков; 4 - оруденелый пласт
известняков
Авторами были изучены Гюмушлугское месторождение свинца и цинка и пространственно связанные с ними бокситовые проявления в бассейне реки Восточный Арпачай в период 1974-1977 и 1992-1993 гг. Были проведены дополнительно геолого-седиментологические и минералого-геохимические исследования, а также обобщены данные русских и английских источников по строению и генезису стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах Казахстана, РФ, Польши, Германии, США и Канадской Федерации [20, 8]
Структурный контроль действительно имеет место в Гюмушлуг-ском месторождении, т.е. рудные тела месторождения разрывными нарушениями сброс-надвигового типа разобщены на несколько блоков, и при этом рудоносная карбонатная толща была раздроблена, брекчирована, в результате и образовалась система трещин. На контакте рудных тел сульфиды свинца и цинка перераспределялись, образуя десятки секущих рудных жил. Все это произошло на второй и третьей стадиях рудообразова-ния.
На первичной стадии при образовании пластовых руд с линзовид-ной, вкрапленно-прожилковой текстурами влияние структурного фактора
почти не улавливается. Что касается влияния магматизма, где наравне с рудными телами встречаются диабазово-базальтовые дайки, которые прорезают средне-верхнепалеозойские отложения и являются юрскими, то они никак не могли участвовать в гидротермальном процессе.
Метасоматические изменения рудоносных известняков происходят лишь на контакте тектонических нарушений с рудными телами и вмещающими породами. В результате контактового динамометаморфизма на локальных участках происходит кальцитизация, доломитизация, окварцева-ние и баритизация. Эти процессы имеют местный характер и никак не могут играть роль метасоматического контроля оруденения.
Рассматриваем седиментационно-диагенетический генезис Гюмуш-лугского месторождения свинца-цинка, исходя из следующих критериев: в строении месторождения очень ясно виден стратиграфический контроль; рудоносная толща и последующие жильные зоны целиком укладываются в объеме живетского яруса среднего девона. Утверждения некоторых исследователей об участии в оруденении эйфельских отложений среднего (Феликс и др., 1980), и франкского верхнего девона [10] являются палеонтологически не обоснованными.
Однотипность и простота может быть объяснена минералогическим составом рудных тел - галенит, сфалерит, пирит, барит; сопутствующие -халькопирит, халькозин, кавелин, аргентит и т.д. Интересно, что рудные жилы, вертикально секущие рудоносные толщи и жильные зоны, также имеют идентичный минералогический состав.
Если бы руды Гюмушлугского месторождения являлись продуктом деятельности гидротермальных растворов, то наблюдалась богатая сульфидная минеральная ассоциация всех тяжелых металлов с участием нерудных минералов - каолинит, накрит, цеолиты, хлорит, гипс, кварц, ярозит и др. В действительности этого нет, и при осадочном рудогенезе в образовании Гюмушлугского месторождения не может участвовать сложная ассоциация сульфидных и сопутствующих минералов.
В связи с этим следует указать гидрогенную концепцию Г.В. Руч-кина и др. [18] об образовании свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах, которая фактически является модификацией гидротермального процесса и никак не увязывается с фактом повсеместной локализации свинцово-цинковых руд преимущественно в доломитах.
Очевидно, что в Гюмушлугском месторождении пластовые и жильные руды в карбонатных породах являются продуктами разных стадий ру-дообразования и у них временные пространственные связи весьма различны.
По Ш.А. Азизбекову, среднедевонская карбонатная толща два раза подвергалась деятельности гидротермальных растворов, временная разница составляет несколько миллионов лет. В этом случае допущение идентичности минералогического состава различных стадий минерализации
как продукта деятельности гидротермальных растворов не состоятельно. Теоретически при гидротермальном генезисе рудных залежей Гюмушлуг-ского месторождения сульфидный минеральный состав руд и сопутствующих минералов должен быть богатым и разнообразным, а в реальности в рудных залежах наблюдается обратная картина.
Широкое развитие линзообразных, пластовых, гнездоподобных и лентообразных рудных залежей при второстепенной роли желвакообраз-ных и сложных по морфологии рудных тел явно указывает на их осадочное происхождение. Подчиненное количество жильных и массивных руд при широком распространении прожилково-вкрапленных текстур в рудах Гюмушлугского месторождения неслучайно; оно, прежде всего, носит генетическую нагрузку и указывает на их диагенетическое происхождение. Именно при раннем диагенезе в рудоносных карбонатных осадках в иловом растворе при относительно невысоком значении Eh образовались многочисленные центры кристаллизации сульфидов тяжелых металлов, которые впоследствии способствовали образованию вкрапленной текстуры руд. А прожилковая текстура связана с поздней стадией осадочного рудо-образования, которая будет основательно рассмотрена в последующем изложении результатов исследования. Рудные пласты зачастую не имеют сплошного характера. Часто состоят из отдельных крупных линз, разобщенных безрудных участков, где рудные элементы имеют повышенный геохимический фон, несколько превышающий их кларковое содержание. Образования крупных линз в рудоносном пласте, разобщенных безрудными участками, являются первичной текстурой свинцово-цинковых руд, возникающих в результате диагенеза, где в первичных карбонатных осадках разрозненные центры кристаллизации тяжелых сульфидных минералов из-за создавшейся благоприятной геохимической среды под действием кристаллизационной силы стягивались в единое пространство и образовывали рудные линзы. При этом между линзами за счёт стягивания рудных элементов формировались безрудные участки с повышенным геохимическим фоном тяжелых металлов.
Таким образом, вышеуказанные признаки явно свидетельствуют об осадочном рудогенезе Гюмушлугского свинцово-цинкового месторождения. С позиции осадочного рудогенеза в строении рудных залежей Гюмушлугского месторождения намечается три стадии рудообразования. Первая стадия соответствует седиментогенезу, когда рудные элементы осаждались в карбонатных солях вместе с карбонатами кальция и магния и находились в рассеянном, диффузионном состоянии. Эту же стадию, как мы выше вкратце отметили, можно назвать диагенетической, поскольку благодаря диагенезу известковистых осадков образовались пластовые руды с линзообразной, прожилково-вкрапленной текстурой. На второй стадии, когда рудоносные карбонатные пласты вместе с вмещающей их тер-ригенно-сланцевой толщей погружались в определенный интервал
глубины, где за счет высоких термобарических условий и вертикального стресса с участием горячих элизионных подземных вод вновь произошло перераспределение рудных компонентов, они заполнили трещины, межпластовые и карстовые пустоты и образовали массивную руду и отчасти секущие рудоносные известняки, вертикальные жильные зоны.
Для понимания осадочного рудогенеза очень важно и нужно выяснить источник металлов, которые приносились речной сетью и накопились в виде карбонатных солей в первичных известковых осадках.
Для этого необходимо взглянуть на палеогеографию позднего-среднего девона Шарурской палеовпадины и прилегающих к ней регионов со стороны Приаракской зоны и Зангезурского микроконтинента (рис. 4).
& МгШзШИбИб Г~ ¡7 Мя РНд^Щм УЯЛ ц
©12 -Н13 ф 14 615 Ф16 ¿5>17 Ъ18 & 19 ¿¡>20 (321
Рис. 4. Литолого-палеогеографическая карта поздне-среднедевонских отложений Нахчыванской АР и прилегающих к ней регионов.
М -1: 500000
Палеотектоническую позицию Шарурского массива, в состав которого входит Гюмушлугское месторождение, следует рассматривать как Шарурскую палеовпадину, находившуюся на пассивной окраине Зангезур-ского микроконтинента. Третья стадия является тектонической и связана с ранней фазой альпийского тектогенеза. Здесь средне-верхнепалеозойский терригенно-сланцево-карбонатный комплекс является осадочным чехлом древней субплатформы. Фактически Гюмушлугское месторождение размещено в осадочном чехле древней субплатформы. Рассмотрение средне-
верхнепалеозойских отложений как осадочного чехла древней субплатформы имеет следующие доказательства.
1. Фациальные обстановки:
1 - литоральная фация оолитовых известковых осадков;
2 - сублиторальная фация известковых осадков с богатой фауной беспозвоночных и простейших;
3 - эпинеритовая фация песчано-глинисто-известковых осадков -верхняя часть шельфа;
4 - интернеритовая фация - нижняя часть шельфа;
5 - фация доломитово-известковых осадков полузамкнутых лагун.
2. Палеографические обстановки:
6 - верхняя часть шельфа;
7 - нижняя часть шельфа;
8 - Зангезурско-Кафанский микроконтинент - низкогорье;
9 - Иранская эпибайкальская платформа - низкогорье;
10 - Нахчыванский палеоподъем (палеовыступ);
11- полузамкнутые лагуны и заливы;
12 - изученные разрезы среднего девона.
Дополнительная легенда
13 - направление сноса терригенно-глинистого материала;
14 - месторождения и проявления полиметаллов на континентах с байкальским основанием;
15 - моллюски;
16 - брахиоподы;
17 - мшанки;
18 - кораллы;
19 - остракоды;
20 - фораминиферы;
21 - ориентировочные границы фациальных и палеографических обстановок.
1. Мощность отложений всех ярусов средне-верхнепалеозойского комплекса сильно сокращена.
2. В строении палеозойских отложений доминируют карбонатные
толщи.
3. В разрезах средне-верхнепалеозойских отложений и в строении рудовмещающих и подстилающих терригенно-сланцево-карбонатных толщ полностью отсутствуют хотя бы пространственные выходы плутони-тов и вулканитов.
Фундамент Иранской эпибайкальской платформы на юге и Зан-гезурский микроконтинент на севере имеют байкальскую консолидацию [24].
Рассматриваемый объект - Шарурский массив имел субплатформенный тектонический режим и как межгорная впадина формировался между двумя древними массивами.
На востоке фундамент молодой Нахчыванской впадины, также имеющий байкальское основание (Азизбеков, 1961), начиная со среднего эоцена начал погружаться. Допускаем, что в среднедевонской эпохе Байкальский фундамент Нахчыванской впадины был дополнительной областью денудации и фактически разобщил тропический среднедевонский бассейн на две самостоятельные впадины - на западе Шарурскую и на востоке Джульфинскую (рис. 4). Байкальский фундамент был сложен докем-брийскими метаморфическими породами - кристаллическими сланцами, филлитами и гнейсами.
Широкое распространение стратиформных свинцово-цинковых месторождений в среднедевонских отложениях на южном древнем склоне Иранской эпибайкальской платформы и наличие этих же руд на южном древнем склоне Зангезурского микроконтинента позволяют нам допустить распространение в осадочном чехле Байкальского фундамента целого ряда проявлений и месторождений полиметаллов. Допускаем, что в среднеде-вонское время рельеф Байкальского фундамента был ступенчатый. Прибрежная часть имела преимущественно равнинный рельеф, а выше огромную площадь занимало низкогорье (рис. 4).
Климат в морском среднедевонском бассейне на территории Байкальского фундамента был тропическим, то есть теплым и влажным. Об этом свидетельствует распространенная в разрезе среднего девона в пос. Данзик, Гюмушлуг, Мюнхбалаоглы, Садарак мощная карбонатная толща, разобщенная пачками песчано-сланцевых пород, в которых были установлены остатки брахиопод, криноидей, мшанок и четырех лучевых кораллов. В самих разрезах рудоносных карбонатных пород и вмещающих их глинистых сланцах вышеупомянутые стеногалинные формы почти не встречаются, а доминируют створки маллюсков и острокод. Отсюда можно сделать вывод, что территория распространения рудоносных карбонатных пород и секущих жильных зон была изолирована от основной части среднедевонского бассейна. Эта территория представляла собой небольшие аккумулятивные формы в виде полуизолированных подводных лагун и заливов. Наличие в карбонатной толще оолитовых, биоморфных известняков однозначно указывает на мелководные условия их образования. Фактически карбонатные породы принадлежат к литоральной, сублиторальной морской фации, а глинистые сланцы образовались в эпинеритовой зоне (рис. 4).
В условиях тропического климата среднего девона в осадочном чехле микроконтинента полиметаллические месторождения и проявления подвергались интенсивному химическому выветриванию. Сульфиды тяжелых металлов быстро окислялись с образованием серной кислоты, которая в последующем диссоциировалась на Н+ и Б042-. Анион Б042- соединялся с тяжелыми металлами Си, РЬ и 7п, образуя их сернокислые соли, которые характеризуются большой растворимостью в природных водах. Вынос этих металлов и их транспортировка реками в бассейны конечного стока реализовался в виде СиБ04, РЬБ04 и 7пБ04. При поступлении Си, РЬ и 7п в среднедевонский бассейн произошла их дифференциация по степени подвижности в зоне гипергенеза в зависимости от значения РН среды транспортировки и седиментации. При этом СиБ04 разлагается при рН=6.65. Поэтому его осаждение может происходить в низовьях рек, в зоне дельты и реже в литорали. Геохимическая подвижность этих элементов в зоне гипергенеза установлена в следующей схеме - Си ^РЬ^ 7п. Среди этих тяжелых металлов цинк является наиболее подвижным. Поэтому РЬБ04 становится неустойчивым и осаждается при рН=7.0. Эта нейтральная среда может быть в подводной части дельты, либо же в зоне литорали или сублиторали. В более глубокой и эпинеритовой зоне бассейна происходит разложение и осаждение 7пБ04, поскольку для его разложения требуется значение рН=7.
5. После транспортировки тяжелых металлов в виде сернокислых солей на границе среднедевонского бассейна происходит разложение и образование карбонатных солей (СиС03, РЬС03, 7пС03), которые труднорастворимы и осаждаются на дно среднедевонского бассейна вместе с карбонатными солями кальция и магния.
Было отмечено, что при транспортировке Си, РЬ и 7п речными водами в виде сульфатов на границе суши и моря происходит дифференциация этих металлов в зависимости от рН среды. Обычно речные воды в независимости от нахождения их в зоне гумидного и аридного литогенеза имеют кислую и слабокислую реакцию. Допускаем, что рудные металлы транспортировались только в истинных растворах. В зоне морского бассейна СиБ04 разлагается и выпадает в виде карбонатных солей. Даже при аридном климате эта зона характеризуется известково-терригенными осадками. Поэтому крупные стратиформные осадочные месторождения меди локализуются в пестроцветных терригенных отложениях. В качестве примера можно указать Джезгазганское месторождение, медистые песчаники Менсфельда и месторождения медистых песчаников Мидленда, Аппалачей США и т.д.
В отличие от меди РЬ и 7п накапливаются в карбонатных толщах в известняках и доломитах, что вполне закономерно, ибо для осаждения РЬ и 7п в виде карбонатных солей требуются нейтральная и щелочная реакции среды. Такая среда встречается в тропических бассейнах или в водоемах
аридного или субаридного климата. Поэтому источник свинца и цинка связан с химическим выветриванием их месторождений и проявлений в осадочном чехле Зангезурского микроконтинента.
Выше было отмечено, как эти элементы выносятся из древней коры выветривания месторождения и транспортируются в водоемы конечного стока. Крупные мировые свинцово-цинковые месторождения преимущественно локализовались в доломитах, которые могут выпадать в осадок при повышенной солёности водоемов, в частности S=>5%. Такие бассейны могут быть изолированы и находятся в зонах аридного, и отчасти субаридного климата. В этих бассейнах только карбонаты Ca и Mg имеют высокую концентрацию и оседают в осадок. Поэтому крупные месторождения свинца и цинка неслучайно локализуются в доломитах. А доломиты интенсивно накапливаются лишь в водоемах повышенной солёности, которые могут быть изолированными бассейнами в зоне лагун и заливов аридного климата. На дне лагун и заливов карбонатные соли свинца и цинка вместе с другими карбонатами непрерывно осаждаются в стадии седиментогенеза. Они в осадках среднедевонского бассейна находились в рассеянном, диффузном состоянии.
На этой стадии накопления свинца и цинка не может идти речи об их месторождении. Как раз Гюмушлугское месторождение на стадии диагенеза преобразовалось из рассеянных скоплений металлов в пластообраз-ные рудные тела. В пос. Гюмушлуг и на самом месторождении известняки и известковые доломиты имеют черную окраску и богаты органическим веществом. На стадии раннего диагенеза известковых осадков за счет разложения органического вещества Eh среды становится восстановительной. При этом большое содержание SO42- восстанавливается, и одновременно в иловой воде накапливается H2S, который диссоцируется на Н+^2-. Находят в иловой воде, Pb и Zn в ионной форме быстро соединяются с сульфидами и образуют трудно растворимые PbS и ZnS. При этом имевшиеся в известковых осадках Fe2+', Mn2+ не могут образовать свои сульфиды, поскольку сульфиды этих металлов по сравнению с PbS и ZnS легкорастворимые.
В стадии диагенеза за счет образовавшихся в карбонатных осадках сульфидов в контрастной геохимической среде происходит перераспределение тяжелых сернокислых соединений металлов. Все сульфиды стягиваются в благоприятный для них геохимический центр. В дальнейшем скоплению и концентрации свинца и цинка в осадках способствуют центры кристаллизации. В результате диагенеза и перераспределения сульфидов свинца и цинка в карбонатных осадках в известняках, известковых доломитах образовались пласты, линзы свинцово-цинковых руд с прожилково-вкрапленной текстурой.
В Гюмушлугском месторождении основным рудным минералом является галенит, а Zn из-за геохимической активности его сульфида -
сфалерита - принимает участие в руде в незначительном количестве (10. 15 %). Мы допускаем, что это связано с мелководным условием образования карбонатных осадков (литоральные и сублиторальные фации). Именно в зоне гипергенеза подвижность свинца намного ниже цинка, к тому же его сульфидные соли разлагаются в нейтральной среде водородного показателя. Именно, в таких фациальных условиях в подсланцевом горизонте произошло полное осаждение свинца в виде карбоната. И эти фациальные условия были неблагоприятны для цинка. Частичное вхождение цинка в состав осадка обусловлено смещением сульфидов цинка в открытую часть бассейна седиментации.
Теперь рудные пласты образовались в известняках в нижней части надсланцевого горизонта. В подсланцевом известняке рудные пласты образовались в его верхах на контакте со сланцами. Ш.А.Азизбеков (Азиз-беков, 1961) это явление в рудообразовании объясняет экранирующей ролью сланцев. Фактически предлагается совсем другая концепция образования рудоносного пласта в верхней части известняков. В стадии седиментогенеза сланцы (глины) на контакте с рудоносными известняками частично были обогащены сульфидами свинца и цинка. Именно при диагенезе образовались центры кристаллизации в контактовой зоне известняков, которые способствовали миграции и стяжению сульфидов из контактной зоны сланцев. Поэтому сульфидная руда формировалась в верхней части известняков. В сланцах между рудоносными известняками встречаются крупные кристаллы и вкрапленники галенита, что подтверждает нашу концепцию об образовании рудных пластов на контакте со сланцами на стадии диагенеза.
Причины слабого оруденения свинца и цинка в надсланцевом рудном известняке Гюмушлугского месторождения обусловлены тем, что в этом известняке содержание галенита уменьшается, а концентрация сфалерита превышает 20 %, что связано с образованием доломитизированных известняков в более глубокой зоне рудоносного бассейна, вернее, в верхней периферийной части эпинеритовой зоны. Именно здесь произошла дифференциация РЬ и 7п в зависимости от рН среды и с учетом большей подвижности цинка по сравнению со свинцом. Поэтому в надсланцевом рудном горизонте произошло уменьшение содержания галенита и некоторое увеличение такового сфалерита, в связи с благоприятной геохимической средой в эпинеритовой фации.
Гюмушлугское стратиформное свинцово-цинковое месторождение прошло долгий, сложный путь развития. Выше мы отмечали, что процесс формирования свинцово-цинкового оруденения включил в себя две большие стадии локализации в карбонатной толще: седиментолого-диагенетическую и катагенетическую. Для каждой стадии характерны структурно-текстурные типы руд, ассоциации рудообразующих минералов и соответствующие редкометальные примеси. В настоящее время свинцо-
во-цинковые руды и вмещающие их песчано-сланцевая и карбонатная толщи находятся в зонах апокатагенеза (по Н.Б.Вассоевичу) и метагенеза, а местами улавливаются признаки регионального метаморфизма. Об этом свидетельствуют интенсивная перекристаллизация карбонатов и руд, окварцевание кварцевых песчаников, развитие стилолитизации в карбонатных породах и сланцах. В карбонатных породах отмечаются многочисленные кальцитовые, доломитовые жилы с крупными кристаллами кальцита и доломита.
Шарурская палеовпадина, несмотря на субплатформенный режим ее развития, вследствие каледонского и герцинского тектогенезов стала погружаться в зону высоких давлений и температур (Т=70-200 0С и Р=1500...2000 ат.). В этой зоне скрытокристаллические известняки за счет перекристаллизации стали средне- и крупнокристаллическими карбонатами, а глины превратились в глинистые сланцы, за счет сжатия из глин и известняков освободилась элизионная вода (по В.Н. Холодову) сульфатно-хлоридного состава. Под высоким литостатическим давлением PL известняки стали деформироваться с образованием систем трещин. Сульфидные минералы рудных тел и минералы вмещающих пород под давлением и температурой начали растворяться и перераспределяться. Прожилковая, желвакообразная и брекчевидная текстуры как раз образовались тогда, когда рудные тела и вмещающие породы опустились в зону высокого давления и температур. Однако рудный процесс этими преобразованиями не завершился.
Примерно в позднем триасе и ранней юре в результате ранней фазы альпийского тектогенеза песчано-сланцево-карбонатная толща девона вследствие надвиго-сборосовых дислокаций стала деформироваться, раздробляться, брекчироваться. Рудоносные карбонаты были раздроблены на несколько блоков, а их контакты с разломами и сбросовыми сдвигами превратились в арену преобразования и перераспределения рудных компонентов за счет стресса и динамометаморфизма. Как раз в это время благодаря динамометаморфизму и с участием горячих элизионных подземных вод растворенные рудные вещества были инфильтрованы в пустоту и трещинную систему, секущие рудоносные известняки образовали несколько десятков жильных зон, имеющих крутое вертикальное падение.
Так завершилось длительное образование свинцово-цинковых руд в Гюмушлугском месторождении. Гюмушлугское месторождение по размеру и масштабу рудной минерализации невелико, поскольку лагуны, куда сносились рудные компоненты и формировалось месторождение, находятся ориентировочно на площади 10 км2 с включением площадей Данзигско-го и Садаракского рудопроявлений. Источники металлов также связаны с эрозией небольших месторождений и проявлений полиметаллов на осадочном чехле Зангезурского микроконтинента.
Заключение
1. В целом формирование рудных залежей Гюмушлугского месторождения прошла сложный и длительный путь, исчисляемый сотнями миллионов лет. Авторам удалось установить три стадии рудообразования: 1 - седиментолого-диагенетическая; 2 - катагене-тическая с участием горячих высокоминерализованных хлоридно-сульфатно-кальциево-магние-вых элизионных подземных вод; 3 - тектоническая. На границе позднего триаса и ранней юры произошла ранняя альпийская фаза тектогенеза, которая отразилась в структурах средне-верхнепалеозойских отложений Ша-рурского массива и рудоносных известняков, а также вмещающих песча-но-сланцевых толщ. Рудоносная толща была разбита на отдельные блоки, а на контакте с рудными телами за счет динамометаморфизма произошло растворение и переотложение рудного вещества и вследствие этого появились десятки крутопадающих жильных зон.
2. При влажном тропическом климате среднего девона на осадочном чехле фундамента Зангезурского микроконтинента существовавшие сульфидно-полиметал- лические месторождения и проявления подвергались окислению и гидролизу. При этом освобожденные тяжелые металлы слегка соединились с Б042- и образовали СиБ04, РЬБ04 и 7пБ04, которые имели большую растворимость и в незначительном количестве были вынесены водой из зоны окисления и переброшены в речную сеть. Сернокислые соли Си, РЬ и 7п транспортировались речной сетью в водоем конечного стока.
3. Карбонатные соли свинца и цинка накопились в слабо изолированных частях (лагуны и заливы) среднедевонского бассейна с повышенной соленостью (8>4,5...5 %). В процессе раннего диагенеза органические вещества карбонатных осадков под действием свободного и связанного кислорода окислялись с генерацией С02. Когда кислород был полностью израсходован, при этом значение ЕЙ иловой воды резко упало, анион Б042-полностью был восстановлен до Б2-, который соединяясь с Н+ образовал сероводород И2Б. После диссоциации И2Б тяжелые металлы (РЬ2+, 7п2+) воссоединились с сульфид-анионом, образовав трудно растворимые соли тяжелых металлов РЬБ, 7пБ. В этой геохимической обстановке Бе2+ и Мп2+ не образовывали сульфидные соли, поскольку для их образования требуется более низкое значение ЕЙ и к тому же эти металлы по сравнению с сульфидами РЬ и 7п легкорастворимые.
4. В позднем диагенезе в результате дегидратации и уплотнения карбонатных осадков в их отдельных точках сложилась контрастная благоприятная геохимическая среда для преобразования и перераспределения рассеянных кристаллов сульфидов свинца и цинка. В этом позднедиагене-тическом процессе рудообразования по вышеуказанной причине в двух горизонтах - надсланцевом и подсланцевом рудоносных известняках, доло-
митах образовались пластообразные, линзообразные и гнездообразные рудные тела с прожилково-вкрапленной текстурой.
5. В результате герценского тектогенеза Шарурский массив вместе с рудоносными известняками опустился в зону высоких давлений и температуры (РТ). При этом рудные тела и минералы карбонатной толщи под действием высокого давления (PL=1800...2000 аtm) и температуры Т=70...200 °С стали перекристаллизовываться с образованием крупных кристаллов сфалерита, галенита, кальцита, кварца, доломита. Под влиянием термобарических факторов среды во всех литологических типах пород, в том числе в карбонатах, произошел процесс стилолитизации с образованием прожилок галенита, кальцита и реже доломита. Нередко наблюдается заполнение стилолитовых швов крупнокристаллическим галенитом.
Список литературы
1. Абдуллаев Р.Н. Петрологические и металлогенические особенности мезозойского вулканизма Малого Кавказа. Элм.: Баку, 1965. 140 с.
2. Азизбеков Ш.А.Геология Нахичеванской АССР. Госгеолтехиз-дат: Москва, 1961. 502 с.
3. Азизбеков Ш.А., Гухман Н.Е., Керимов А.Д. Гюмушлугское свинцово-цинковое месторождение // Геология Азербайджана. Рудные полезные ископаемые. Изд. АН Азерб.ССР. Баку, 1961. С. 219-228.
4. Архангельская В.В., Вольфсон Ф.И. Геотектоническая позиция и систематика стратоформных свинцово-цинковых месторождений. М.: Наука: 1977. 750 с.
5. Геология Азербайджана. Полезные ископаемые. Баку: Нафта-Пресс: 2003. Т. VI. 577 c.
6. Геология СССР. Азербайджанская ССР. Полезные ископаемые. М.: Недра,1976. Т.47. 407 с.
7. Гриненко Л.Н. Изотопный состав серы, углерода и свинца руд и рудовмещающих пород. Стратиформные свинцово-цинковые месторождения в отложениях венда юго-восточной Якутии. Наука: Новосибирск, 1979. 232 с.
8. Дистанов Э.Г. Генетические модели стратиформных месторождений свинца и цинка. Новосибирск: Наука, 1991, 130 с.
9. Донец А.И., Конкин В.Д. Геолого-промышленные типы и региональные геологические особенности стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах // Отечественная геология: 2017. № 6. С. 31-39.
10. Каландаров Б.Г. Геолого-структурные особенности и условия формирования руд стратиформной формации Малого Кавказа (на примере Гюмушлугского месторождения). Вестник Бакинского университета, 2008. Сер. «Естественные науки». №. 3. С. 156-163.
11. Конкин В.Д., Донец А.И., Ручкин Г.В. Минералого-геохимические типы и региональные геологические особенности страти-формных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах // Отечественная геология. 2018. № 4. С. 52-62.
12. Крижечковский А.В. Гюмушлугское свинцово-цинковое месторождение Шарурского уезда Нахичеванской АР //Изд-во Глав. геол.развед. управления. 1931. T. I. Вып. 5. 56 с.
13. Левен Е.Я. О бокситах в Нахичеванской АССР и их возрасте. Изв. Вузов: Геология и разведка. 1973. № 12. С. 172-173.
14. Минерально-сырьевые ресурсы Азербайджана Озан. Баку, 2005.
807 с.
15. Михайлова Ю.В., Панкратьев П.В. Рудные формации страти-формных свинцово-цинковых месторождений Узбекистана. Ташкент: Изд-во ФАН: Уз. ССР, 1981. 252 с.
16. Нагиев В.Н., Мамедов И.А. Полезные ископаемые Нахчыван-ской Автономной Республики. Ширваннешр. Баку, 2009. 276 с.
17. Ручкин Г.В., Донец А.И. Стратиформные свинцово-цинковые месторождения в карбонатных толщах. ЦНИГРИ. М., 2002. 360 с.
18. Ручкин Г.В., Донец А.И. Гидрогенная концепция формирования рудообразующих систем стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах // Фундаментальные проблемы геологии месторождений полезных ископаемых и металлогении. М.: МГУ, 2010. С. 93106.
19. Скрипченко Н.С. Классификация стратиформных свинцово-цинковых месторождений на литолого-фациальной основе // Геология рудных месторождений. 1979. № 6. С. 3-16.
20. Геология и генезис стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных породах хребта Каратау / В.П. Стеценко [и др.]. М.: Недра,1989. 115 с.
21. Страхов Н.М. Диагенез осадков и его значение для осадочного рудообразования // Изв. АН СССР. 1953. Сер. «Геология». № 5. С. 150-167.
22. Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. М.: Изд-во АН СССР, 1962. Т. III. 558 с.
23. Новые данные по геологии Гюмушлугского рудника / В.П. Феликс, И.А. Гречишников, Е.С. Левицкий, Н.Н. Нагиев // Изв. вузов: Геология и разведка, 1980. № 2. С. 68-73.
24. Хаин В.Е. Основные структурные комплексы Ближнего и Среднего Востока // Изв. вузов: Геология и разведка, 1972. № 2. С. 3-13.
25. Новые данные о строении и генезисе бокситоносной толщи На-хичеванской АССР / Ч.М. Халифа-заде [и др.] // Ученые записки АГУ. 1976. Сер. Геолого-географическая. № 5. С. 35-46.
26. Халифа-заде Ч.М., Ахундов В.Д., Бабаев И.А. К литологии пермской бокситоносной толщи Нахичеванской АР // Изв. Азерб. ССР. Сер. «Науки о Земле». 1981. № 3. С. 12-19.
27. Халифа-заде Ч.М., Ахундов В.Д., Бабаев И.А. Минералогия и генезис бокситовых пород Нахичеванской АССР. Баку: Элм, 1986. 156 с.
28. Редкие элементы Гюмушлугского месторождения свинцово-цинковых руд / Г.Х. Эфендиев [и др.] // Геохимия редких элементов. Баку: Изд-во АН Азерб. ССР, 1966. С. 73-79.
29. Geology and Mineral Resources of Azerbaijan. United Nations. New York, 2000. 216 р.
Халифа-Заде Чингиз Музаффар, д-р геол.-мин. наук, проф., chingiz1931@,gmail.com, Азербайджанская Республика, Баку, Азербайджанский государственный университет нефти и промышленности,
Эфендиева Зарифа Джахангир, д-р наук, доц., [email protected], Азербайджанская Республика, Баку, Азербайджанский государственный университет нефти и промышленности,
Валиев Нияз Гадым, д-р техн. наук, проф., [email protected], Россия, Екатеринбург, Уральский государственный горный университет
NEW DATA ON THE GENESIS OF THE GYUMUSHLUG LEAD AND ZINC DEPOSIT OF THE NAKHCHIVAN AR, AZERBAIJAN
Ch. M. Khalifazade, Z. J. Efandiyeva, N. G. Valiyev
As a result of long-term geological and sedimentological investigation of the Gyumushlug stratiform lead and zinc deposit in the carbonate strata of the Middle Devonian and study of the geological structure of the Sharur massive of the territory and adjacent areas, it became possible to develop its sedimentary ore genesis. The source of metals for the formation of the deposit was not hypothetical hydrothermal solutions, as was confirmed by previous researchers, but polymetallic deposits and manifestations developed on the Baikal basement of the Zangezur microcontinent.
The formation of ore deposits of the Gyumushlug tested a difficult and long path, amounting to several hundred million years. Three stages of ore formation were established: sedimento-logical-diagenetic; catagenetic with the participation of hot highly mineralized chloride-sulfate-calcium-magnesium groundwater; tectonic, which manifestate on the border of the Late Triassic and Early Jurassic as a result of the activation of the Early Alpine phase of tec-togenesis. At the same time, the Paleozoic deposits of the Sharur massif, ore-bearing limestones and the sand-shale strata containing them were exposed to crumpling and disjunctive dislocations. The ore-bearing stratum was divided into separate blocks, and on their contact with ore bodies, due to dynamometamorphism, dozens of steeply dipping and secant vein zones were formed, the formation of which is associated with the early phase of alpine tecto-genesis, as a result of which the long-term sedimentary ore process at the Gyumushlug deposit was completed.
Key words: diagenesis, sedimentary ore genesis, microcontinent, catagenesis, Middle Devonian, paleogeography, Sharur massive.
Reference
1. Abdullaev R.N. Petrological and metallogenic features of Mesozoic volcanism of the Lesser Caucasus. Elm.: Baku, 1965. 140 p.
2. Azizbekov Sh.A. Geology of the Nakhichevan ASSR. Gosgeoltehizdat: Moscow, 1961. 502 p.
3. Azizbekov Sh.A., Gukhman N.E., Kerimov A.D. Gumushlug lead-zinc deposit. In: Geology of Azerbaijan. Ore minerals. Publishing house of the Azerbaijan SSR. Baku, 1961. pp. 219-228.
4. Arkhangelskaya V.V., Wolfson F.I. Geotectonic position and systematics of stratoform lead-zinc deposits. Nauka: Moscow, 1977. 750 p.
5. Geology of Azerbaijan. Minerals. Nafta Press: Baku, 2003. Vol. VI. 577 p.
6. Geology of the USSR. Azerbaijan SSR. Minerals. Nedra: Moscow, 1976. Vol.47.
407 p.
7. Grinenko L.N. Isotopic composition of sulfur, carbon and lead of ores and ore-bearing rocks // Stratiform lead-zinc deposits in Vendian deposits of southeastern Yakutia. Science: Novosibirsk, 1979. 232 p.
8. Distanov E.G. Genetic models of stratiform deposits of lead and zinc. Science: Siberian Branch, Novosibirsk, 1991, 130 p.
9. Donets A.I., Konkin V.D. Geological and industrial types and regional geological features of stratiform lead-zinc deposits in carbonate strata. Russian Geology: 2017. No. 6. pp. 31-39.
10. Kalandarov B.G. Geological and structural features and conditions of ore formation of the stratiform formation of the Lesser Caucasus (on the example of the Gumushlug deposit). Baku: Bulletin of Baku University, 2008. Ser. Natural Sciences. No. 3. pp. 156-163.
11. Konkin V.D., Donets A.I., Ruchkin G.V. Mineralogical-geochemical types and regional geological features of stratiform lead-zinc deposits in carbonate strata // Domestic geology. 2018. No. 4. pp. 52-62.
12. Krizhechkovsky A.V. Gumushlug lead-zinc place-the birth of the Sharur district of Nakhichevan Autonomous Republic //Edition of Chapters. geol.intelligence. management. 1931. T. I. Issue 5. 56 p.
13. Leven E.Ya. About the Bauxites in the Nakhichevan ASSR and their age. Izv. Universities: Geology and exploration. 1973. No. 12. pp. 172-173.
14. Mineral resources of Azerbaijan Ozan. Baku: 2005, 807 p.
15. Mikhailova Yu.V., Pankratiev P.V. Ore formations of stratiform lead-zinc deposits of Uzbekistan. FAN Publishing House: Uz. SSR. Tashkent, 1981. 252 p.
16. Nagiyev V.N., Mammadov I.A. Minerals of the Nakhchivan Autonomous Republic. Shirvanneshr. Baku: 2009. 276 p.
17. Ruchkin G.V., Donets A.I. Stratiform lead-zinc deposits in carbonate strata. TsNIGRI: Moscow, 2002. 360 p.
18. Ruchkin G.V., Donets A.I. Hydrogenic concept of formation of ore-forming systems of stratiform lead-zinc deposits in carbonate strata. In: Fundamental problems of geology of mineral deposits and metallogeny. MSU. Moscow, 2010. pp. 93-106.
19. Skripchenko N.S. Classification of stratiform lead-zinc deposits on a lithological-facies basis // Geology of ore deposits, 1979. No. 6. pp. 3-16.
20. Geology and genesis of stratiform lead-zinc deposits in carbonate rocks of the Karatau ridge / V.P. Stetsenko [and others]. Nedra: Moscow, 1989. 115 p.
21. Strakhov N.M. Sediment diagenesis and its significance for sedimentary ore formation // Izv. AN USSR. 1953. Ser. Geologiya. No. 5. pp. 150-167.
22. Strakhov N.M. Fundamentals of the theory of lithogenesis. Publishing House of
the USSR Academy of Sciences: Moscow, 1962. Vol. III. 558 p.
23. New data on the geology of the Gumushlug mine / V.P. Felix, I.A. Grechishni-kov, E.S. Levitsky, N.N. Nagiev. Izv. Vuzov: Geology and Exploration, 1980. No. 2. pp.6873.
24. Khain V.E. The main structural complexes of the Near and Middle East. Izv. Universities: Geology and Exploration, 1972. No. 2. pp. 3-13.
25. New data on the structure and genesis of the bauxite-bearing strata of the Nakhichevan ASSR / Ch.M. Khalifa-zade [et al.] // Scientific notes of ASU, 1976. Ser. Geological and geographical. No. 5. pp. 35-46.
26. Khalifa-zade Ch.M., Akhundov V.D., Babaev I.A. K lithologies of Permian bauxite-bearing strata of Nakhichevan AR. Izv. Azerbaijan SSR: Ser. Earth Sciences. 1981. No. 3. pp. 12-19.
27. Khalifa-zadeh Ch.M., Akhundov V.D., Babaev I.A. Mineralogy and genesis of bauxite rocks of the Nakhichevan ASSR. Elm. Baku: 1986. 156 p.
28. Rare elements of the Gumushlug deposit of lead-zinc ores / G.H. Efendiev [et al.]. In: Geochemistry of Rare Elements. Ed. of the Academy of Sciences of the Azerbaijan SSR. Baku, 1966. pp. 73-79.
29. Geology and Mineral Resources of Azerbaijan. United Nations. New York, 2000.
216 p.
Khalifa-Zadeh Chingiz Muzaffar, doctor of geological sciences, professor, [email protected] , Azerbaijan Republic, Baku, Azerbaijan State University of Petroleum and Industry.
Efendieva Zarifa Jahangir, doctor of sciences, assoc., [email protected] , Azerbaijan Republic, Baku, Azerbaijan State University of Petroleum and Industry.
Valiev Niyaz Gadym, doctor of technical sciences, prof., [email protected] , Russia, Yekaterinburg, Ural State Mining University.
