Кристалогенезис самородної міді України

Стан вивченості самородної міді України

Наведено дані щодо вивченості самородної міді з основних рудопроявів України, а саме дані про знахідки самородної міді на території України та історію вивчення мінералогії самородної міді з вендських вулканітів Волині.

Загалом в історії вивчення мінералогії самородної міді Волині можна виділити декілька періодів: польський (20-30-і роки XX ст.), коли мідну мінералізацію базальтових кар'єрів Волині вивчали польські геологи; радянський (повоєнні роки), коли мінеральні комплекси Волині інтенсивно вивчали львівські мінералоги і як підсумок цих досліджень у 1960 р. опублікували монографію “Мінералогія вивержених комплексів Західної Волині”. У подальшому самородну мідь Волині вивчали побічно під час виконання різних геологічних досліджень геологи Львова, Рівного, Києва; український (з 90-х років XX ст.) - мінералогію самородної міді Волині починають вивчати в Києві, Львові, Рівному і Ковелі геологи Держкомгеології і мінералоги інститутів Національної академії наук та вузів України. Проте головні результати цих досліджень стосуються переважно супутніх міді мінералів, а власне самородна мідь Волині як мінерал залишалася майже не вивченою. Дані про морфологію, анатомію, хімічний склад та кристалогенезис самородної міді Волині були дуже обмеженими.

Найцікавіші рудопрояви самородної міді в межах УЩ виявлені недавно. На початку 90-х років XX ст. самородну мідь відшукали серед поліметалевих руд у карбонатних породах докембрію Волинського блока (Галий С.А. и др., 1990), а на початку нового тисячоліття - у корі звітрювання Жданівської ультраосновної інтрузії Бердичівського підняття (Ентин В.А. и др., 2000; Kvasnytsya V.М. et al, 2001) і в 2003 р. - у корі звітрювання ультрабазитів Чемерпільської структури Подільського блоку УЩ (Кислюк В.В., Звенигородська Т.М., 2004). Самородну мідь цих рудопроявів не вивчали, тому вона стала об'єктом наших досліджень.

3. Основні рудопрояви самородної міді на території України

Волинський міднорудний район (вендські вулканогенно-осадові породи північно-західної частини Волино-Подільської плити). Самородна мідь виявлена у відкладах всіх світ нижнього венду Волині (бродівська світа та волинська серія), які залягають на породах поліської серії або на кристалічному фундаменті. Нижньовендські відклади поширені на всій території Волині, найбільше - у Волино-Поліському рифейському прогині. Відклади бродівської світи потужністю до 70 м зафіксовані лише в деяких розрізах, представлені червоноколірними різнозернистими глинистими пісковиками, рідше глинистими конгломератобрекчіями та гравелітами, погано відсортованими.

До складу волинської серії входять трапи в ефузивній та субефузивній фаціях. За геологічними умовами залягання породи ефузивної фації (базальти та їхні туфи) мають вигляд покривів, які в регіональному плані простягаються на північний захід. Ефузивно-пірокластичні товщі складені потоками лав основного складу та пластами туфів різної потужності, що неодноразово перешаровуються у розрізах. Максимальна потужність ефузивно-пірокластичних утворень сягає 500 м, а площа сучасного поширення перевищує 200 тис. км2, об'єм вулканічного матеріалу - понад 10 тис. км3 (Приходько В.Л., 2005). За ізотопними датуваннями та результатами палеонтологічних досліджень вік утворень відповідає 570-600±20 млн років.

Самородномідна мінералізація в трапах північно-західної частини Волино-Подільської плити має регіональний характер. Найперспективнішими ділянками вважають Гірницький та Рафалівський рудні вузли. За значними концентраціями міді виділено декілька стратиформних рудних горизонтів (знизу вгору): 1А в заболоттівській світі; 2А, 2Б в бабинській світі; 3А, 3Б в ратнівській світі. Найбагатші мідні руди Волинського міднорудного району належать до малопотужного (0,1-0,3 м) горизонту лавокластичних брекчій в основі нижнього базальтового потоку ратнівської світи. Вмісти міді в них змінюються від фонових (0,04%) до 5% (Мельничук В.Г., 2005).

Інтрузія Жданівка, зона окиснення (докембрійські ультрабазити Бердичівського підняття Подільського блока УЩ). Ультрабазити Жданівської інтрузії представлені хромшпінелід-олівіновими та флогопіт-амфіболовими перидотитами (Ентин В.А. и др., 2000). Потужність кори звітрювання досягає 50 м. Підвищений вміст самородної міді (до 1,3 кг/т), Au (до 0,7 г/т), Ag (до 1,4 г/т) пов'язується з гідротермальними змінами перидотитів (скремнінням, карбонатизацією, сульфідизацією). Важка фракція з зони окиснення перидотитів складена дендритами самородної міді (до 95%), кристалами піриту (до 5%). Інші мінерали цієї фракції (циркон, гранат, рутил, марказит, халькозин, самородне срібло) представлені окремими зернами. Ця фракція також містить дуже дрібні кристали спериліту.

Рудопрояв Чемерпіль, зона окиснення (докембрійські ультрабазити Подільського блоку УЩ). Породи Чемерпільської структури мають дуже строкатий склад і належать до бузької серії (Металіді В.С. та ін., 1999). Кора звітрювання кристалічних порід розвинута майже на всій території Чемерпільського рудопрояву золота. За літологічними ознаками і мінеральним складом серед руд виділені декілька типів елювіальних руд золота: глинисті, залізисто-глинисті, залізисті (Волобаев И.В., Кислюк В.В., 2005). Для залізисто-глинистих руд характерною є асоціація самородних золота та міді, а також сульфідів (піриту, сфалериту) і пірофаніту, для залізистих руд - асоціація самородних золота і міді, сульфідів (пірит, сфалерит).

Поліметалевий рудопрояв Курчиці (докембрійські карбонатні породи Волинського блока УЩ). Поліметалеве зруденіння виявлено в межах Курчицької синклінальної структури (Сарненсько-Варварівська тектоно-метасоматична зона), яка складена докембрійськими мармурами і кальцифірами, що залягають серед роговообманково-біотитових гнейсів, кристалосланців і амфіболітів тетерівської серії (Галий С.А. и др., 1990). Прожилково-вкраплене поліметалеве зруденіння зустрінуто у доломіт-кальцитових мармурах і кальцифірах. До комплексу рудних мінералів належать молібденіт, піротин, пірит, галеніт, сфалерит, халькозин, халькопірит, гринокіт, ковелін, борніт, а також самородні мідь та свинець. Після галеніту самородна мідь є другим за поширеністю рудним мінералом. Поліметалеве зруденіння віднесено до метаморфізованого стратиформного генетичного типу.

Наведено дані щодо морфології, в тому числі і кристаломорфології самородної міді з відомих родовищ світу. Проаналізовано поширеність простих форм кристалів міді та залежність їх появи і розвитку від структурних параметрів.

4. Морфологія самородної міді України

Волинський міднорудний район. Класифікація самородної міді за розмірами близька до добре відомої класифікації самородного золота і дозволяє приблизно розрізняти різну за величиною мідь з вулканітів Волині: дрібні і середні виділення міді з туфів; дрібні, середні і великі, рідше дуже великі -- з базальтів та кварцових прожилків; великі, дуже великі та самородки -- з туфо- та лавобрекчій. За ступенем ідіоморфізму виділень волинська самородна мідь розділена на ксено-, гемі- та ідіоморфні утворення. Найбільш контрастна морфологія самородної міді з туфів і базальтів. У перших встановлено ряд морфологічних типів міді (губчасті, друзо-, амебо-, дротоподібні виділення), які не зустрічаються серед міді з базальтів, туфо- і лавобрекчій, кварцових прожилків. Серед багатогранників волинської міді виявлено всі відомі морфологічні типи кристалів самородної міді (рис. 1) і велику кількість її простих форм. За даними гоніометричних досліджень на кристалах волинської міді встановлено такі прості форми: {100}, {110}, {111}, {210}, {320}, {520}, {740}, {750}, {940}, {950}, {980}, {311}, {322}, {952}. Серед дрібних багатогранників самородної міді з базальтів та їхніх туфів переважають комбінаційні форми {hk0}+{110}, {110}, {hk0} і складні багатогранники типу {hk0}+{110}+ +{100}+{111}+{hkk}; {100}, {111}, {100}+{111} - порівняно рідкісні, до того ж куби частіше зустрічаються в туфах. Найбагатшими на поліедри є вулканіти горизонтів 3Б1, 2А і 2Б. На великих кристалах самородної міді головними формами також є {110} і {hk0}.

Двійникові утворення кристалів волинської самородної міді є як простими (двійники {111}, {100}, {110} і {hk0}), так і складними (п'ятірники {100}+{111}, {110} і {hk0}) зростками за шпінелевим законом (рис.2). Останні спостерігаються найчастіше. Загалом п'ятірники кристалів самородної міді є порівняно рідкісними утвореннями.

У рудопроявах Волині іноді зустрічаються дендритоїди. Також рідкісними є скелетні форми кристалів самородної міді .

У пористих базальтах Гірницької ділянки самородна мідь утворює ідеальні і спотворені дрібні кульки розміром до 0,7 мм, які часто спостерігаються на контакті основної маси породи і порожнини.

Досить незвичною є знахідка включень самородної міді у кристалах калієвого польового шпату з осадових порід бродівської світи ділянки Володимирець. Великі включення міді мають переважно тонкопластинчасту форму, менші за розміром - неправильні зерна. Найвірогідніше виділення міді належать до сингенетичних польовому шпату включень.

Самородна мідь з нижньовендського габро-долериту поблизу с.Берестовка Володимирецького району переважно ксеноморфна - пластинчаста, плівчаста і грудкоподібна.

Рудопрояв Жданівка. Самородна мідь цього рудопрояву майже повністю представлена дрібними (до 0,5 мм) багатогранниками і дендритними утвореннями. Серед багатогранників самородної міді домінують {100}, а {100}+{111} і {111} зустрічаються рідше. Характерно велике розмаїття закономірних і незакономірних зростків багатогранників. Перші є паралельними зростками та складними двійниками {100} (трійниками, четвірниками та п'ятірниками за шпінелевим законом). Досить часто складні двійники супроводжуються дендритними формами. Спостерігаються також і досконало оформлені двійники {100}+{111}за шпінелевим законом.

Проте найчастішими серед виділень міді Жданівки є різноманітні дендрити і дендритоїди, головні прості форми яких габітусний куб і слабко розвинений октаедр. Серед ксеноморфних виділень самородної міді переважають друзо-, голко- і волосоподібні утворення.

Рудопрояв Чемерпіль. Самородна мідь представлена дрібними октаедричними кристалами, їхніми двійниками за шпінелевим законом і складнішими закономірними зростками октаедрів - п'ятірниками.

Рудопрояв Курчиці. Головні форми виділення міді - плівчасті і пластинчасті, рідше жилкоподібні утворення. Найчастіше плівки і пластинки міді наростають на кубічні кристали галеніту або його масивні форми. Зустрічаються зростки кристалів галеніту і плівок самородних міді та свинцю, а також включення міді в галеніті. Особливо незвичними є жилкоподібні і плівчасті зростки самородних металів, а також зростки самородної міді і слюди.

5. Анатомія самородної міді України

Дослідження анатомії самородної міді проводилося методом структурного травлення аншліфів.

Волинський міднорудний район. В рудопроявах Рафалівка та Жиричі встановлено наявність таких елементів анатомії міді - простих двійників по (111), полісинтетичних двійників по (111) та їх систем по (111). Зональна будова не зафіксована в жодному із зразків. Під час травлення пришліфованих зрізів (перпендикулярно до псевдоосі п'ятого порядку) п'ятірників {hk0} за шпінелевим законом слабким розчином HNO3 добре проявляються окремі індивіди у вигляді п'яти секторів.

Рудопрояви Жданівка, Чемерпіль і Курчиці. Вивчення аншліфів кристалів, зерен і дендритів міді з цих рудопроявів виявило полісинтетичні двійники по (111).

6. Хімічний склад самородної міді України

Волинський міднорудний район. Результати мікрозондового аналізу статистично великої кількості виділень самородної міді Волині дають змогу підтвердити наявність незначних домішок Ag і Fe у волинській міді. Незалежно від розміру і морфології виділень, Ag і Fe є головними домішками у волинській міді. Окрім того, інколи фіксуються домішки Sb (до 0,02%), Bi (до 0,05%), Au (до 0,03%), Hg (до 0,01%), Ni (0,02%), Сr (0,01%), Co (0,01%) і As (сліди). Вміст срібла і заліза коливається в широких межах: Ag - від 0,01 до 0,37%, Fe - від 0,01 до 1,04%. Більший перелік домішок у самородній міді Волині встановлено за даними напівкількісного спектрального аналізу. В самородній міді з лавобрекчії наявні домішки Ag, Fe, Со, Cr, Zn, Pb, Mn, Al, Ca, Mg, Si i Na, з туфобрекчії - Ag, Fe, Со, Cr, Pb, Mn, Al, Mg, Si i Na, з кварцових прожилків - Ag, Fe, Cr, Pb, Mn, Al, Ca, Mg i Si, з базальту - Ag, Fe, Co, Cr, Sn, Pb, Mn, Al, Mg, Si i Ca.

Якісний хімічний склад двох зразків порівняно великих ксеноморфних зерен міді з туфо- і лавобрекчій ділянки Рафалівка вивчено за допомогою лазерної масспектрометрії. У зразку з туфобрекчії виявлено домішки Ag, Li, Na, Mg, Al; в з лавобрекчії - домішки Ag, Li, K, Na, Mg, Al, Si, Co i Pb. Співвідношення ізотопів Cu63:Cu65 (69,2:30,8%) у цих зразках близьке до стандарту.

Враховуючи перемінний склад Ag і Fe в самородній міді, в тому числі в межах зерен і кристалів, а також обмеженість розчинності Ag в міді (не більше 0,6%), можна допускати входження Ag і Fe в мідь не у вигляді ізоморфних домішок, а мінеральних мікрофаз.

Вищий вміст домішок Ag і Fe властивий міді із свіжих масивних базальтів і туфів, нижчий - у міді з лавобрекчій і прожилків кварцу. У першій частіше фіксуються сліди Ni, Co і Cr. Так, дрібна мідь з свіжих базальтів Рафалівського кар'єру (свердловина 5899) відзначається підвищеним вмістом Fe (0,65-1,04%) і слідами Ni, Cr та Co. Також збагачена домішками Fe (0,88%) самородна мідь із базальтів цього кар'єру, яка знаходиться в асоціації із сріблястим дендритоподібним халькозином (свердловина 4208). Домішок Ag в цій міді мало. Дрібна мідь з туфів ділянки Жиричі (свердловина 5872) має дещо підвищений вміст Ag (до 0,15%) і малі кількості Fe (до 0,08%), а також сліди Ni, Cr i Co.

Зовсім інший хімічний склад має самородна мідь з пористих базальтів Гірницької ділянки. Вона збагачена домішками Ni (до 9,4%) і Fe (до 1,5%).

Рудопрояв Жданівка. Самородна мідь з рудопрояву Жданівка є чистим мінералом. У ній зафіксовані лише незначні домішки Fe (до 0,65%), Ag (0,12%), сліди Pt, Ni, Co та As.

Рудопрояв Чемерпіль. Самородна мідь з рудопрояву Чемерпіль є також відносно чистим мінералом, вона містить незначні домішки Fe, Ag, іноді фіксуються Bi та Cr.

Рудопрояв Курчиці. За даними наших мікрозондових досліджень самородна мідь містить лише домішки Ag (0,03-0,07%), As (0,04%), Pt (0,02%), Fe (0,02%), сліди Sb, Zn.

Волинський міднорудний район. Самородна мідь з волинських рудопроявів найчастіше асоціює з кварцом, халцедоном, кальцитом, хлоритом, анальцимом, цеолітами, купритом, малахітом, азуритом, халькозином, халькопіритом, самородними сріблом та залізом. З перелічених мінералів ми детально вивчали самородне срібло, самородне залізо, халькозин, які мають важливе значення для з'ясування кристалогенезису самородної міді і були майже не дослідженими.

Самородне срібло знайдено в базальтових туфах бабинської світи венду (горизонт 2А, ділянка Жиричі), в базальтах цієї ж світи (горизонт 2Б, ділянка Жиричі), в лавобрекчіях базальтів ратнівської світи венду (горизонт 3А1, Рафалівський кар'єр) і в базальтах ратнівської світи (горизонт 3Б1, ділянка Жиричі). Найбільше самородного срібла знайдено в пробах з базальтових туфів бабинської світи, горизонт 2А, ділянка Жиричі і з лавобрекчії базальтів ратнівської світи, ділянка Рафалівка. Серед десятків срібно-білих переважно ксеноморфних зерен самородного срібла розміром близько 0,5 мм (зрідка близько 1 мм) виявлено його геміідіоморфні форми, багатогранники та їхні двійники, а також зростки і проростання із самородною міддю. Найчастіше самородне срібло перебуває в тісній асоціації з самородною міддю, анальцимом, альбітом, кальцитом і кварцом.

Досконалі багатогранники срібла найчастіше зустрічаються в туфах і лавобрекчіях базальтів; на них розвинуті грані {100}, {111} і {hk0}. За габітусом вони є частіше кубами, ускладненими невеликими гранями {111} і {hk0}, інколи тетрагексаедрами. Недосконалі кристали срібла подібні до {111} і {100}, до того ж на кубах досить добре проявлений ріст кристалів шарами по (100).

Хімічний склад волинського самородного срібла має свою специфіку, воно містить значні домішки Hg (до 2,2%), а також малі кількості Cu (до 0,18%) і Fe (до 0,13%), іноді сліди As і Sb. Хімічний склад самородного срібла, що знаходиться в зростках з самородною міддю, майже такий же, як і в окремих зернах срібла.

Самородне залізо виявлено в базальтах, лавобрекчіях і пористих базальтах Волині: базальт (Чорторийська ділянка, горизонт 3А3), лавобрекчія (Рафалівська ділянка, горизонт 3А1), пористий базальт (Гірницька ділянка, горизонт 3Б). Його окремі зерна зафіксовані нами в базальтах горизонту 2Б і туфах горизонту 2А ділянки Жиричі і в базальтах горизонту 3А1 ділянки Рафалівка. Найбільше виділень самородного заліза виявлено в мідних концентратах з лавобрекчії і в керні пористого базальту. Для кожного з означених вище типів вулканітів властива своя переважаюча форма виділень самородного заліза: в базальтах - це дрібні (розміром до 0,5 мм) пластинчасті зерна, в лавобрекчіях - кубоподібні, часто видовжені по [001] кристали розміром до 1,5 мм, рідше товстопластинчасті зерна; у пористому базальті - геміідіоморфні кристали розміром до 0,5 мм. У базальтах виділення самородного заліза спостерігаються в тріщинах, у пористому базальті - в основній масі породи. Окрім базальту, в інших типах вулканітів самородне залізо асоціює з самородною міддю: в лавобрекчіях часто зустрічаються також кубоподібні кристали міді, а в пористому базальті - кулясті виділення міді, які трапляються переважно на контакті порожнин і матриці базальту.

Поверхня зерен заліза із тріщин в базальті струмениста, нерідко з окремими добре виразними дрото- і стрічкоподібними виділеннями. На поверхні зерен заліза із лавобрекчій часті кубооктаедричні, кубічні, ромбоедричні та іншої форми кристали недіагностованих мінералів.

Характерними домішками волинського заліза є Ni (до 1,1%), Co (до 0,14%), Cr (до 1,2%), Mn (до 1,9%) і Cu (до 0,2%), вміст яких змінний. У самородному залізі іноді фіксується Si (до 0,24%), As (до 0,08%), S (до 0,01%), Rh (до 0,01%). Наведені дані дозволяють віднести вивчене самородне залізо із вендських вулканітів Волині до фериту. Хоча волинське самородне залізо з різних порід має свої морфологічні особливості, за хімічним складом воно близьке.

Халькозин. Дрібні виділення халькозину виявлено у багатьох рудних концентратах з вулканітів ділянок Рафалівка (ратнівська світа, горизонт 3А1, лавобрекчія, кварцовий прожилок) і Жиричі (бабинська світа, горизонт 2Б, базальт; горизонт 2А, туф; заболоттівська світа, горизонт 1А, базальт). Халькозин з туфів бабинської світи представлений багатогранниками, які є аналогічними кристалам халькозину з дрібноуламкових туфів берестовецької світи Волині з району Перекалля (Квасниця І., 2002), де він утворює вкраплення у цементі туфів (анальцим, цеоліти) і асоціює з кварцом, кальцитом, малахітом і рідко з самородною міддю. Останні два мінерали наростають на його кристали. Іншу морфологію має сріблястий халькозин з базальту ділянки Рафалівка (ратнівська світа, горизонт 3А1,). Він утворює в тріщинах базальту дендритоподібні виділення розміром до декількох сантиметрів і тісно асоціює з дрібними зернами самородної міді, які групуються в базальті біля кварцового прожилку.

Рудопрояв Жданівка. Cпостерігається наступна асоціація супутніх самородній міді рудних мінералів: призматичні кристали халькозину; октаедричні і міріоедричні кристали спериліту, іноді з включеннями самородного золота; октаедричні кристали піриту; зростки дендритів міді і гідроксидів заліза. Із нерудних мінералів до асоціації входять кварц та кальцит.

Рудопрояв Чемерпіль. Мідь часто знаходиться у зростках з кварцом і гідроксидами заліза. Наскрізними мінералами кори звітрювання є самородні мідь та золото.

Рудопрояв Курчиці. Самородна мідь тісно пов'язана з кальцитом та галенітом. Зустрічаються зростки кристалів галеніту і плівок самородних міді та свинцю, включення міді в галеніті, жилкоподібні і плівчасті зростання цих самородних металів, зростки самородної міді і слюди.

Самородний свинець утворює як масивні або плівчасті нарости на кристалах галеніту, так і окремі дендрито-, дрото-, жилкоподібні та плівчасті виділення, три останні часто зустрічаються в зростках із самородною міддю. Мікрозондовий аналіз свинцю засвідчив наявність домішок Zn (0,05%), Cu (0,03%), Sn (0,01%).

Порівняльна характеристика самородної міді з рудопроявів України і родовищ світу

У розділі наведено характеристику самородної міді з усіх відомих рудопроявів України. Всі головні промислово цікаві типи саморудномідної мінералізації України мають свої добре вивчені аналоги у світі. Оскільки найбільший практичний інтерес становить самородна мідь із Волинського міднорудного району, то в роботі наведено її порівняння з міддю відомих родовищ і рудопроявів світу трапової формації.

Генетична природа самородної міді України.

Вивчену самородну мідь України за її особливостями та умовами відкладання можна розділити на декілька регіонально-генетичних груп: ендогенну, утворену внаслідок прояву магматичного і постмагматичного гідротермального процесів - самородна мідь із рудопроявів Волинського мідного району; екзогенну - самородна мідь рудопроявів Жданівка і Чемерпіль; метаморфогенну - самородна мідь рудопрояву Курчиці.

Волинський міднорудний район. За результатами наших досліджень слід розрізняти два генетичні типи цієї міді - магматичний і гідротермальний, при цьому серед першого типу ми виділяємо два підтипи: високотемпературну мідь, яка утворюється у проміжних магматичних камерах - магматичну мідь І та мідь, яка відкладається в умовах широкого інтервалу температур при кристалізації базальтової магми - магматичну мідь ІІ (див. таблицю). Вивчення ізотопів кисню і вуглецю для кварцу і кальциту, які супроводжують гідротермальну самородну мідь, свідчить про значний вплив ендогенних джерел на формування мідних розчинів (д18ОН2О для раннього кварцу - 5,56,5‰, д18ОН2О для раннього кальциту становить 6,69,9‰, тоді як д13ССО2 - в межах -18,0-13,8‰). Це свідчить про післямагматичний характер такого зруденіння. Самородна мідь із кварцових прожилків у базальтах кристалізувалася з розчинів, які зазнали впливу метеорних вод (д18ОН2О для пізнього кварцу в межах -4,5 -3,3‰).

Рудопрояви Жданівка і Чемерпіль. Відкладання гіпергенної самородної міді в зонах окиснення цих рудопроявів відбувалось за участю окисно-відновних реакцій. Простежується асоціація самородної міді, халькозину, ковеліну і гідроксидів заліза, яка свідчить, що утворення таких вторинних мідних сульфідів, як халькозин і ковелін, відбулося при окисненні головного мідевмісного мінералу ультрабазитів - халькопіриту. Ізотопний склад кальциту з кори звітрювання Жданівської інтрузії д18О становить 25,52‰, а д13С - -10,54‰, що вказує на участь метеорних вод під час його утворення.

Рудопрояв Курчиці. Самородну мідь цього рудопрояву ми вважаємо метаморфогенним утворенням - досить рідкісним для цього мінералу. Для з'ясування природи цієї міді особливо важливе вивчення зростків самородних міді і свинцю. Форми виділень самородних міді і свинцю, їхні тісні зростання і наростання на галеніті, а міді - на халькозині свідчать, що ці мінерали виникли при розкладанні галеніту і халькозину. Особливо добре проявлені ознаки руйнування галеніту. Про розкладання мінералу також свідчить відсутність стехіометрії у складі зміненого галеніту (надлишок сірки тощо). Утворення самородних міді і свинцю обмежені температурами руйнації халькозину (можливо, халькопіриту), галеніту та температурою кристалізації слюди, кальциту і зумовлені низькою активністю сірки й кисню. Найвірогідніше, що за певних температур сульфіди міді заміщували галеніт. Згідно з рядом Шюрмана мідь може витісняти свинець із галеніту. Однаковість структур міді і свинцю, як і належність до гексооктаедричного виду симметрії галеніту, міді і свинцю сприяє утворенню їхніх зростків. Оскільки ознак перекристалізації самородної міді, яка починається при 450-500оС, у рудопрояві Курчиці не зафіксовано, то, можна вважати, що температури утворення самородного свинцю не перевищували вищевказаний температурний інтервал. За даними (Barton, Skinner, 1979), асоціація мідь + галеніт виникає при температурі 270°С.

Сучасні асоціації самородних міді, свинцю і галеніту Курчицького рудопрояву збереглися завдяки тому, що не зазнали впливу сильного окиснення. Тому є рідкісними випадки змін самородного свинцю і міді, відсутність вторинних мінералів свинцю (церуситу, англезиту тощо).

Модель кристалогенезису самородної міді України.

Результати морфологічних досліджень дають змогу стверджувати, що домінуючим способом утворення самородної міді з рудопроявів України є вільна кристалізація; найсприятливіші умови для росту багатогранників мають місце в разі гіпергенної кристалізації. Оскільки форма більшості виділень самородної міді з рудопроявів України визначена зовнішніми чинниками, а саме середовищем кристалізації, то для гіпогенної і метаморфогенної міді характерною є ксеноморфна форма виділень, для гіпергенної - ідіоморфна. На рисунку 3 показані головні морфологічні типи виділень самородної міді України. Проте незалежно від генетичного типу міді в тріщинах, порожнинах та іншому легкопроникному середовищі відбувається вільний ріст дуже дрібних кристалів міді - кристалізуються досконалі багатогранники міді. За умов ендогенної кристалізації у вулканітах Волині утворюється широкий спектр габітусних типів багатогранників міді з переважанням{110}, {hk0} і їх комбінацій. Під час екзогенної кристалізації в зонах окиснення (рудопрояви Жданівка і Чемерпіль), найвірогідніше, із пересичених в'язких розчинів ростуть {100}, {111}, їхні комбінації та дендрити.

За умов метаморфогенної кристалізації (рудопрояв Курчиці) багатогранники міді майже не ростуть. Формування виділень міді шляхом заміщення чи перекристалізації спостерігаються дуже зрідка, це стосується переважно взаємних відносин самородної міді, халькозину, куприту і тенориту в зонах окиснення.

Домінуючим механізмом росту кристалів самородної міді з рудопроявів України є тангенціальний ріст, і лише в пересиченому середовищі з'являються кристали, які виросли за мікроблоковим механізмом. Виходячи зі структури самородної міді, найпоширенішою та габітусною формою росту її кристалів мав би бути {100} чи {111}, потім - {110} та структурно важливі {hk0}. Проте статистичні дані розвитку простих форм на кристалах вивченої волинської міді свідчать про належність {100} і {111} до менш поширених форм, а домінуючими є {110} і тупі {hk0}. Ромбододекаедр і тетрагексаедри часто є пасивними формами росту, які виникають за рахунок виродження куба при високих швидкостях росту його граней. Про це свідчить наявність комбінаційного штрихування на поверхнях граней {hk0} і {110}, яке орієнтоване паралельно до ребер куба. Причини такої еволюції форм кристалів самородної міді поки що невідомі. За результатами експериментів (Хонигман Б., 1961) найскладніше огранення, в тому числі з участю менш структурно важливих форм, мають багатогранники міді, що виросли в процесі хімічної та електролітичної кристалізації.

Для природних кристалів міді ще одним важливим чинником впливу на еволюцію габітусних форм могли би бути домішки. Однак вивчена мідь є надзвичайно чистим мінералом. Кристали міді у більшості випадків містять лише незначні домішки заліза, срібла, іноді золота. Тому причину зміни габітусних форм слід шукати в особливостях складу мідних розчинів і температури кристалізації міді. Тобто, відхилення (еволюція) огранення кристалів міді від найбільш структурно важливих форм {100}, {110}, {111} у бік менш важливих {hk0}, {hkk}, {hkl} свідчить також про суттєвий вплив взаємодії розчинів і багатогранників міді, які ростуть. До того ж кубічний габітус кристалів міді найчастіше є результатом росту з сильно перенасичених розчинів, оскільки лише в таких умовах з'являються форми з невеликою кількістю граней, що ростуть найповільніше.

У рудопроявах самородної міді України виявлено також значне розмаїття її двійникових утворень, серед них є раніше не відомі для цього мінералу (п'ятірники {110}). Якщо поява на кристалах найбільш структурно важливих форм ({100}, {111}, {110}) свідчить про оптимальні умови росту самородної міді, то наявність простих і складних двійникових зростків серед багатогранників самородної міді у вивчених рудопроявах України вказує на те, що вже на ранніх стадіях їхнього формування середовище мінералоутворення було пересичене щодо міді.

Вивчення внутрішньої будови виділень самородної міді засвідчили відсутність чітко виявленої зональності, спостерігалась тільки секторіальність кристалів. Головними елементами анатомії виділень виявилися прості та полісинтетичні двійники по (111) та їхні системи, що перетинаються під кутом 45°. Для багатогранників зафіксована однорідна будова. Найімовірніше, що системи полісинтетичних двійників по (111) під кутом 45? належать до ростових утворень, тоді як прості і полісинтетичні двійники волинської самородної міді можуть мати подвійну природу (ростову і післяростову). Часті знахідки простих і складних двійників багатогранників самородної міді серед її мікровиділень можуть свідчити про ростове походження двійникування у різних морфологічних типах міді, що також вказує на пересичення міддю мінералоутворювального середовища. Отже, досить частою формою зародження міді є її двійники.

Висновки

мінеральний самородний мідь пірокластичний

На підставі результатів виконаних комплексних досліджень самородної міді та супутніх їй мінералів з рудопроявів України можна зробити такі висновки:

1. У рудопроявах України переважає ксеноморфна самородна мідь, що зумовлено значним впливом на форму її виділень середовища кристалізації. Спостерігається значне розмаїття ксеноморфних форм виділень самородної міді -- пластинчасті, плівчасті, друзо-, жилко-, дендрито-, грудко-, краплино-, дрото-, губко-, голко- і волосоподібні. Перелічені форми властиві самородній міді певних рудопроявів. Окрім друзо-, голко- і волосоподібних форм, всі інші названі ксеноморфні виділення зафіксовані серед волинської самородної міді. Вони переважають в усіх відомих рудопроявах Волині (Жиричі, Рафалівка, Володимирець). Водночас друзо- голко- і волосоподібні утворення характерні для самородної міді із зони окиснення Жданівської інтрузії.

2. Ідіо- і геміідіоморфні виділення самородної міді з рудопроявів України представлені досконалими і недосконалими багатогранниками, дендритами і дендритоїдами. Із близько трьох десятків відомих нині простих форм кристалів самородної міді на її багатогранниках із рудопроявів України гоніометричними дослідженнями встановлено {100}, {110}, {111}, {210}, {320}, {520}, {740}, {750}, {311}, {322}, а також нові прості форми кристалів міді {940}, {950}, {980} і {952}. Багатство простих форм і, відповідно габітусів, властиве кристалам самородної міді із вендських вулканітів Волині. Це {110}, {hk0}, перехідні форми {110}+{hk0}, {111}, {100}, {100}+{111}. Два останні габітусні типи кристалів частіші серед виділень міді в туфах, а перші три типи - в лавобрекчіях базальтів Волині. Простіша морфологія кристалів самородної міді в зонах окиснення ультраосновних порід Жданівської інтрузії і рудопрояву Чемерпіль Подільського блока УЩ. Досить звичайні серед міді Жданівської інтрузії {100}, {100}+{111} і рідше {111}, серед виділень міді рудопрояву Чемерпіль - {111}.

3. У рудопроявах України зафіксовано велику кількість закономірних зростків самородної міді, що підтверджують результати кристаломорфологічних і анатомічних досліджень. Це свідчить про значне пересичення розчинів міддю. Закономірні зростки представлені простими і складними двійниками кристалів різних простих форм ({111}, {100}, {110} і {hk0}). Хоча прості і складні двійникові зростки кристалів самородної міді є порівняно рідкісні серед багатогранників волинської міді (до 1-2%), вони є своєрідними показниками багатих руд, оскільки найчастіше зустрічаються в рудних горизонтах, багатих на самородномідну мінералізацію. В зонах окиснення рудопроявів Жданівка і Чемерпіль двійникові утворення самородної міді фіксуються значно частіше, в останньому вони домінують. У рудопрояві Жданівка двійники асоціюють з різними дендритними утвореннями самородної міді.

4. Для самородної міді із волинських рудопроявів встановлені типові елементи анатомії цього мінералу: прості двійники по (111), полісинтетичні двійники по (111) та їх системи по (111). Для рудопроявів Жданівка, Чемерпіль та Курчиці зафіксовані прості та полісинтетичні двійники по (111). Зональна будова не спостерігалась в жодному із зразків. Часті знахідки простих і складних двійників багатогранників самородної міді серед її мікровиділень можуть свідчити про ростове походження двійникування у різних морфологічних типах міді, вказуючи на пересичення міддю мінералоутворювального середовища.

5. За хімічним складом мідь з рудопроявів України є відносно чистим мінералом, особливо це стосується гідротермальної самородної міді з вулканітів Волинського міднорудного району. Магматична мідь із вулканітів Волині відрізняється підвищеним вмістом домішок Ni, Co, Cr та Fe.

6. Важливими мінералами-індикаторами самородного мідного зруденіння у вулканітах Волині є самородні залізо і срібло, які мають характерні особливості хімічного складу: залізо збагачене домішками Mn, срібло - Hg.

7. За кристаломорфологічними ознаками гідротермальна самородна мідь з вулканітів Волині найбільше подібна до самородної міді з мічиганських родовищ, що свідчить про близькі умови їхньої кристалізації.

8. Домінуючим способом росту самородної міді України є вільна кристалізація, переважає тангенціальний механізм росту кристалів. Кристали гідротермальної міді з вулканітів Волині росли кубічними шарами, як і кристали гіпергенної міді з рудопрояву Жданівка, тоді як кристали гіпергенної міді з рудопрояву Чемерпіль - октаедричними шарами.

9. Вивчена самородна мідь належить до декількох генетичних типів: а) гіпогенний (магматичний і післямагматичний гідротермальний) у вендських вулканітах Волинського міднорудного району; б) гіпергенний у зонах окиснення докембрійських ультрабазитів рудопроявів Жданівка і Чемерпіль Подільського блока УЩ; в) метаморфогенний у докембрійських метаморфічних породах рудопрояву Курчиці Волинського блока УЩ.

10. Визначено типоморфні особливості самородної міді різної природи із рудопроявів України.

Література

1. Квасница И.В. Самородное серебро и медно-серебряные прорастания из вендских вулканитов Волыни // Инф. материалы 12-й науч. конф. Ин-та геологии Коми НЦ УрО РАН “Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента”. - Сыктывкар: Геопринт, 2003. - С. 118-120.

2. Квасниця І., Павлишин В. Форми росту кристалів самородної міді Волині // Вісник Львів. ун-ту. Сер. хім. - 2004.- Вип.45.- С. 9-15.

3. Квасниця І.В., Кислюк В.В. Багатогранники самородної міді рудопрояву Чемерпіль (Український щит) // Матеріали науково-техн. наради “Геологія та генезис рудних родовищ України (сучасний стан, нові підходи, проблеми, рішення)”.- Київ.- 2004. - С. 200-202.

4. Квасниця І. Морфологічні типи виділень самородної міді України // Мінерал. зб.- 2004. - №54.- Вип.1.- С. 24-29.

5. Квасниця І. Двійникові зростки кристалів самородної міді з рудопроявів України // Мінерал. зб.- 2004.- №54.- Вип.2.- С. 143-149.

6. Квасниця І.В. Самородна мідь Жданівської інтрузії ультрамафітів // Зап. Укр. мінерал. тов-ва.- 2004.- Том 1.- С.143.

7. Квасница И.В. Пятерники кристаллов самородной меди из рудопроявлений Украины // Инф. материалы 13-й науч. конф. Ин-та геологии Коми НЦ УрО РАН “Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента”.- Сыктывкар: Геопринт, 2004.- С.78-80.

8. Квасниця І.В., Косовський Я.О. Про хімічний склад самородної міді Волині // Вісник Київ. нац. ун-ту імені Тараса Шевченка. Геологія. -2004.- Вип.28.-С.15-18.

Размещено на Allbest.ru