Меню
Главная
Авторизация/Регистрация
 
Главная arrow География arrow Геологія та особливості складу рудоносних порід Вербинського рудопрояву молібдену

Геологія та особливості складу рудоносних порід Вербинського рудопрояву молібдену


У статті розглянуто геолого-структурне положення Вербинського рудопрояву молібдену, розміщеного в північно-західній частині Волинського мегаблока Українського щита (в межах Устинівського рудоносного поля), та наведено детальну мінералого-петрографічну й петроі геохімічну характеристику рудоносних порід, представлених двома фаціальними різновидами: граніт-порфірами, розвиненими в апікальній частині інтрузії, і дрібно-середньозернистими й середньозернистими слабопорфіроподібними гранітами - в корінній, а також продуктами їх метасоматичних перетворень, серед яких поширені кварц-польовошпатові метасоматити, різноманітного складу грейзени й березити. За структурним положенням і мінералого-петрографічними особливостями та петрой геохімічними ознаками вербинські рудоносні граніти належать до порід другої фази укорінення гранітів Устинівського масиву (кишинський комплекс). За петрохімічними параметрами молібденоносні породи - нормального ряду, калій-натрієвої серії, помірної агпаїтності, високої залізистості й низької титанистості та загалом характеризуються низькими значеннями К/Rb відношення. Усі вони відзначаються дуже сильною позитивною літофільно-халькофільною геохімічною спеціалізацією внаслідок підвищеного вмісту вісмуту, срібла, молібдену, олова й меншою мірою ніобію, свинцю й міді.

Ключові слова: Волинський мегаблок Українського щита, Устинівський масив, Вербинський рудопрояв, молібден, граніт-порфіри, середньозернисті граніти й лейкограніти

Вступ. Вербинський рудопрояв молібдену розміщений у північно-західній частині Волинського мегаблока Українського щита, у межах Устинівського рудоносного поля (в південно-східному екзоконтакті Устинівського гранітного масиву, який входить до складу кишинського комплексу, у зоні, де відбувається зчленування порід “рами” з метаосадовими породами білокоровицької світи топільнянської серії, що виповнюють північне замикання (Плотницьке відгалуження) Білокоровицької палеозападини, яка просторово тяжіє до зони глибинного Центральнокоростенського розлому (рис. 1).

Рис. 1. Геологічна карта району Сущано-Пержанської зони та Устинівського рудного поля 1 - діабази постовруцького дайкового комплексу (вPR1 2); овруцька серія: 2 - товкачівська світа (PR2 tv) (кварцити, кварцитоподібні пісковики з прошарками пірофілітових сланців); 3-5 - збраньківська світа (3 - верхньозбраньківська підсвіта, PR1 2zb2 - андезибазальти, базальти, діабази, пісковики, 4-5 - нижньозбраньківська підсвіта, PR1 2zb1: 4 - кварцові порфіри, 5 - базальти, пісковики); пержанський комплекс (PR1 2pz): 6 - лужні сієніти (ео); 7 - граніти пержанські (гpz); 8 - граніти хочинські (гhи); 9 - граніти сирницькі (гsr); 10 - граніти львовковські (гlv); коростенський комплекс (PR1 2ks): 11 - граніти рапаківіподібні (г); 12 - габронорити, габроанортозити (н); топільнянська серія: 13 - озерянська світа, PR1 2oz (сланці філітоподібні, аргіліти, алевроліти, базальти); 14-15 - білокоровицька світа: 14 - верхньобілокоровицька підсвіта (PR1 2bk2) - пісковики кварцитоподібні, 15 - нижньобілокоровицька підсвіта (PR1 2bk1) - пісковики кварцові й сланці філітоподібні з шарами й лінзами конгломератів, гравелітів, покриви діабазів; кишинський комплекс (PR1 2kљ): 16 - граніт-порфіри (гр); 17 - фельзит-порфіри (лц); 18 - граніти середньо-крупнозернисті нечіткопорфіроподібні (устинівські) (гPR1 2us); 19 - граніти осницького комплексу (гPR1 2os); 20 - граніти мусковітбіотитові та їх мігматити житомирського комплексу (гPR1 1ћt); шереметівський комплекс (PR1 1љr): 21 - плагіомігматити (pm); 22 - гранодіорити (гд); 23 - мігматити гранодіоритового складу (гдm); 24 - гнейси й сланці біотитові, силіманіт-біотитові городської світи тетерівської серії (PR1 1tt); 25 - геологічні границі; 26-30 - тектонічні порушення: суцільною лінією показано достовірні, пунктирною - імовірні (26 - головні невизначеної морфокінематики, 27 - підкиди, 28 - скиди, 29 - насуви, підкидо-насуви, 30 - другорядні): головні розломи (цифри в кружках): 1 - Хочинський, 2 - Убортський, 3 - Сущанський, 4 - Центральнокоростенський, 5 - Вербинський, 6 - Південнополіський, 7 - Білокоровицький; 31 - рудопрояви молібдену (1 - Вербинський, 2 - Високе, 3 - Устинівський, 4 - Річицький); 32 - ділянки проведених пошукових робіт

Рудопрояв виявлений у 1982 р. під час проведення Житомирською геологічною експедицією глибинного геологічного картування масштабу 1:200 000 та пошукових робіт на золото [11]. У 2002 р. на ньому були завершені пошуково-оцінювальні роботи, які показали, що рудопрояв заслуговує проведення подальших геологорозвідувальних робіт для підготовки його до промислового освоєння*.

Молібденове зруденіння пов'язане з малою інтрузією метасоматично змінених біотит-мусковітових лейкократових гранітів помірних глибин, яка належить до другої фази становлення гранітів Устинівського масиву. У морфологічному плані воно являє собою мінералізовану лінійно-штокверкову зону субмеридіонального простягання. Ширина рудної зони в плані становить від 50 до 350 (в середньому 290) метрів, довжина - близько 1 700 м. За падінням (60-70°) на захід вона простежена до глибини 120-450 (в середньому 360) метрів. Уміст молібдену в породах варіює від 0,003 до 2,86 %. Зруденіння переважно розсіяне дрібновкраплене, прожилково-вкраплене, рідше гніздово-вкраплене й брекчієве, належить до гідротермально-грейзенового генетичного типу.

Варто зазначити, що на цей час характеристика Вербинського рудопрояву наведена в низці публікаці, в яких в основному розглядаються питання рудоносності об'єкта й недостатньо приділена увага з'ясуванню геологічних умов формування й речовинного складу рудоносних порід, що негативно впливає на розробку прогнозно-пошукових критеріїв цього типу руд. До того ж, в окремих роботах є протиріччя й неточності, наприклад, щодо геоструктурного положення рудопрояву - в ендоконтактовій чи екзоконтактовій зоні Устинівського гранітного масиву, щодо його зв'язку із метасоматично зміненими породами самого Устинівського масиву чи з породами малої інтрузії цього чи якогось іншого комплексу, щодо петрографічного складу та петрой геохімічних особливостей рудоносних порід тощо. Саме висвітлення зазначених питань і є метою цієї статті.

Геолого-структурна позиція рудопрояву. Молібденоносна Вербинська інтрузія розміщена у фронтальній частині Вербинського підкидо-насуву східного напрямку, де граніти кишинського комплексу з великими ксенолітами вмісних порід насунуті на метаосадові утворення білокоровицької світи топільнянської серії (Білокоровицька палеозападина) (рис. 1, 2). Безпосередньо локалізується в південно-східній частині екзоконтактової зони Устинівського гранітного масиву, з яким вона генетично пов'язана.

Масив устинівських гранітів розміром близько 8Ч17 км у плані має близьку до трапецієподібної форму. З північного заходу він обмежений Сущанським, з північного сходу - Центральнокоростенським, а з півдня - Південнополіським глибинними розломами.

За даними сейсмой гравірозвідки Устинівський масив у розрізі має лополітоподібну форму, потужність від 3 км на заході й до 7,5 км на сході. За внутрішньою будовою масив однорідний і характеризується відсутністю на всю свою товщину відбивних сейсмічних границь, що споріднює його з Коростенським плутоном. У геофізичних полях західна й центральна частина Устинівського масиву характеризується спокійним магнітним полем, тоді як східна й північна його частини відзначаються мозаїчним характером поля. У гравітаційному полі масив проявлений від'ємними аномаліями. У східній частині масиву зафіксований Східноустинівський гравітаційний мінімум інтенсивністю 2,5 мГал, еліпсоїдної форми розміром 3Ч7 км, витягнутий уздовж східного контакту гранітів. Цей мінімум у плані збігається з мозаїчним позитивним магнітним полем інтенсивністю 20-100 нТл. У західній частині масиву виявлений Замисловицький гравітаційний мінімум інтенсивністю 1,0-1,5 мГал, розміром 2Ч3 км. Вірогідно ці мінімуми є відображенням магмопідвідних каналів устинівських гранітів. Передбачається, що покрівля цих гранітів під кутом 30° занурюється під породи осницького комплексу в західному й південно-західному напрямках.

Контакти Устинівського масиву з вмісними породами мають активний інтрузивний характер. Активний контакт проявлений гранітизацією вмісних порід, їх мілонітизацією й катаклазом і формуванням крайових фацій гранітів (дрібнозернистих, граніт-порфірів). Наявність їх тіл по периметру масиву, а то і в центральній його частині, свідчать, вірогідно, про незначний рівень ерозійного зрізу масиву.

Раніше граніти Устинівського масиву зараховували до осницького комплексу (А. С. Дранник, 1970) або зіставляли їх із лизниківськими гранітами коростенського комплексу [1, 10]. Деякий час у старих стратиграфічних схемах їх зараховували до кіровоградсько-житомирського комплексу. За сучасними уявленнями [5, 6, 8, 9], граніти належать до самостійного кишинського комплексу, ізотопний вік становлення якого вважається, що відбувався в межах 1975-1940 млн років [6, 8, 9]. Водночас за неопублікованими ізотопногеохронологічними даними самі устинівські граніти мають вік 1955±10 млн років (М. Д. Мазур та ін., 1992).

Вербинська рудоносна інтрузія, яка генетично пов'язана з гранітами Устинівського масиву, належить до другої фази становлення його порід. Характеризується овально-витягнутою в північному напрямку формою, де відзначається й деяке її занурення. Площа виходу рудоносної інтрузії під осадовий покрив становить 0,8 км2. Інтрузія фіксується від'ємною гравітаційною аномалією інтенсивністю до 1,0 мГал, у східній частині якої виявлена локальна від'ємна гравітаційна аномалія інтенсивністю до 0,3 мГал, розміром 0,2Ч1,2 км. Магнітне поле Вербинського рудопрояву слабодиференційоване інтенсивністю від -290 до -270 нТл. Над інтрузією спостерігається підвищення рівня викликаної поляризації до 0,6° (умісні породи мають поляризацію інтенсивністю до 0,5о).

Контакти гранітів з умісними діоритами й гранодіоритами інтрузивні, чіткі. Уздовж них часто розвинені зони збагачення темнокольоровими мінералами завдяки асиміляції гранітами давніших порід середнього складу. Останні в зоні контакту інтенсивно катаклазовані, брекчійовані, мілонітизовані, окварцовані й загалом гранітизовані. Метаосадові породи Білокоровицької структури на контакті з рудоносними гранітами також катаклазовані, мілонітизовані й брекчійовані, що свідчить про тектонічний характер контакту. Потужність такої контактової зони становить близько 10-30 м. Загалом контакти гранітів і розвинених по них метасоматитів зорієнтовані під кутом переважно 40-50, рідше 10-30°. У 18 % випадків на основі структурних замірів 555 контактів відзначаються пологі (понад 50°) контакти.

рудоносний порода вербинський молібден

Рис. 2. Геологічна карта й геологічний розріз по лінії А-Б Вербинського рудопрояву Білокоровицька структура: 1 - пісковики кварцитоподібні верхньобілокоровицької підсвіти топільнянської серії (PR 2bk ); 2 - пісковики кварцові, гравійно-галькові конгломерати та філітоподібні сланці нижньобілокоровицької підсвіти топільнянської серії (PR 2bk ); кишинський комплекс - гранітоїди Вербинського масиву (PR 2kљ): 3 - граніти дрібно-середньозернисті й середньозернисті (г); 4 - граніт-порфіри (гр); 5 - фельзит-порфіри (лц); шереметівський комплекс (PR 1љr): 6 - гранодіорити (гд); 7 - діорити (д); 8 - гнейси біотитові тетерівської серії (PR 1tt); 9 - геологічні границі; 10 - Вербинський насув; 11 - границі зони поширення молібденового зруденіння; 12 - бурові свердловини: 1) минулих років, 2) пошукових робіт на молібден (2002 р.); 13 - номери профілів бурових свердловин; 14 - лінія геологічного розрізу

Мінералого-петрографічна характеристика порід рудопрояву. За даними Н. А. Безпалько [1], сам масив устинівських гранітів складений двома різновидами порід. Західна його частина (на захід від Пержанського розлому) складена сірувато-рожевими, рідше рожевими крупнозернистими гранітами з округлими зернами напівпрозорого сірого й бузково-сірого кварцу. У східній частині граніт яскраво-рожевий дещо пегматоїдного вигляду з чорним пірамідальним кварцом. Розмір виділень кварцу досягає 0,5 см у діаметрі. Граніти різною мірою альбітизовані, а темнокольорові мінерали в них повсюдно хлоритизовані. На деяких ділянках більш метасоматично змінених гранітів альбіт у них переважає над мікрокліном, але кількість кварцу при цьому загалом зберігається.

Під мікроскопом структура гранітів гіпідіоморфнозерниста в поєднанні з катакластичною. Мінеральний склад (у %): плагіоклаз - 25-30, мікроклін-пертит - 30-35, кварц - 30-40, біотит - 2-8. Акцесорні мінерали: циркон, апатит, сфен, флюорит. Рудні: магнетит, гематит, лейкоксен, молібденіт, каситерит. Вторинні: альбіт, хлорит (5-10 %), серицит, мусковіт, карбонат.

Мікроклін-пертит нерешітчастий утворює крупні ксеноморфні рідше правильні брускоподібні й таблитчасті зерна, інколи вміщує вкраплення дрібних зерен серицитизованого плагіоклазу й округлого кварцу. Пертитові вростки представлені веретеноподібними, стрічковими, шаховими й плямистої форми виділеннями.

Плагіоклаз олігоклазового та альбітолігоклазового складу утворює ідіоморфні таблитчасті зерна. Зазвичай зерна сосюритизовані з утворенням агрегатів альбіту, серициту й епідоту. У катаклазованих і метасоматично змінених різновидах гранітів плагіоклаз повністю серицитизований та альбітизований.

Альбіт утворює оболонки навколо зерен калішпату, а також наростає навколо плагіоклазу першої генерації. Крім того, він часто у вигляді пертитових вростків міститься в калішпаті.

Біотит темно-бурий, у східній частині темно-зелений, різною мірою заміщений хлоритом, рідко з крупними пластинками мусковіту.

Серицит розвивається по польових шпатах, виповнюючи тріщинки в катаклазованих породах.

Циркони - двох морфологічних типів: призматичний і біпірамідальний.

Каситерит трапляється зрідка у вигляді біпірамідальних кристалів коричнюватого кольору.

Рудоносна Вербинська інтрузія складена двома фаціальними різновидами гранітів: граніт-порфірами, розвиненими в апікальній її частині, і дрібно-середньозернистими й середньозернистими слабопорфіроподібними гранітами - в корінній (рис. 2), а також продуктами їх метасоматичних перетворень, серед яких поширені кварц-польовошпатові метасоматити, березити й різноманітного складу грейзени. Причому на сучасному ерозійному зрізі в основному поширені граніт-порфіри, а дрібно-середньозернисті граніти виходять на поверхню у вигляді серії вузьких жилоподібних тіл (зон) з роздувами субмеридіонального простягання. Жильна фація представлена сірувато-рожевими біотитовими граніт-аплітами й пегматитами з різкими контактами. З-поміж гранітів спостерігаються різних розмірів ксеноліти вмісних порід - діоритів, гранодіоритів і гнейсів тетерівської серії.

Граніт-порфіри макроскопічно являють собою рожеві, бурувато-рожеві й сірувато-рожеві породи з дрібнозернистою основною масою й численними порфіровими ідіоморфними виділеннями мікрокліну, кварцу, рідше плагіоклазів і невеликих скупчень темноколірних мінералів у кількості 20-35 %, розміром до перших сантиметрів. Украплення найчастіше таблитчасті, майже квадратні, рідше - овоїдні, де зерна плагіоклазу оточені тонкою каймою калішпату-ортоклазу, внутрішня сторона яких часто вміщує численні антипертитові вростки альбіту.

Основна маса породи складена дрібнозернистим кварц-польовошпатовим агрегатом. У приконтактових ділянках інтрузії граніт-порфіри нерідко переходять у кварцові порфіри. Тут в них збільшується кількість порфірових виділень кварцу (до 20-30 %).

Під мікроскопом основна маса породи характеризується гіпідіоморфнозернистою, гранофіровою, інколи фельзитовою, пойкілоаплітовою й катакластичною структурою. Усе це ускладнюється накладанням метасоматичної структури внаслідок альбітизації польових шпатів і різної інтенсивності мусковітизації.

Мінеральний склад досить одноманітний, але кількісні співвідношення мінералів змінюються в досить широких межах унаслідок неоднорідного розвитку накладених метасоматичних процесів. У складі порід відзначаються (у %): плагіоклаз - 10-30, калішпат - 25-55, кварц - 30-60, мусковіт - 3-15, біотит - 1-5. Акцесорні й рудні мінерали представлені (в кг/т) апатитом - 1,02, піритом - 0,97, флюоритом - 0,85, цирконом - 0,79, ільменітом - 0,73, магнетитом - 0,37, рутилом - 0,18, молібденітом, циртолітом, халькопіритом, галенітом, сфалеритом, каситеритом, колумбітом, вісмутином.

Варто зазначити, що граніт-порфіри на контакті з умісними породами часто набувають вигляду фельзит-порфірів.

Фельзит-порфіри під мікроскопом мають криптокристалічну й мікрофельзитову структуру основної маси. Украплення представлені таблитчастими й призматичними зернами інтенсивно серицитизованого плагіоклазу, оточеними вузькою оторочкою серицитизованого калішпату, надто свіжими інколи з простими двійниками й альбітовими вростками зерен калішпату, а також зростками кварцу неправильної форми, розмірами 0,2-0,6 мм. Їх кількість досягає 15 %. Основна маса породи кварц-польовошпатового складу, ділянками з тонкими (до 1 мм) прошарками серициту, які надають породі смугасту текстуру.

Граніти дрібно-середньозернисті й середньозернисті (вербинські) - це рожеві, сірувато-рожеві, рожево-сірі повнокристалічні породи місцями слабопорфіроподібної будови. Текстура гранітів масивна, інколи плямиста, петлеподібна, нерідко сланцювата внаслідок розвитку мусковіту в процесі грейзенізації. Під мікроскопом структура порід гранітна, гіпідіоморфнозерниста, пойкілопегматитова, кумулятивна, гранобластова й бластокластична, тонколистувата. Мінеральний склад (у %): калішпат-пертит - 20-60, кварц - 20-45, плагіоклаз - 5-15, серицит - 1-10, мусковіт - 2-7, біотит - 1-3, флюорит - 1-3. Серед акцесорних і рудних мінералів поширені (у кг/т) ільменіт - 0,97, магнетит - 0,95, пірит - 0,45, вісмут самородний - зн., галеніт - зн., молібденіт - до 10, флюорит - до 120, сфалерит, циркон, циртоліт, апатит.

У метасоматично змінених різновидах граніт-порфірів і гранітів присутні мікроклін ІІ генерації (до 5-7 %), альбіт (до 5- 10 %), рибекітоподібний мінерал, епідот, топаз і цинвальдит.

Мікроклін-пертит I генерації є головним мінералом вербинських гранітів і граніт-порфірів. Складає порфірові виділенняйосновну масу породи. Частішетрапляється у вигляді ксеноморфних, сильно кородованих альбітом і кварцом зерен, утворюючи мікропегматитові зростки з останнім. Тісно пов'язаний з альбітом, який утворює стрічкоподібні, пластинчасті шахові пертити аж до антипертитів і повного заміщення альбітом мікрокліну. Уздовж пертитових вростків альбіту й тріщин спостерігається накладена мусковітизація, місцями до повного їх заміщення внаслідок розвитку процесів грейзенізації. У грейзенах мікроклін-пертит присутній у вигляді реліктових сильно кородованих зерен у слюдяній масі. Калішпат нерешітчастий.

Мікроклін-пертит ІІ генерації - свіжий, чітко решітчастий. Розвивається в проміжках зерен більш раннього польового шпату й обростає їх у вигляді кайм або спостерігається у вигляді неправильних ксеноморфних виділень. Дрібніший за розміром - розвивається разом з пізнім новоутвореним альбітом у міжзернових проміжках. Вірогідно, виник на пізній стадії лужного процесу, коли калій і натрій утворювали власні мінерали, які не взаємодіяли між собою.

Плагіоклаз (альбіт-олігоклаз) трапляється в гранітах і граніт-порфірах найчастіше в зонах асиміляції ксенолітів, гранодіоритів і діоритів. Він утворює порфірові вкраплення, оточені й кородовані кварц-калішпат-альбітовим агрегатом. Спостерігається також у вигляді брускоподібних і таблитчастих альбітизованих і серицитизованих зерен. Інколи формує дрібні реліктові уособлення з-поміж альбіт-мікроклінової тканини метасоматично перетвореного граніту.

Альбіт, як правило, розвивається разом із мікроклін-пертитом, головним чином, кородуючи й заміщуючи його, аж до повних псевдоморфоз з реліктами калішпату. Частіше представлений неправильними кородованими зернами, які заміщують більш ранні зерна плагіоклазу й мікроклін-пертиту у вигляді кайм, гіллястих виділень, стрічок, пластинок, плям. Свіжий альбіт з двійниковою структурою або без неї. По тріщинах заміщується мусковітом, кородується кварцом.

Кварц спостерігається у вигляді округлих зерен сірого кольору, рівномірно розподілених у граніті. Активно кородує, інколи розчленовує всі мінерали породи. Утворює мікропегматитові проростання з калієвим польовим шпатом, а також вростки в ньому. Уміщує численні кутуваті й рвані релікти польових шпатів. Згасання кварцу нормальне, рідше - хвилясте.

Мусковіт пластинчастого габітусу рівномірно розподілений у граніті. Розвивається на стиках зерен польових шпатів і безпосередньо по них, заміщуючи альбіт. Утворює також гнізда, прожилкові й струменеві агрегати, плівки. Під час посилення грейзенового процесу стає головним породоутворювальним мінералом грейзену. Інколи супроводжується бурими продуктами розкладання біотиту. Часто вміщує вкраплення флюориту, інколи з ним асоціюють мікровиділення карбонату й рудного мінералу.

Мусковіт є вторинним мінералом, тому що в ряді випадків асоціює зі скупченнями рудної речовини, яка є продуктом розкладу біотиту. Широкий розвиток мусковіту та присутність повних його псевдоморфоз свідчить про насиченість гранітного розплаву компонентами, що зумовили кислотне вилуговування й грейзенізацію гранітів. Рибекіт трапляється рідко. Являє собою темно-зелений мінерал з помітним плеохроїзмом до буро-жовтого (з низьким двозаломленням). Утворився завдяки розкладу біотиту.

Егірин асоціює з рибекітом у вигляді дуже дрібних тонких волокон у масі темних продуктів розкладання. Відзначається високим інтерференційним забарвленням. Плеохроїзм від темно-зеленого до жовтого.

Флюорит безколірний або світлобузкового кольору, трапляється у вигляді від дрібних до крупних зерен, а також їх агрегатних скупчень.

Молібденіт утворює дрібно-, середньой крупнопластинчасті зерна (до 10 мм), гніздоподібні скупчення й прожилкові виділення.

Каситерит представлений світло-коричневими й темно-бурими блискучими або матовими зернами розміром до 0,3- 0,5 мм.

Пегматити розвинуті у вигляді малопотужних тіл і належать до “гранітного типу”. Рідко трапляється лужний рибекіткварц-альбітовий пегматит. Пегматити мають простий склад, відрізняючись від польовошпатових метасоматитів лише структурою; проте в деяких метасоматитах також спостерігається реліктова пегматитова структура, що свідчить про тісний зв'язок цих процесів і накладання метасоматичної стадії на пегматитоутворення.

Пегматити частіше дрібной середньозернисті породи кварц-польовошпатового складу, тою чи іншою мірою альбітизовані й грейзенізовані, а інколи й карбонатизовані. Уміщують флюорит і циртоліт. Текстура масивна, структура пегматитова й пойкілопегматитова з накладеною метасоматичною й катакластичною. Мінеральний склад пегматитів такий: калієвий польовий шпат (60-70 %), плагіоклаз (олігоклаз-альбіт - 0-20 %, альбіт - 10 %), кварц (25-50 %), мусковіт (0-7 %), мікроклін другої генерації, хлорит, рибекіт, карбонат. Акцесорні мінерали: флюорит, циртоліт, анатаз.

Унаслідок інтенсивного розвитку процесів альбітизації й грейзенізації пегматити переходять у лужні метасоматити, які, як уже зазначалось, часто зберігають реліктову пегматитову структуру.

Вербинські граніти й породи, що їх уміщують, зазнали інтенсивної тектонометасоматичної переробки (дроблення, мілонітизацію, калішпатизацію, альбітизацію, окварцювання, грейзенізацію, флюоритизацію, серицитизацію) до перетворення їх у лужні метасоматити й грейзени.

Лужні метасоматити утворюють самостійні тіла в гранітах або, як уже зазначалося, розвиваються по пегматитах, асоціюють з ними і з грейзенами, утворюючи поступові переходи аж до перешарування пегматитів, лужних метасоматитів і грейзенів, що зумовлено послідовністю розвитку лужної й кислотної стадій метасоматичного процесу. Метасоматити представлені альбіт-кварц-мікроклін-пертитовими, рідше - кварц-мікроклін-альбітовими різновидами, різною мірою грейзенізованими, як правило, з флюоритом, циртолітом, рудними мінералами. Структура порід лепідобластова, пойкілолепідобластова, реліктова пегматитова, накладена катакластична.

Мінеральний склад метасоматитів (у %): мікроклін-пертит з альбітом - 60-85, кварц - 15-50, мусковіт - 2-7, біотит - 0-5, рибекіт, хлорит, флюорит, циртоліт, карбонат, каситерит, турмаліноподібний мінерал. Уміст вторинних та акцесорних мінералів - до 5 %, рудних - 0-5 %.

Мікроклін-пертит розвинений у вигляді крупних неправильних сильно кородованих, альбітизованих (у вигляді пертитових форм) зерен.

Альбіт розвивається по калішпату, розростаючись до повного його заміщення.

Кварц спостерігається в змінних кількостях у вигляді округлих ксеноморфних зерен, а також виповнює тонкі волосоподібні прожилки.

Мусковіт розвинений нерівномірно: від дрібних лусочок, які рідко трапляються, уздовж пертитових вростків до великих гніздових скупчень і майже суцільної мусковітизації.

Флюорит присутній завжди у вигляді дрібних украплень, а також більших виділень і прожилків.

Циртоліт представлений частіше дрібними, рідше крупнішими зональними зернами. Інколи його вміст досягає 1 % (сверд. 24, гл. 239,0 м).

Хлорит формує мікропластинчасті агрегати зеленого кольору; характерний для найбільш альбітизованих тіл метасоматитів.

Карбонат приурочений до мікротріщин або міжзернового простору.

Біотит присутній рідко, як правило, трапляється у вигляді реліктів, а інколи розвинутий уздовж системи мікротріщин. Грейзени. Усі породи масиву різною мірою грейзенізовані, водночас з-поміж них трапляються тіла й зони кінцевих продуктів метасоматозу, власне грейзенів. Як правило, грейзени асоціюють з лужними метасоматитами й пегматитами, розвиваючись по них. Але частіше вони розвиваються по гранітах, утворюючи серію зон різної потужності й конфігурації. Контакти грейзенів від поступових до різких. Залягають під кутом 30-70°. Потужність тіл грейзенів змінюється від 0,5 до 60 м, середня становить - 5,0 м.

Особливістю мінерального складу грейзенів є присутність реліктів польових шпатів вихідних порід, а також біотиту, альбіту, “очків” кварцу. За складом найпоширеніші такі типи грейзенів: флюорит-біотит-кварц-мусковітові, флюориткварц-мусковітові, альбіт-біотит-кварцмусковітові, мономінеральні мусковітові з невеликою кількістю флюориту й пластинчастих украплень рудного мінералу, топаз-цинвальдитові й рудні флюоритмусковіт-хлоритові із сульфідами [2].

Текстура грейзенів масивна, плямиста. Структура лепідобластова, крупной дрібнопластинчаста, а також порфіробластова, очкова з реліктовою пегматитовою. Мінеральний склад грейзенів (у %): мусковіт - 15-80, кварц - 10-80, альбіт - 5-15, мікроклін-пертит -5-15, біотит - 5- 30, зелена слюда, лепідоліт - 0-10, хлорит, флюорит - 0-15, циртоліт - 0-3, касситерит - 0-5, молібденіт - 0-5, пірит, ільменіт, сидерит, топаз, цинвальдит.

Мусковіт світло-жовтого кольору тонколускуватий і крупнопластинчастий - головний мінерал грейзенів, який складає їх основну масу. Утворює гнізда, плями, струменеві агрегати й зростки з реліктами біотиту та хлоритом із заміщенням їх по спайності. Забруднений темними продуктами розкладання біотиту, асоціює з флюоритом. Частіше мінерал чистий.

Кварц присутній у змінних кількостях, у вигляді крупних округлих та агрегатних дрібних зерен неправильної форми. Частіше кварц немов занурений у масу мусковіту. Інколи спостерігається його зрощення з сильно альбітизованим і кородованим реліктовим мікроклін-пертитом.

Альбіт присутній у вигляді неправильних свіжих крупних і дрібних пластинчастих зерен з кородованими краями, який немовби просочує породу; інколи кородує мусковіт, що свідчить про існування декількох його генерацій.

Біотит утворює рідкі чималі волокнисті агрегати, що зрослися з мусковітом по спайності. Супроводжується бурими продуктами розпадання. Плеохроює від бурого по Nq до бурувато-жовтого по Np. Хлорит (зелена слюда) крупнопластинчастий і крупноволокнистий. Разом з мусковітом і флюоритом утворює довго-волокнисті псевдоморфози по біотиту.

У деяких пластинках видно численні темні плеохроїчні “дворики” навколо мікровкраплень радіоактивних мінералів. Згасання пряме. Плеохроїзм від темно-зеленого по Nq до сірувато-жовтого по Np. Кольори інтерференції нижчі, ніж у біотиті.

Флюорит присутній у всіх різновидах грейзенів у вигляді одиночних зерен різної величини та агрегатів зерен, що виділяються по мікротріщинах. Асоціює з мусковітом і біотитом, інколи з рудними мінералами. У протолочних пробах безколірний або світло-бузковий.

Циртоліт утворює дрібні буруваті зерна із зональною будовою, ізотропізований.

Молібденіт представлений різновеликими пластинками розміром від 0,01 до 10 мм.

Каситерит спостерігається у вигляді світло-коричневих до жовтих блискучих неправильної форми зерен розміром до 0,5 мм.

У протолочних пробах трапляються пірит, ільменіт і сидерит.

Досить поширені з-поміж грейзенізованих порід рудопрояву топаз і цинвальдит, аж до утворення топаз-цинвальдитових грейзенів [2]. За даними мікрозондового аналізу склад топазу такий, %: SіО2 - 33,44; Al2О3 - 55,30; F - 9,47; МnО - 0,03; ZnО - 0,03; Мg - 0,01; ТіО2 - 0,01.

Нерідко у висячому боці метасоматичних зон, складених лужними метасоматитами й грейзенами, розвиваються березитоподібні породи як продукт низькотемпературних гідротермальних змін порід (сверд. 12).

Березити представлені тонкозернистими або тонколускуватими кварц-серицитовими й серицитовими породами з рівномірно розсіяним рудним пилом, дуже дрібними кутуватими зернинками кварцу й альбіту, інколи зі слідами порфіроподібного вигляду через освітлені ділянки серициту, що виділяються на темнішому фоні бурувато-жовтої тканини породи. Місцями спостерігаються вкраплення рідких округлих і неправильних крупних зерен кварцу й альбіту, що нагадують мигдалини. Текстура масивна й плямиста через нерівномірний розподіл рудного мінералу. Структура криптокристалічна до тонколускуватої, місцями нагадує мигдалекам'яну, завдяки рідким порожнинам та округлим виділенням кварцу й альбіту, зануреним в основну масу породи.

Мінеральний склад породи: серицит (90-95 %), кварц (0-5 %), альбіт, хлорит, рудний мінерал, карбонат, апатит.

Серицит тонкой дрібнолускуватий складає всю основну масу породи. Просочений гідрооксидами заліза й рудного пилу. У розміщенні лусок серициту й рудного пилу спостерігаються ділянки, що нагадують мікроліти й лейсточки, характерні для ефузивів.

Кварц розсіяний в основній масі породи разом із серицитом, у вигляді дуже дрібних кутуватих і розеткоподібних зерен, а також виповнює пустоти й мікротріщинки.

Альбіт трапляється у вигляді дуже дрібних неправильної форми зерен з розщепленими краями, рідко крупніших округлих зерен. Розсіяний в основній масі, свіжий, чистий, інколи з тонкими двійниками.

Хлорит утворює дуже рідкі й дрібні темні луски, часто приурочені до тріщин.

Рудний мінерал рівномірно розсіяний у породі у вигляді пилу й згусточків, інколи утворює кристали.

Карбонат у вигляді дрібних частинок і згустків так само розсіяний у породі.

Таким чином, наведені вище мінеральний склад порід і послідовність їх метасоматичних перетворень дають змогу в межах Вербинського рудопрояву молібдену виділити три стадії метасоматичних (рудоутворювальних) процесів [4]. На найбільш ранній стадії лужного перетворення порід (лужний їх характер підкреслюється розвитком рибекіту, альбіту й калішпату) відбувалось формування польовошпатових і кварц-польовошпатових метасоматитів. Із цими метасоматитами, які добре зіставляються з пертозитами Сущано-Пержанської зони, парагенетично пов'язані виділення каситериту й колумбіту.

З другою стадією перетворень, найширше розвиненою на рудопрояві представленою кислотним метасоматозом, пов'язано формування грейзенів і березитів та розвиток їх різних фацій. Так, центральні частини метасоматичних колонок представлені топаз-цинвальдитовими й кварц-цинвальдит-флюоритовими грейзенами. У тилових частинах зон метасоматичних перетворень розвиваються кварц-калішпат-альбіт-мусковітові й кварц-калішпат-мусковіт-біотитові метасоматити з флюоритом. Грейзенізація зачепила тою чи іншою мірою увесь комплекс порід рудопрояву, зокрема й ранні лужні польовошпатові метасоматити. Насиченість розчинів SіО2 зумовила розвиток кварцу в усіх фаціальних типах грейзенів; саме з грейзенами парагенетично й пов'язано формування молібденової мінералізації.

З перекристалізацією, сегрегацією й укрупненням зерен та агрегатів мінеральних фаз на завершальних етапах грейзенізації й тривалого тріщиноутворення (третя стадія перетворень) пов'язано формування великогніздових уособлень слюди, молібденіту, флюориту й кварцу та формування пізніх кварцових і кварц-сульфідних прожилків з криптовими зернами й агрегатами молібденіту й пізньої галенітсфалеритової мінералізації з мінералами вісмуту.

Метасоматичні процеси, що призвели до перетворень порід і рудоутворення на Вербинському рудопрояві, мають багато подібних ознак з метасоматозом СущаноПержанської зони (Пержанського рудного поля). Одна з найголовніших з них: це послідовна зміна одних і тих самих стадій метасоматичних перетворень. Відмінність полягає в менших масштабах і повноті процесів на Вербинському рудопрояві.

Петрота геохімічні особливості порід рудопрояву. Середній хімічний склад молібденоносних гранітоїдів вербинського типу наведено в табл. 1. Тут же для зіставлення наведено склад гранітів Устинівського масиву. За співвідношенням кремнезему й лугів рудоносні гранітоїди належать до порід нормального ряду, а устинівські граніти - до порід як нормального, так і сублужного ряду (рис. 3). За кремнекислотністю породи цих масивів належать до групи лейкогранітів, хоча трапляються й окремі фігуративні точки їх складу, які розміщуються в класифікаційному полі гранітів. Характерно, що вербинські граніти порівняно з устинівськими характеризуються більшою кремнекислотністю, у зв'язку з чим займають правіше поле діаграми. З усіх проаналізованих порід лише грейзени зосереджуються в класифікаційному полі гранодіоритів.

За сумарним умістом лугів рудоносні породи відповідають нормальним гранітам і лейкогранітам. При цьому якоїсь залежності між умістом суми лугів і кремнекислотністю порід не спостерігається, завдяки чому фігуративні точки їх складу на класифікаційній діаграмі утворюють смугу, паралельну осі SiO2. Водночас фігуративні точки устинівських гранітів розміщуються на діаграмі з обох боків розмежувальної лінії полів сублужних і нормальної лужності серій.

Величина натрій-калієвого співвідношення в породах є меншою одиниці (зрідка вона становить понад одиницю), що дає змогу зарахувати породи обох масивів (Вербинського й Устинівського) до чітко вираженої калій-натрієвої серії, зумовленої різким переважанням K2O над Na2O в сумі лугів.

Для гранітоїдів вербинського типу характерна помірна агпаїтність (середній коефіцієнт агпаїтності становить 0,54- 0,65), а для гранітів устинівського типу - підвищена агпаїтність (0,84), що пов'язано з підвищеною лужністю цих порід і дещо більшою роллю в сумі лугів натрію (табл. 1). Породи так само характеризуються помірними значеннями лужнофемічного показника, деяке збільшення якого спостерігається в устинівських гранітах. Водночас для грейзенів характерно зниження коефіцієнтів агпаїтності (до 0,47) і лужності (до 20,7).

Завеличиноюкоефіцієнтаглиноземистості граніти є дуже високоглиноземистими утвореннями (табл. 1). При цьому значення коефіцієнта кремній-алюмінієвого модуля для порід досить близькі; деяке його зменшення в гранітах устинівського типу пов'язано зі зменшенням у них умісту кремнезему.

Для всіх проаналізованих порід типовою є висока загальна залізистість (в основному становить понад 80 %); причому найбільшою залізистістю характеризуються грейзени (97,78 %). Ступінь окисненості заліза при цьому варіює в широкому діапазоні, що засвідчує змінну роль оксидного й закисного заліза в сумі загального заліза порід. Найнижчий ступінь окисненості заліза характерний для граніт-порфірів (у середньому становить 10,87 %) і метасоматитів (18,95 %), а найвищий - для устинівських гранітів підвищеної лужності (в середньому 55,92 %) і грейзенів (83,85 %).

Характерною ознакою рудоносних гранітоїдів є низька титанистість, про що засвідчують низький уміст цього елемента в породах, а також низькі значення коефіцієнта титанистості (табл. 1). Проте тенденція збільшення цього параметра простежується від більш висококремнеземистих порід (вербинські граніти) до менш кремнеземистих (устинівські граніти). У цьому ж напрямі закономірно спостерігається так само зменшення калійтитанового модуля. А найбільші його значення відзначаються для грейзенів (330).

Кількість магнію й кальцію в породах стабільно низька і становить значно менше 1 % (табл. 1). Підвищена концентрація кальцію в гранітах (1,05-2,25 %) й особливо в грейзенах (7,37 %) зумовлена присутністю кальцієвого мінералу - флюориту. При цьому деяке збільшення середніх значень кальцій-магнієвого модуля спостерігається у вербинських середньозернистих гранітах (3,81), метасоматитах (3,67) і грейзенах (92,13) на фоні 2,0-2,7.

Одним із найважливіших індикаторів ступеня метасоматичних змін і рудоносності гранітоїдів є відношення К/Rb. Так, для рудоносних гранітів, метасоматитів і грейзенів Вербинського рудопрояву значення цього параметра змінюються від 118 до 17, у середньому становлять 53. До речі, у гранітах першої фази становлення кишинського комплексу - устинівських гранітах - відношення К/Rb = 150, що зближує їх з рудоносними вербинськими гранітами. Таким чином, інтенсивно метасоматично змінені рудоносні граніти й особливо кварц-польовошпатові метасоматити та грейзени чітко виділяються низькими значеннями К/Rb-відношення, пов'язаними з наростальним накопиченням рубідію в процесі протікання метасоматичних змін.

Водночас з глибиною в гранітоїдах також спостерігається зменшення значень відношення К/Rb: у середньозернистих - від 118 до 35, а в граніт-порфірах - від 74 до 17. Загалом у рудоносних гранітах, лужних метасоматитах і грейзенах середнє значення К/Rb-відношення зменшується з глибиною від 78 до 40.

Рис. 3. Положення молібденоносних порід на класифікаційній діаграмі (K2O+Na2O) - SiO2 1 - лінія розділу між групами магматичних порід; 2 - дискримінаційна лінія, що розділяє поля порід нормального й сублужного ряду; 3-6 - гранітоїди вербинського типу (3 - граніт-порфіри, 4 - дрібно-середньозернисті граніти, 5 - лужні метасоматити, 6 - грейзени); 7 - середньо-крупнозернисті граніти Устинівського массиву

Геохімічні особливості гранітоїдів, що характеризуються, наводяться за результатами розрахунків статистичних геохімічних параметрів вибірок, складених за даними емісійного спектрального аналізу Житомирської ГЕ, виконаного під час проведення пошуково-оцінювальних робіт (кількість проб у вибірці становила 25-30 шт.). Кларки концентрації розраховано способом нормування середнього вмісту хімічного елемента в конкретній породі до кларку відповідних порід за А. П. Виноградовим [3].

У геохімічному відношенні породи, що досліджуються, загалом виявляють ідентичність між собою, про що свідчить подібність ранжованих рядів кларків концентрації хімічних елементів (табл. 2).

Загалом гранітоїди вербинського типу мають дуже сильну позитивну (Кк елементів > 1,5) літофільно-халькофільну геохімічну спеціалізацію. Так, граніт-порфіри характеризуються підвищеним умістом вісмуту (Кк = 2017,5), молібдену (Кк = 90), срібла (Кк = 12), олова (Кк = 6,8), цинку (Кк = 2,8), ніобію (Кк = 2,0), свинцю (Кк = 1,8), міді (Кк = 1,7), нікелю (Кк = 1,6), ітрію й ітербію (Кк = 1,7) та олова (Кк = 1,5). Граніти дрібно-середньозернисті мають підвищений уміст вісмуту (Кк = 821,5), молібдену (Кк = 64), олова (Кк = 6,3), срібла (Кк = 6), ніобію (Кк = 1,9), свинцю (Кк = 1,7), міді (Кк = 1,6). Кварц-польовошпатові метасоматити характеризуються підвищеним умістом вісмуту (Кк = 1250,1), срібла (Кк = 18,6), молібдену (Кк = 6,2), олова (Кк = 5), ніобію (Кк = 3,1), цирконію (Кк = 2,2) і свинцю (Кк = 1,6). Для грейзенів, березитів і грейзенізованих порід характерний підвищений уміст вісмуту (Кк = 1410), срібла (Кк = 18,0), молібдену (Кк = 16,0), олова (Кк = 15,0), ніобію (Кк = 2,7), цирконію (Кк = 2,5), міді (Кк = 2,2) та свинцю (Кк = 2,0). Фельзитпорфіри відзначаються підвищеним умістом молібдену (Кк = 2,1), цинку (Кк = 1,8), срібла (Кк = 1,5). З-поміж елементів дефіциту (від'ємна геохімічна спеціалізація: Кк < 0,7) рудоносних гранітів і метасоматитів - ванадій, кобальт, титан, берилій, барій.

Таким чином, у геохімічному відношення всі породи Вербинського рудопрояву беззаперечно виявляють значні риси подібності між собою.

Варто зазначити, що й для гранітів Устинівського масиву так само характерна позитивна, але менше виражена літофільно-халькофільна геохімічна спеціалізація (табл. 2), зумовлена підвищеним умістом вісмуту (Кк = 610), срібла (Кк = 6), ніобію (Кк = 1,9), ітрію й ітербію (Кк = 1,7) та олова (Кк = 1,5). Уміст молібдену, свинцю, міді, берилію й цирконію в породах близький до кларкового (Кк = 1,1).

Загалом в ряду від гранітів дрібно-середньозернистих до граніт-порфірів спостерігається деяке збільшення середнього вмісту (в г/т) таких елементів: молібдену від 64,4 до 87,9, вісмуту від 8,2 до 20,2, срібла від 0,3 до 0,6, олова від 19,1 до 20,4, ванадію від 7,1 до 19,6, нікелю від 5,3 до 13,1, ітрію від 40,3 до 69,8, марганцю від 164,2 до 436,7. Така сама тенденція характерна й для дисперсії вмісту цих елементів. Водночас зменшення вмісту (в г/т) характерне для миш'яку від 45,6 до 27,4 та цинку від 168,9 до 143,9. У рудоносних середньозернистих гранітах коефіцієнт варіації вмісту молібдену становить 190, у гранітпорфірах - 202 (П. А. Кондратенко та ін., 2002 р.).

Результати кореляційного аналізу показали наявність позитивного кореляційного зв'язку молібдену в дрібно-середньозернистих гранітах з берилієм (0,47), сріблом (0,27), марганцем (0,29), оловом (0,23), свинцем (0,19), хоча загалом це дуже слабкий зв'язок. У граніт-порфірах молібден краще корелюється зі сріблом (0,62), германієм (0,41), оловом (0,27), цинком (0,23), вісмутом (0,24), свинцем (0,25). Кореляційний зв'язок молібдену значно поліпшується в метасоматитах і грейзенах з такими елементами: оловом до стійкого (0,78), свинцем (0,68), вісмутом (0,66), цинком (0,66), міддю (0,64), сріблом (0,63), літієм (0,47), кадмієм (0,60), германієм (0,38), ніобієм (0,33), марганцем (0,33), талієм (0,27). А це свідчить про те, що саме метасоматичні процеси сприяють поєднанню міграційних шляхів указаних хімічних елементів.

Оскільки в рудоносних дрібно-середньозернистих і середньозернистих гранітах і граніт-порфірах Вербинського рудопрояву поширений флюорит, що засвідчує про фторидний характер постмагматичних розчинів, визначено кореляційний зв'язок фтору зі свинцем (0,42) і вісмутом (0,41), міддю (0,39), берилієм (0,26), молібденом (0,15). Такий досить низький кореляційний зв'язок фтору з молібденом та іншими супутніми елементами, вірогідно, пояснюється різними міграційними їх шляхами і формуванням флюориту на завершальних стадіях рудогенезу.

Висновки

Інтрузія молібденоносних гранітів вербинського типу розміщена в південно-східній екзоконтактовій зоні Устинівського гранітного масиву (кишинський комплекс) і складена двома фаціальними різновидами порід: граніт-порфірами, розвиненими в апікальній її частині, і дрібно-середньозернистими й середньозернистими слабопорфіроподібними гранітами - в корінній, а також продуктами їх метасоматичних перетворень, з-поміж яких поширені кварцпольовошпатові метасоматити, різноманітного складу грейзени й березити. За структурним положенням і мінералого-петрографічними особливостями та петрой геохімічними характеристиками рудоносні граніти належать до другої фази вкорінення гранітів Устинівського масиву.

За петрохімічними параметрами рудоносні гранітоїди є породами нормального ряду, калій-натрієвої серії, помірної агпаїтності, високої залізистості й низької титанистості та загалом характеризуються низькими значеннями К/Rb-відношення.

У геохімічному відношенні всі породи відзначаються дуже сильною позитивною літофільно-халькофільною геохімічною спеціалізацією внаслідок підвищеного вмісту вісмуту, срібла, молібдену, олова й менше ніобію, свинцю й міді.

Подальші дослідження Вербинського рудопрояву молібдену потрібно спрямувати на вивчення геохімічних особливостей рудопрояву та структурно-морфологічних особливостей і геодинамічних та фізикохімічних умов формування зруденіння.

Література

1. Безпалько Н. А. Біотитовий граніт верхньої течії р. Перга (Волинь)//Геол. журнал. - 1965. - 25. - № 4. - С. 79-80.

2. Бучинская К. М., Нечаев С. В. Топазциннвальдитовые грейзены Вербинского полиметаллического рудопроявления (Украинский щит)//Геол. журнал. - 1989. - № 2. - С. 86-93.

3. Виноградов А. П. Средние содержания химических элементов в главных типах изверженных пород земной коры//Геохимия. - 1962. - № 7. - С. 555-572.

4. Галий С. А., Есипчук К. Е., Когут К. В., Кондратенко П. А. Вербинское месторождение молибдена (северо-запад Украинского щита): петрография, минералогия, условия формирования//Минерал. журнал. - 2000. - 22. - № 4. - С. 73-83.

5. Державна геологічна карта України. М-б 1:200 000. Аркуш М-35-ХI (Коростень)/ Костенко М. М., Мазур С. М., Котвицький Л. Ф. та ін. - Київ: Міністерство екології та природ. ресурсів України, Північ. держ. регіон. геол. підприємство “Північгеологія”, 2001. - 145 с.

6. Кореляційна хроностратиграфічна схема раннього докембрію Українського щита. Пояснювальна записка. - К.: УкрДГРІ, НСК України. - 2004. - 30 с.

7. Костенко Н. М., Металиди В. С., Потебня М. Т. Оловоносные площади дорифейской складчатости в северо-западной части Украинского щита//Геол. оловорудных месторождений СССР. В двух томах. Т. 2. Оловоруд. месторожд. СССР. Кн. 2. - М.: Недра, 1986. - С. 172-176.

8. Костенко О. М. Геологія та особливості речовинного складу колізійних гранітів Волинського мегаблока Українського щита// Збірник наукових праць УкрДГРІ. - 2012. - № 3. - С. 48-67.

9. Костенко О. М. Геологія та геохронологія гранітоїдів Волинського мегаблока: автореф. дис. ... на здобуття наук. ступеня канд. геол. наук: спец. 04.00.02 “Геохімія”. - К., 2013. - 20 с.

10. Личак И. Л. Петрология Коростенского плутона. - К.: Наукова думка, 1983. - 248 с.

11. Металиди В. С., Букович И. П., Высоцкий Б. Л., Костенко Н. М., Котвицкий Л. Ф. О новом комплексном молибденовом рудопроявлении на Украинском щите//Геол. журнал. - 1986. - Т. 46. - № 5. - С. 102-105.

12. Металіді В. С., Кондратенко П. А., Парфенюк В. О. Молібденові руди України// Мінеральні ресурси України. - 1997. - № 10. - С. 10-13.

13. Металічні і неметалічні корисні копалини України. Т. 1. Металічні корисні копалини/ Гурський Д. С., Єсипчук К. Ю, Калінін В. І. та ін. - Львів: Вид-во “Центр Європи”, 2005. - 785 с.

14. Минералогия олова, вольфрама и молибдена в Украинском щите/Нечаев С. В., Кривдик С. Г., Семка В. А. и др. - К.: Наукова думка, 1986. - 212 с.

Геология и особенности состава рудоносных пород Вербинского рудопроявления молибдена (Волынский мегаблок Украинского щита)

Н.М. Костенко, Украинский государственный геологоразведочный институт, П.А. Кондратенко, Житомирская геологическая экспедиция ГП “Украинская геологическая компания”

В статье рассмотрено геолого-структурное положение Вербинского рудопроявления молибдена, расположенного в северо-западной части Волынского мегаблока Украинского щита, и приведена подробная минералого-петрографическая и петрои геохимическая характеристика рудоносных пород, представленных двумя фациальными разновидностями: гранит-порфирами, развитыми в апикальной части интрузии, и мелко-среднезернистыми и среднезернистыми слабо порфировидными гранитами - в коренной, а также продуктами их метасоматических преобразований, среди которых распространены кварц-полевошпатовые метасоматиты, разнообразного состава грейзены и березиты. По структурному положению, минералого-петрографическим особенностям и петрогеохимическим признакам вербинские рудоносные граниты относятся к породам второй фазы укоренения гранитов Устиновского массива (кишинский комплекс). По петрохимическим параметрам молибденоносные породы - нормального ряда, калий-натриевой серии, умеренной агпаитности, высокой железистости и низкой титанистости и вообще характеризуются низкими значениями К/Rb отношения. Они отличаются очень сильной положительной литофильно-халькофильной геохимической специализацией благодаря повышенному содержанию висмута, серебра, молибдена, олова и в меньшей мере - ниобия, свинца и меди.

Ключевые слова: Волынский мегаблок Украинского щита, Устиновский массив, Вербинское рудопроявление, молибден, гранит-порфиры, среднезернистые граниты и лейкограниты, полевошпатовые метасоматиты, грейзены.

<
 
Если Вы заметили ошибку в тексте выделите слово и нажмите Shift + Enter
 
Предметы
Банковское дело
Бухучет и аудит
География
Журналистика
Информатика
История
Культурология
Литература
Маркетинг
Математика, химия, физика
Медицина
Менеджмент
Недвижимость
Охрана труда
Педагогика
Политология
Право
Психология
Религиоведение
Сельское хозяйство
Социология
Спорт
Техника
Товароведение
Философия
Финансы
Экология
Экономика
Этика и эстетика
Прочее