Обґрунтування комплексу методів геофізичних досліджень свердловин при розвідці Носачівського апатит-ільменітового родовища

ВСТУП

Найбільші у світі родовища багатих титанових і фосфатно-титанових руд пов'язані з породами габро-анортозитової формації.

Ендогенні родовища титанових і фосфатно-титанових руд, у колишньому СРСР, зосереджені в межах Джугджуро-Станового анортозитового поясу, Українського та Балтійського щитів. На Україні вони виявлені на Коростенському і Корсунь-Новомиргородському плутонах. На Корсунь-Новомиргородському плутоні, в результаті геолого-зйомочних і пошукових робіт, в габроїдах виявлені ільменітові та апатит-ільменітові рудопрояви з високим (до 40% і більше) вмістом TiО₂: Носачівський, Межирічський, Калинівський, Південно-Цвітковський, Волковський, Воронівський I і II, Цвітковський.

Зацікавленість в подальшому вивченні цих об'єктів, як потенційних джерел титанової сировини, і доцільність проведення геологорозвідувальних робіт обумовлені, насамперед, гострою потребою в даній сировині. Існує серйозна незадоволеність попиту споживачів в кольоровій металургії та у хімічній промисловості (пігментний TiО₂).

З перерахованих вище рудопроявів Корсунь-Новомиргородського плутону найбільший практичний інтерес представляє Носачівський, як найбільш вивчений. За результатами технологічних досліджень руди високотехнологічні, ільменіт в них слабозмінений, практично не містить шкідливих домішок. Одержані з руд ільменітові концентрати Носачівського родовища за своєю природою є унікальною сировиною для виробництва пігментного двоокису титану сірчанокислотним способом і, в даний час, за всіма показниками можуть служити еталоном якості титановмісної сировини.

Загальний ресурсний потенціал Носачівського родовища попередніми роботами оцінюється в 44 млн. т. двооксиду титану і 11 млн. т. пентоксиду фосфору.

Перед комплексом геофізичних досліджень у свердловинах були поставлені наступні геологічні завдання:

завірка літологічної будови розрізу геофізичними методами і контроль виконання бурових робіт;

визначення меж рудних тіл;

попутні пошуки радіоактивної сировини;

- визначення просторового положення стволів свердловин.

Завдання вирішувалися комплексом методів: стандартного каротажу (методами У.О; ПC); ГК; ГГК-Щ; МЕП; каротаж магнітної сприйнятливості (ǽ ), інклінометрія (І), кавернометрія (К).

Автор цієї роботи безпосередньо приймав участь у виконанні польових робіт, та первинної обробки польових матеріалів,за допомогою яких були вирішені поставлені задачі.

Дана кваліфікаційна робота спеціаліста складається з восьми розділів, вступу та висновків.

1. ЗАГАЛЬНІ ВІДОМОСТІ ПРО РОДОВИЩЕ

Носачівське родовище розташоване в середньому Придніпров'ї (північно-східна частина аркуша М-36-ХХVI) і в адміністративному відношенні, знаходиться в межах Смілянського району Черкаської області України (рисунок 1.1).

Площа робіт розташована на північно-західній окраїні с. Носачів і становить 6 113 тис. м² (див. рисунок 1.2). Площа виходу руд під породи осадочного чохла становить 786,9 тис. м². Руди Носачівського родовища частково залягають під однойменним населеним пунктом. Безпосередньо через ділянку проходять Одеська залізниця і шосе Черкаси - Умань, на охоронні зони яких припадає 28,5тис. м² (або 3,6% площі родовища); 28,8% поверхні родовища зайнято орними землями; біля 288,5 тис. м² (36,7%) площі займають житлові будови та присадибні господарства жителів с. Носачів; 18,3% становлять невгіддя (рисунок 1.3). Докладний розподіл земельних угідь на площі робіт і родовища наведено в таблиці 1.1.

Таблиця 1.1 - Розподіл земельних угідь на площі робіт і родовища.

Оголеність території району вкрай незадовільна. Породи кристалічної основи скрізь перекриті чохлом осадочних порід потужністю, в середньому, близько 70м.

СИТУАЦІЙНИЙПЛАН ПЛОЩІ РОБІТ

Район родовища являє собою горбисте лісостепове плато, посічене ярами та балками з крутістю схилів до 15-20º. Мінімальні відмітки припадають на долину р. Серебрянка і становлять 130-140 м, максимальні досягають 200-210 м.

Район робіт розташований у лісостеповій зоні, характеризується помірно континентальним кліматом: з сухою погодою влітку та малосніжною взимку з частими відлигами. Середньорічна температура повітря + 7,4ºС. Період без морозів триває 180-200 днів. Середньорічна кількість опадів складає 450-520 мм, найбільша їх частина випадає у весняно-літній період. Сніжний покрив непостійний і становить, в середньому, 0,3-0,4 м. За даними Київської метеорологічної станції глибина промерзання ґрунту в районі досягає 1,03 м.

Район характеризується високорозвиненим сільським господарством, добре налагодженою системою комунікаційних зв’язків. Крім залізничного і автомобільного видів транспорту, що проходять безпосередньо через родовище, в 55 км знаходиться річковий порт міста Черкаси на р. Дніпро, що має зв’язок з портами Чорного моря. Найближча вузлова залізнична станція розташована в 4 км у селі Цвітково.

Потреба району робіт в паливі забезпечується за рахунок привізного вугілля. Місцевими паливними ресурсами є ліс і торф (25 км на північ - Ірдинська торфобрикетна фабрика).

Постачання місцевого населення питною водою не централізоване - з неглибоких приватних колодязів. У безпосередній близькості від родовища бере свій початок невелика річка Серебрянка, лівий приток р. Тясмин. Планується будівництво водогонно-каналізаційної системи с. Носачів.

Район густо населений, має ресурси робочої сили. У безпосередній близькості розташований район з розвинутою гірничовидобувною промисловістю. Це буровугільні шахти м. Ватутіно та м. Звенигородка Черкаської області і рудоуправління Кіровоградської області (м. Смоліно, м. Кіровоград). Через закриття нерентабельних підприємств в районі є достатня кількість кваліфікованої робочої сили, зайнятій у гірничій промисловості.

2. ГЕОЛОГО-ГЕОФІЗИЧНА ВИВЧЕННІСТЬ РАЙОНУ РОБІТ

.1 Геологічна вивченість

Самими ранніми роботами на Носачівській ділянці є роботи, виконані при геологічній зйомці масштабу 1:50 000 в 1959-1961р.р. (аркуш М-36-100-В, І.Ф. Піддубний та ін., 1961р. [4, 5, 6]; аркуш М-36-100-А, В.К. Рябчун та ін., 1961 р.). За результатами геолого-зйомочних робіт у межах гравітаційних аномалій виявлено декілька тіл олівінових габро з мінералізацією ільменіту, але випробування на TiО₂ і P₂O₅ не проводилося. Скороченим хімічним аналізом випробували боксити, бокситоподібні породи і рідко кори вивітрювання. Окремими аналізами встановлений високий вміст TiO₂.

В 1982 році при складанні звіту за темою «Аналіз і оцінка виявлених раніше рудопроявів і аномалій по Кіровоградському блоку» [5, 6]. Волковська ділянка, під назвою Цвітковська, була рекомендована, як перспективна, на виявлення фосфатно-титанових руд.

В 1983 році, під час глибинного геологічного картування геолого-зйомочною партією Черкаської геологорозвідувальної експедиції, виконано великий обсяг бурових робіт на площі ділянки [4, 5,6].

На Волковському гравітаційному максимумі було пробурено 2 глибокі пошукові свердловини (№№ 216, 218) в епіцентрі аномалій. Свердловини розкрили олівінові габро-норити з бідним вкрапленим зруденінням по всьому стволу свердловин.

Крім того, було пробурено ще ряд глибоких і кілька профілів картувальних свердловин у південній частині ділянки з метою перевірки аномалій викликаної поляризації, але за межами гравітаційної аномалії. Буріння свердловин в епіцентрі інтенсивного (5,7 мГл) Волковського гравітаційного максимуму дало негативний результат на предмет виявлення фосфатно-титанового зруденіння. Інші гравітаційні аномалії, що утворюють разом з Волковським максимумом єдине аномальне поле, були виключені з подальших пошуків. [4]. У східному і південному бортах аномалій виявлена потужна зона графітизації в габро-анортозитах, яка обумовила аномалію викликаної поляризації. Швидше за все, зони графітизації є фронтально-фланговими ореолами багатого ільменітового зруденіння.

У зв'язку з гострим дефіцитом сировини для титанової промисловості, роботи з виявлення фосфатно-титанових руд у межах Корсунь-Новомиргородського плутону, були продовжені. Тут, під час геолого-зйомочних робіт на Межиричській, Волковській і Воронівській ділянках, був виявлений ряд рудопроявів ільменіту і апатиту в основних та ультраосновних породах, які просторово співпадають з гравітаційними і магнітними аномаліями. Геологічним завданням передбачалось: оцінка перспективних рудопроявів багатих фосфатно-титанових руд, визначення морфології рудних покладів, їх структурної позиції, виділення площ з прогнозними ресурсами категорії Р₂ на Межирічському масиві основних порід.

При проведенні пошукових робіт за результатами гравіметричної зйомки на Волковській ділянці було виділено декілька локальних гравітаційних аномалій, які представляють потенційний інтерес:

) Носачівська аномалія, в західному борту якої виявлені багаті ільменітові руди, а свердловиною № 76 встановлено зруденіння і у східному борту аномалії;

) Калинівська аномалія, яка розташована в 2,5 км на північний схід від Носачівської аномалії, по ізолінії 1 мГл разом з Носачівською утворює єдине аномальне поле, а свердловиною № 73 у східному борту аномалії розкриті малопотужні зони багатих руд у габро-анортозитах;

) Волковський гравітаційний максимум (в 6 км на схід від Калинівської аномалії), де двома глибокими свердловинами в епіцентрі вскриті габро-норити з бідним вкрапленим зруденінням;

) Східно-Волковська аномалія розташована в 3,5 км на схід від Волковського максимуму, в зоні переходу широтного Носачівського масиву в субмеридіональний Смілянський масив;

) Південно-Цвітковська аномальна зона північно-західного простягання з трьома епіцентрами в 3,5 км на південний захід від Носачівської аномалії;

) Цвітковська аномалія 0,25 мГл знаходиться в 3 км на захід від Носачівської аномалії, у борті кільцевої кайнотипної структури центрального типу.

В результаті пошукових робіт 1985-1989 р.р. у полі Носачівської аномалії геологом Лукіних А.Д. був виявлений раніше невідомий рудопрояв багатих ільменітових руд. Встановлено зв'язок багатого ільменітового зруденіння з тектонікою II і III порядку. Визначені основні закономірності локалізації титанового і фосфатно-титанового зруденіння, головні пошукові ознаки та критерії пошуків багатих руд. Проведено оцінку прогнозних ресурсів категорії Р₁ і Р₂ Носачівського рудопрояву, дані рекомендації на проведення пошуково-оцінювальних робіт. Комплекс наземних геофізичних, геологічних і геохімічних досліджень дозволив розробити геологічну модель рудної формації, визначити критерії рудоносності продуктивних габро-анортозитових масивів, скласти прогнозні карти на багаті титанові руди.

Пошуково-оцінювальні роботи [5, 6] стали логічним продовженням планомірного вивчення Носачівського рудопрояву багатих титанових руд. Роботи проведені не в повному обсязі (60% від проектних робіт) і були припинені через відсутність асигнувань.

За даними випереджаючих наземних геофізичних робіт (проведення граві- і магніторозвідки масштабу 1:5 000), пошуково-оцінювального буріння та аналізу отриманих геологічних даних встановлено, що Носачівський рудопрояв просторово та генетично пов'язаний з крутопадаючою штокоподібною структурою норитового складу, розташованою в північно-східній частині масиву основних порід, який є перспективним для постановки наступних геологорозвідувальних робіт на комплексні апатит-ільменітові руди.

2.2 Геофізична вивченість

Площа району робіт досить детально вивчена різномасштабними геофізичними дослідженнями (рисунок 2.1).

Перші відомості про фізичні поля району були отримані за даними дрібномасштабної гравіметричної зйомки масштабу 1:200 000, магнітометричної зйомки масштабу 1:50 000 і матеріалів вертикального електрозондування по мережі 2х2км 5х1км (Горячко І.В., 1947 р.; Балабушевич І.А., 1955 р.; Шаган Л.П., 1956р.; Болобах К.А., 1958 р.; Харитонов В.Д. 1958 р.). [4]. Встановлено, що район робіт розташований у зоні зчленування двох регіональних гравітаційних аномалій: Кіровоградського мінімуму на південному сході та області підвищених значень сили тяжіння, обумовленої впливом основних порід Корсунь-Новомиргородського плутону.

За даними вертикального електрозондування вивчено рельєф кристалічного фундаменту. Недоліком цих робіт є факт їх виконання апаратурою низької точності і дрібномасштабність: магнітометричні зйомки характеризувалися точністю ±20-25 нТл, гравіметричні - ± 0,20 мГал.

З 60-х років у районі робіт розпочинаються середньомасштабні геофізичні зйомки (Сергій Г.В., 1963 р.; Шаган Л.Н., 1965 р., 1978 р.), які характеризуються більш високою точністю визначення аномальних значень полів Dga (±0,07-0,14 мГал) і Za (5-7 нТл).

Більш детальне вивчення досліджуваної площі проводилося ДГГЕ починаючи з 1980 р. Так, в 1980 році, вперше в практиці магнітометричних робіт по однотипній методиці, вивчено характер розподілу магнітного поля над великою територією - Кіровоградським тектонічним блоком, включаючи Корсунь-Новомиргородський плутон.

Аеромагнітну зйомку масштабу 1:10 000 магнітометрами ЯМП-3 і АСГ-71 виконувала аерогеофізична партія (Тесленко А.В., 1980 р.). У той же час, при виконанні цих робіт допущений істотний недолік - зйомка велася тільки на одній висоті (50-60 м), що знизило її інформативність.

На підставі профілю № 24 геолого-сейсмічного зондування і МОВЗ («Земля-вибух») Корсунь-Новомиргородський плутон виділений як самостійний блок земної кори (Трипільський А.А., 1977 р.). Отримано дані про наявність субгоризонтальних меж розділу земної кори та верхньої мантії.

Глибина до поверхні К₂ становить 10-12 км, до поверхні Мохоровичича - 39-40,5 км, глибина поширення габроїдних утворень - близько 4-5 км.

В 1980-1984 роках при глибинному геологічному картуванні масштабу 1:200 000 (Воробей А.І. та ін., 1984 р. [6]), за результатами гравіметричної зйомки масштабу 1:50 000, виконаною Правобережною геофізичною партією, виділена Носачівсько-Волковська площа, як перспективна на титанове зруденіння. Носачівсько-Волковська площа перебуває в межах розвитку двох великих гравітаційних аномалій: Носачівської, що має північно-східне простягання, та Волковської ізометричної аномалії.

Продовженням і розвитком рекомендацій, які були отримані за результатами геологічних і геофізичних робіт, глибинного геологічного картування, явилися пошукові роботи на титан, виконані на Носачівсько-Волковській площі в 1985-1989 р.р. (Сикало Н.І. та ін., 1989 р. [6]).

У комплекс геофізичних методів входила площинна гравірозвідка по мережі 100 х 100 м, площинна електророзвідка в модифікації ВП-СГ по мережі 100 х 50 м і електророзвідка методом дрібномасштабного заряду установкою «свердловина-поверхня».

Крім площинних робіт, для винесення на місцевість і деталізації аномалій Dgа і DТа для оптимального розміщення структурно-пошукових свердловин, виконані профільні роботи методом гравірозвідки (крок 50 м) і магніторозвідки (крок 25 м).

Були складені карти комплексної інтерпретації геофізичних матеріалів масштабу 1:10 000 з урахуванням результатів обробки гравімагнітних даних по програмі «СКІД» з використанням ЕОМ ЄС-1022.

Пошуково-оцінювальні роботи, які проводилися з 1990 р., стали продовженням планомірного вивчення Носачівського рудопрояву багатих апатит-ільменітових руд. [4]. Весь комплекс наземних геофізичних досліджень був спрямований на вирішення таких геологічних завдань, як уточнення просторових меж рудопрояву, визначення морфології рудних тіл, а також встановлення рудоконтролюючих факторів локалізації багатих апатит-ільменітових руд.

Геофізичні дослідження виконувалися Правобережною геофізичною партією і включали площинну гравіметричну і магнітометричну зйомки масштабу 1:5000 та електророзвідку методом заряду в модифікації “свердловина-поверхня” масштабу 1:5 000 (Вернидуб А.Ю. та ін., 1996 р. [5]).

Рис.2.1 Схема геофізичної вивченості

2.3 Гідрогеологічна вивченість

Носачівська ділянка розміщена на схилі вододілу у верхів’ї р. Серебрянки, яка є маловодною і в літній період пересихає, але в період випадання активних атмосферних осадків відновлюється і доволі помітно поповнює водоносний горизонт в середньочетвертинних водольодовикових і озерних відкладах прохідних долин (f,lgP_II), представлений як пласт-полоса. [10].

Водяні потоки по балкам ізольовані від першого водоносного горизонту товщою глин і суглинків. В межах Дніпробасу полтавські, харківські і київські піски характеризуються низькими фільтраційними параметрами. Це підтверджується досвідом гідрогеологічних вивчень на родовищах, а також осушувальними роботами на підготовчих етапах розробки площ. Цей горизонт безнапірний в зв’язку з великим розповсюдженням в плані, граничні умови характерні як для безграничної полоси.

Водоносний комплекс бучацьких відкладів (Р₂bč) має в плані практично повсюдне розповсюдження і приймається до розрахунку, як напірний безграничний пласт.

Водоносний комплекс у відкладах крейди (К₁sm) має в плані смугоподібну форму, яка орієнтована на північний схід. Горизонт напірний.

Водоносний горизонт (PR) тріщинуватої зони кристалічних порід і продуктів їх вивітрювання має повсюдне розповсюдження і пов’язаний з розломами і тріщинуватістю. Горизонт напірний.

Гідрогеологічні умови родовища в розрізі осадочної товщі характеризуються, як багатошарова товща з роздільними слабопроникливими прошарками, яка лежить на кристалічному (PR) фундаменті. [3, 5, 10].

Таким чином в межах Носачівського родовища виділяються наступні водоносні горизонти, які будуть мати основний вплив при розробці родовища:

- водоносний горизонт в середньочетвертинних водольодовикових і озерних відкладах прохідних долин (f,lgP_II);

водоносний комплекс полтавських і харківських відкладів (P₃-N₁pl, Р_2-3hr);

водоносний комплекс бучацьких відкладів (Р₂bč);

водоносний комплекс у відкладах крейди (К₁sm);

водоносний горизонт тріщинуватої зони кристалічних порід і продуктів їх вивітрювання (РR).

3. ГЕОЛОГІЧНА БУДОВА РОДОВИЩА

.1 Загальні риси геологічної будови району робіт

В структурному відношенні Носачівське родовище розташовано в межах Носачівського масиву основних порід, який є складовою частиною Смілянського габро-анортозитового масиву, що входить до складу Корсунь-Новомиргородського плутону - складного магматогенного спорудження протоплатформного етапу геологічного розвитку Українського щита. [1].

Корсунь-Новомиргородський плутон розташований серед палеопротерозойських гнейсів і сланців інгуло-інгулецької серії, гранітів і мігматитів кіровоградського комплексу. Площа плутону близько 6 000 км², в тому числі площа анортозитових масивів складає більше 1 200 км². Анортозити залягають серед гранітів рапаківі корсунь-новомиргородського комплексу і тільки на окремих ділянках, контактують з вміщуючими кристалічними породами. [9].

Плутон утворює склепінне-брилове підняття в осьовій частині Кіровоградського блоку. Контакти порід плутону з вміщуючими кристалічними породами „рами” тектонічні [4. 7]. В результаті глибинного геологічного картування на північно-західній окраїні плутону встановлені активні інтрузивні контакти гранітів рапаківі з інтенсивним ороговикуванням і скарнуванням вміщуючих порід, А.І., [6]. Ці контакти ускладнені скидами з утворенням еруптивних брекчій, впровадженням пегматитів та інтенсивним гідротермальним зміненням порід.

Глибинним сейсмічним зондуванням встановлена значна потужність плутону, що змінюється від 2-3 км у центральній частині до 5-6 км на периферії [4]. Як і в Коростенському плутоні, анортозити залягають серед гранітів рапаківі у вигляді субгоризонтальних пластиноподібних тіл, що переходять у крутопадаючі штокоподібні тіла, які розглядаються як підвідні канали основної магми.

Територія характеризується складною внутрішньою будовою, що пояснюється багатоетапністю і різноманітністю геологічних процесів, які мали місце в ході тривалого історичного розвитку земної кори.

Верхній структурний поверх („осадочний чохол”) представлений субгоризонтально залягаючими, стратифікованими, неметаморфізованими мезо-кайнозойськими утвореннями, які мають повсюдне поширення. [14].

Нижній структурний поверх, на рівні мезо-кайнозойського ерозійного зрізу, представлений глибоко метаморфізованими архей-нижньопротерозойськими утвореннями, інтрузивними породами корсунь-новомиргородського комплексу і в структурно-тектонічному плані, характеризується складчато-блоковою будовою.

Серед розломів субмеридіонального простягання впевнено виділяється Канівсько-Новомиргородський („осьовий”) глибинний розлом, приурочений до осьової частини склепінне-брилового Новоукраїнського підняття, пов'язаного з впровадженням Корсунь-Новомиргородського плутону. При перетинанні зонами глибинних розломів широтного простягання осьовий розлом зазнає декілька зсувів в східному напрямку. Найбільш чітко розлом виділяється морфоструктурним аналізом та при дешифруванні аеро- і космознімків дрібного масштабу. Все це свідчить про активізацію розлому аж до неоген-четвертинного часу. Розлом пов'язаний винятково з платформенним етапом розвитку території.

Для району в цілому характерний розвиток розломів субширотного напрямку, які притерпіли активізацію в пізньому протерозої. Ця група розломів визначає просторове положення блоків II-го й більш високих порядків. Глибинні розломи, головним чином, представлені зсувами, іноді розсувами, визначають фрагментарно-східчасту будову субмеридіональних розломів. [2].

Діагональна система розломів в геологічній будові району грає не менш важливу роль, ніж ортогональна. Розломи діагональної системи чітко простежуються у вигляді окремих фрагментів як у межах плутону, так і в рамі. Закладення діагональної системи розломів і наступні активізації пов'язані, насамперед, з розвитком найбільшої структури платформного етапу - Дніпровсько-Донецької западини. Найбільш проявлені розломи північно-західного простягання паралельні осьовій частині ДДЗ, для яких характерні, в основному, вертикальні рухи (структури типу підкидів, скидів).

Розломи діагональної системи утворюють каркасну структуру, в межах якої формувалися масиви Корсунь-Новомиргородсього плутону. Так, з розломами північно-західного напрямку пов'язане становлення меланократових диференціатів габро-анортозитового субкомплексу, що чітко проявлено в простяганні тіл меланократових габроїдів Руськополянського, Смілянського, Городищенського масивів, а з розломами північно-східного напрямку - Носачівського масиву основних порід.

Носачівський масив основних порід є складовою частиною Смілянського анортозитового масиву, площа якого 350 км², і розташований в центральній частині Корсунь-Новомиргородського плутону (граф. дод. 1, 2). [14].

Він являє собою витягнуте в субширотному напрямку тіло площею близько 110км². Нижня межа основних порід, за даними глибинного сейсмічного зондування, фіксується на глибині близько 4 км.

Крім Носачівського, в складі Корсунь-Новомиргородського плутону виділяються Новомиргородський, Городищенський, Руськополянський, Межиричський анортозитові масиви, а також Корсунь-Шевченківський (північний) і Шполянський (південний), масиви гранітів рапаківі [6].

Південний екзоконтакт масиву характеризується високо диференційованим знакозмінним магнітним полем полюсового концентрично-зонального малюнка. Такий характер поля спостерігається від південно-східного закінчення Городищенського масиву до Тернівського масиву. [7].

Характер гравімагнітного поля свідчить про неглибоке залягання основних порід над гранітоїдами Корсунь-Новомиргородського комплексу на південь від Носачівського масиву і дозволяє припустити значне збільшення розмірів Носачівського масиву з глибиною.

На підставі аналізу геолого-геофізичної інформації можна зробити висновок, що Носачівський масив формувався в тектонічно найбільш активній частині плутону - у вузлі перетинання субширотної глибинної Тарасівської зони розломів з осьовою субмеридіональною Канівсько-Новомиргородською зоною. Ця ділянка земної кори характеризується високою тектонічною активністю протягом тривалого часу, аж до мезокайнозою.

Вміщуючі смілянські анортозити залягають серед гранітів рапаківі у вигляді субгоризонтальних пластоподібних тіл, що переходять у крутопадаючі штокоподібні тіла, які розглядаються в якості підвідних каналів основної магми, котрі контролювали формування Носачівського масиву габро-анортозитів. Граніти також утворюють плитоподібні масиви з глибокопоринаючими кореневими частинами [4]. Носачівський масив розташовано у центрі плутону в рамі гранітів рапаківі. На контакті масиву - кварцові монцоніти, монцоніти, габро-монцоніти, монцо-габро-норити. До складу порід Носачівського масиву відносяться анортозити, габро-анортозити, норити, монцоніти, норит-монцоніти, монцо-норити.

Анортозити (JPR₁kn) переважаючі породи масиву, що складають близько 60% його площі. Породи світло-сірі, грубозернисті, масивні.

Габро-анортозити (nJРR₁kn) мають підлеглий розвиток (15-20%), складаючи великі лінзи і пластоподібні тіла в центральній частині та переривчастий пояс на периферії масиву. Породи грубозернисті масивні, вміст темноколірних мінералів до 20-25%.

Норити, олівінові норити (n₁PR₁kn) займають близько 25% площі масиву. Основна частина габроїдів розташована на периферії масиву, де вони утворюють подовжені шароподібні тіла потужністю від сотень метрів до 1,5 км. Великі лінзо- і штокоподібні тіла габроїдів встановлені й у внутрішніх зонах розломів, де вони залягають серед калішпатизованих габро-анортозитів і кварцових андезинітів (JPR₁kn).

Монцоніти (xPR₁kn), норит-монцоніти (nxPR₁kn), монцо-норити (n₁xPR₁kn) мають розвиток безпосередньо на контакті анортозитового масиву з гранітами, а також в обрамленні тіл габроїдів у внутрішніх зонах розломів. Потужність порід монцонітового ряду коливається від перших метрів до сотень метрів. Породи темного або рожево-сірого кольору з характерною тонкозернистою монцонітовою структурою. [4].

Унікальність структурної позиції Носачівського масиву в цілому, і Носачівського родовища зокрема, в структурі плутону полягає в наступному:

зсув (перегин) границі «Мохо» з амплітудою 5-6 км;

глибинний розсувний характер Тарасівської зони розломів;

формування масиву в умовах розтягання - сприятливих для міграції рудоносних флюїдів;

знаходження Носачівського родовища в надрозломній зоні у висячому, найбільш роздробленому, крилі скиду на деякій відстані від площини головного розриву;

приуроченість родовища до зовнішнього концентру низькопорядкової морфоструктури з діаметром близько 20 км.

Розповсюдження основних порід Носачівського масиву в металогенічному плані контролює контури Волковсько-Носачівського апатит-ільменітового рудного поля, складовою частиною якого, крім Носачівського родовища, є Південо-Цвітковський, Цвітковський, Калинівський та Волковський рудопрояви (граф. Дод. 1. 2).

Волковський рудопрояв. Площа розвитку продуктивної товщі складає 0,8км², зруденіння магматогенного Волинського типу габро-норитової рудоносної формацій в габро-анортозитах, морфологія рудних тіл - штокоподібна. Середньозважений вміст ТіО₂ складає 4,32% (в окремих інтервалах досягає 7,5%), Р₂О₅ - 0,38%. Потужність продуктивної товщі - 470 м, коефіцієнт рудоносності - 0,4, питома продуктивність - 12,1 млн. т/км².

Підрахунок прогнозних ресурсів категорії Р₂ виконаний до глибини 500м. Прогнозні ресурси ТіО₂ оцінені в 9,7 млн. т, Р₂О₅ - 0,86 млн. т.

Калинівська ділянка. На площі ділянки розвинуті породи крайового монцо-норитового комплексу у вигляді протяжної субширотної смуги. Середній вміст ТіО₂ у бідних рудах коливається від 3,0% до 7,0% і, в середньому, становить 5,0%; у більш багатих рудах - 6,0-7,8% (max - 13,05%). Вміст Р₂О₅: min - 0,05%; max - 3,28%.

Цвітковська ділянка. На площі ділянки два дайкоподібних тіла габро-норитів, які витяглися в субширотному напрямі серед інтенсивно катаклазованих і калішпатизованих анортозитів та габро-анортозитів. Руди бідні: середній вміст ТіО₂ складає 5,8%; Р₂О₅ - 1,2% (max - 1,26%).

Південно-Цвітковська ділянка. Тіло габроїдів витягнуто в субширотному напрямку та має потужність до декількох десятків метрів з прослідженою довжиною по простяганню біля 300м. Рудні габро-норити утворюють невитримані за потужністю та простяганням тіла з переважаючим бідним вкрапленим апатит-ільменітовим зруденінням з середнім вмістом ТіО₂ - 5,5% (max - 30.22%) і Р₂О₅ - 0,6% (max - 2.41%).

При порівнянні речовинного складу корінних руд Волківсько-Носачівського рудного поля (та Корсунь-Новомиргородського плутону взагалі) з рудами Коростенського плутону відмічається характерна якісна риса в розподілі двооксиду титану за мінеральними формами. Так, наприклад, на Федорівському родовищі апатит-ільменітових руд з ільменітом пов’язано 78,8-82,6% двооксиду титану, з титаномагнетитом - 8,2%, з піроксеном і плагіоклазом - 8,1% [7]. На Носачівському ж родовищі з ільменітом пов’язано 98% ТіО₂ і лише 2% з піроксеном та плагіоклазом. Титаномагнетит і магнетит присутні в знаковій кількості, максимальний вміст до 0,3%.

3.2 Геологічна будова і склад Носачівської інтрузії рудних норитів

Носачівська інтрузія рудних норитів розташована в північно-східній частині Носачівського габро-анортозитового масиву, у вузлі зчленування зон розломів двох напрямків - субширотної Тарасівської з субмеридіональною Канівсько-Новомиргородською. Вузол зчленування цих великих тектонічних структур ускладнено двома кільцевими і серією субмеридіональних лінійних тектонічних порушень. [4].

В цілому, складаючі інтрузію породи основного складу представлені норитами та їх олівінвмісними різновидами. Вміщуючі породи представлені габро-анортозитами і анортозитами, що обрамляють інтрузію в плані, а також у вигляді ксенолітів закартованих серед норитів. Такі ксеноліти - це невеликі, за рідким винятком, тіла лінійно-витягнутої, лінзоподібної форми. [9, 14].

У трансформованому гравітаційному полі площа розвитку норитів визначається великим Носачівським гравітаційним максимумом з двома епіцентрами. Габро-анортозити виражені зонами понижених значень позитивного гравітаційного поля. Основна площа розвитку анортозитів відповідає негативним значенням гравітаційного поля.

Тривалість та багатоетапність формування Носачівської інтрузії обумовили велику різноманітність їх видів, присутність представників майже всіх груп - від ультраосновних до сублужних, лужних і кислих. [7].

Якщо нижня межа основних порід Носачівського масиву, за даними глибинного сейсмічного зондування, фіксується на глибині близько 4 км, то за результатами геофізичного моделювання розповсюдження рудних норитів Носачівської інтрузії прогнозується до глибини 1600 м. Крім того, за результатами комплексної інтерпретації геолого-геофізичних даних виділено два основних підвідних канали впровадження габроїдів. Перший, найбільший за розмірами, розташований у центрі максимально розширеної північно-східної частини інтрузії. Другий (на порядок менший по площі) - у південно-східній частині інтрузії, безпосередньо в центрі вузла перетину субширотної Тарасівської і субмеридіональної Канівсько-Новомиргородської зон розломів.

Після аналізу накопиченої геолого-геофізичної, геохімічної, петрохімичної та іншої інформації автори прийшли до висновку, що, за умовами формування, досліджуваний об’єкт - це або аномально розшарована інтрузія, або впровадження норитів, яке відбувалося не менше, ніж в два етапи (фази). За робочу гіпотезу був прийнятий останній варіант, як найбільш наближений до реальності.

Утворення Носачівської інтрузії, швидше за все, відбувалося в завершальну стадію тектоно-магматичної активізації двофазним впровадженням норитів у тектонічно ослаблені ділянки, сформувані субширотною Тарасівською зоною розломів. В першу чергу, впроваджувались олівіновінвмисні апатит-ільменітові і ільменітвмисні норити, які складають основну частину інтрузії. В другу фазу впроваджувались ільменітові норити, в яких вміст олівіну і апатиту на рівні акцесорієв, на відміну від норитів першої фази, де вони являються петрогенними. Отже, інтрузія складена норитами першої та другої фаз впровадження.

Попередніми дослідниками [6] усі різновиди були детально охарактеризовані як з петрографічного, так і петрохімічного боків. Нижче приводиться характеристика найбільш розповсюджених порід Носачівського родовища - це рудовміщуючі анортозити, габро-анортозити і рудні норити. За підвищеними вмістами кремнезему і лугів, в анортозитовій асоціації виділяються нормальні анортозити і габро-анортозити та іх змінені різновиди. В рудному комплексі відокремлюються монцо-норити і норити відносно апатит-ільменітових і ільменітових норитів, які відрізняються один від одного за петрохімічними властивостями та відсотковим вмістом рудних компонентів.

Комплекс вміщуючих порід - це анортозити, габро-анортозити (умовна робоча назва „вміщуючі 2”) та метасоматично змінені їх аналоги (вміщуючі 1), а також присутні в підлеглій кількості олівінвміщуючі габро-анортозити і андезиніти.

При польовому опису керну і петрографічному вивченні шліфів автори керувалися прийнятою класифікацією плутонічних гірських порід, відбображеної в петрографічному кодексі [4, 7]. На підставі цього, піроксен-плагіоклазові породи основного ряду, що містять 0-10% піроксену, називалися анортозитами, а 10%-35% - відповідно, габро-анортозитами.

Попередніми дослідниками була відзначена тісна парагенетична асоціація цих різновидів, поступові взаємопереходи, подібні структури, мінералогічний склад і петрологічні особливості формування. На підставі цього пропонується загальна характеристика текстурно-структурних особливостей і мінералогічного складу анортозитів і габро-анортозитів.

Макроскопічно породи вміщуючого комплексу, у більшості випадків, це крупно-середньозернисті масивні породи. Загальний розмір зерен порід коливається від 2,2 до 9,6 мм. Зустрічаються порфіробластові різновиди з великими, до гігантських розмірів ( 30 мм), виділеннями таблитчастого чи короткопризматичного плагіоклазу і вкрай неравномірнозернистою (від 0,9 до 20 мм) основною масою з елементами трахітоїдності. Відзначені малопотужні (до 1,0 м) мономінеральні породи лінзоподібної чи жилоподібної форми, що складені майже на 100% з напівпрозорого, з жовтуватим відтінком, крупно-середньозернистим (4,5-15 мм) плагіоклазом олігоклаз-андезинового ряду.

Породи вміщуючого комплексу, звичайно, складені на 69-99% плагіоклазом. Інші мінерали містяться в наступних кількостях: 7-22% піроксену, до 10% ільменіту, 5-7% олівіну, до 8% калішпату, до 6% кварцу. У підлеглих кількостях присутні апатит, графіт, сфен, сульфіди, відмічаються одиничні знахідки шпінелі та циркону. Вторинними мінералами є кварц, серпентин-хлоритові агрегати і скупчення, серицит, кальцит, сидерит, епідот, глинисті мінерали, гідроокисли заліза та марганцю, біотит, тальк, рідко - амфібол, халцедон.

Породи комплексу мають світло-сірий, з різними відтінками зеленого, кольору. У слабо змінених різновидах грубозернистих анортозитів порфіробласти іризують у сіро-синіх тонах. У зонах інтенсивної гранітизації - набувають плямистого забарвлення за рахунок виділень калінатрового польового шпату цегляно-червоного кольору, розкислених освітлених плагіоклазів і сірого кварцу. А також часто нерівномірно забарвлені через різний характер і ступінь вторинних змінень: хлоритизації, серицитизації, карбонатизації, прокварцювання, сосюритизації. У міжзерновому просторі скрізь відзначаються вічкоподібні виділення кварцу в карбонат-хлоритовій облямівці.

Темноколірні мінерали - піроксен і олівін - звичайно ксеноморфні. В олівінвмісних різновидах ромбічний піроксен утворює вінцеві структури навколо більш ідіоморфного олівіну.

Рудні мінерали представлені ільменітом, піротином, піритом, рідше халькопіритом. По породі розподілені нерівномірно у вигляді одиничних зерен, скупчень і прожилків.

На контактах з рудними норитами анортозити - габро-анортозити інтенсивно тріщинуваті. Відзначаються характерні тріщини двох типів: ранні - субгоризонтальні, виповнені кварц-польовошпатовим матеріалом та пізні - з сидеритом, кальцитом, хлоритом, гідроокислами марганцю. Вони часто містять тонкі прошарки рудних норитів (до 0,5 м) та прожилки мономінерального ільменіту (потужністю до 4-6 мм). Метасоматичні контактові зміни представлені біотитизацією, сульфідизацією та присутністю скупчень тонкопластинчастого графіту.

У переважній більшості мікроскопічно породи характеризуються гіпідіобластовою і офітовою структурами. Гіпідіобластовий різновид утворює, за ступенем зменшення ідіоморфізму, середньо-грубозернистий плагіоклаз, дрібнозернистий плагіоклаз і темноколірний мінерал, ксеноморфні калінатровий польовий шпат і кварц. При відсутності гранітної складової відносини плагіоклазу і темноколірного мінералу офітові, тобто піроксен виповнює простір між табличками або призмами плагіоклазу. Грубозернисті індивіди плагіоклазу і піроксену часто містять дрібні пойкілітові включення рудного мінералу, плагіоклазу, циркону, піроксену, голчастого апатиту. Кристали мають сітку мікротріщин, що складені кальцитом, сидеритом, серицитом, хлоритом [4, 7]. Ці ж мінерали в міжзерновому просторі часто утворюють друзоїдну структуру, виповнюючи первинні порожнини вилуговування.

Мономінеральні андезиніти мають алотриоморфну структуру. Габро-анортозити в зоні контакту з рудними норитами - кріптові (тобто проміжки між відносно великими нещільно дотичними один з одним табличками плагіоклазу виповнені тонко- дрібнозернистими рудними норитами.

Плагіоклаз є головним породоутворюючим мінералом порід габро-анортозитової асоціації. Його склад і оптичні властивості визначалися, в основному, на п’ятивісному Федіровському столику з використанням, в окремих випадках, чотиривісного. Ступінь впорядкування кристалічної решітки аналізувався за допомогою діаграм для кислих і середніх плагіоклазів.

Звичайно форми кристалів таблитчасті і короткопризматичні, рідко лейстові. Розмір тонко-дрібнозернистих - 0,1-1,0 мм, середньо-грубозернистих - не перевищує 20 мм, гігантозернистих - 30-40 мм та більше.

Плагіоклази мають дуже мінливий склад: від середнього олігоклазу до кислого лабрадору (Ng = 1.547-1.565, Nm = 1.544-1.560, Np = 1.540-1.557, Ng-Np = 0.005-0.009, 2V = +73-(+88), № 23-№ 55). Найбільш часто зустрічаємий плагіоклаз - андезинового складу, значна кількість олігоклазу і одиничні визначення лабрадору. У породах порфіробластової структури великі кристали плагіоклазів більш кислі і відрізняються від основної, середньо-дрібнозернистої маси, на 8-12 номерів.

Більшість зерен здвійніковані за альбітовим законом, іноді за периклиновим. Часто зустрічаються «висячі» двійники, що утворюють фрагменти решіток. Ступінь упорядкування кристалічної решітки олігоклазів і андезинів середня (до 0,5-0,7), у кислого лабрадору - найбільша (від 0,7-1,0).

Плагіоклази помітно катаклазовані, часто пластично деформовані, ушкоджені метасоматичними перетвореннями. На ділянках інтенсивної гранітизації краї зерен резорбіровані, оточені мірмекітовими облямівками чи облямівками більш кислого плагіоклазу олігоклазового складу. Відзначаються антипертитові вростки, навколо яких утворюються зони розкислення, що надають згасанню мозаїчно-плямистий або хмароподібний характер. Нерідко зустрічаються зональні плагіоклази з помітною різницею в складі центральних і периферійних зон. Спостерігається і зворотна зональність у плагіоклазах, що містять у центрі кристалу антипертитові вростки калієвого польового шпату.

Піроксен - головний темноколірний мінерал в анортозит - габро-анортозитовому комплексі. Розмір зерен у гіганто-крупнозернистих різновидах від 5,5 до 15мм і більше, у середньозернистих - 2,2-4,6 мм. Присутні моноклінні і ромбічні піроксени. Раніше відзначено, що найбільш характерні для крупно-гігантозернистих анортозитів і габро-анортозитів високозалізисті (F=52.8-53.7%) і субкальциєві авгіти, а для світло-сірих середньозернистих анортозитів - магнезіальні (F=39%). [2].

За одиничними вимірами оптичних констант (кут с:Ng = 0º-6º, Ng-Np = 0.009-0.013, кут 2V = -60 по двох виходах ОО) на ділянці деталізації Носачівського родовища піроксен визначений, як ромбічний з вмістом фаялітової молекули до 72%, що відповідає бронзиту (Mg до 28% по Трегеру [48]). Кристали піроксену у свіжому стані часто ускладнені мікроволокнистою або мікропегматоїдною графічною структурами. Волокна і пластинки проростаючого мінералу представлені або авгітом, або більш залізистим ромбічним піроксеном (кольори інтерференції не перевищують оранжево-червоні 1-го порядку, кут с:Ng  0º-8º). У прохідному світлі кристали безбарвні, не плеохроюють. По тріщинах спайності і роздільності фрагментами, іноді заповнюючи весь кристал, спостерігаються серії тонких пластинок темно-фіолетового кольору, що нагадують ільменітову слюдку (можливо мінерал марганцевої групи. Заміщають піроксен карбонати, хлорит, біотит, залізисті окисли, рідко ураліт або залізистий амфібол, у контактових зонах - бурий непрозорий агрегат вторинних мінералів.

Спектральним аналізом у піроксенах габро-анортозитів Корсунь-Новомиргородського плутону виявлені мідь, свинець, кобальт, нікель, хром, ванадій, скандій. Відзначене дуже низьке співвідношення Ni/Co = 0.1-0.5.

Ільменіт. В анортозитах і габро-анортозитах вміст його не перевищує 1-3%, у контактових ділянках з рудними норитами вміст ільменіту зростає до 7-10%. Характерні великі розміри і ксеноморфні обриси. Звичайно утворює скупчення, що складаються з дрібних полігональних кристалів, нерідко зустрічаються сидеронітові фрагменти, мікропрожилки. Крім того у вигляді пойкілітових включень входить у плагіоклази і піроксени. [1].

У відбитому світлі - сірий. Внутрішні рефлекси рожево-коричневі. Анізотропний. Містить дрібні округлі чи кулясті вростки піротину, рідше піриту. Рідко тріщинуватий. По тріщинках спостерігаються хлорит і карбонати. Рідкі вторинні мінерали по ільменіту представлені лейкоксеном, який звичайно утворює характерні петельчасті структури. Інтенсивніше лейкоксенізується мікрокристалічний та ільменіт гранітизованих ділянок (до 80-100% від площі поверхні зерна).

Дрібно-середньозернистий заміщується не більше ніж на 5-15%. В обрамленні рудних покладів ксеноморфний грубозернистий ільменіт заміщується скупченнями буро-коричневого тонкокристалічного клиноподібного сфену.

Мікротвердість ільменіту складає 498-612 кг/мм². Діфрактограми істотно не відрізняються від стандартних. Хімічний склад ільменітів характеризується низьким вмістом Mg.

Олівін - розповсюджений темноколірний мінерал серед порід комплексу. Часто розпізнається тільки за характерними тріщинами, виповненими агрегатами хлорит-серпентинового складу і окислами заліза. Звичайно, майже цілком заміщене, округле зерно олівіну оточене келіфітовою облямівкою ромбічного піроксену.

Незмінені ділянки мінералу безбарвні, мають пряме згасання, великий негативний кут оптичних осей (2V ≈ -67, по Трегеру Fa близько 70%) і приблизно відповідає гортоноліт-ферогортоноліту. У складі мінералу провідна роль належить фаялітовій (до 70%) і форстеритовій (до 30%) молекулам. За даними В.С. Тарасенко у вигляді незначної, але дуже характерної для олівінів залізистого ряду домішки, присутня тефроїтова (Mn₂Si0₄) і монтичелітова (Ca₂Si0₄) молекули.

Апатит присутній у всіх різновидах габро-анортозитового комплексу. Вміст його в породах нерівномірний. Утворює різнозернисті ксеноморфні, округлі, короткопризматичні кристали в інтерстиціях плагіоклазів. Часто катаклазований, вкритий сіткою мікротріщин. Нерідко відзначаються скелетні форми. На окремих ділянках утворює скупчення у вигляді гнізд та лінз (у поперечнику до 10 мм) з вмістом у породі до 5-7%.

Мінерал, звичайно, безбарвний. Оптичні константи відповідають стандартним значенням для апатиту магматичних порід: No = 1.635-1.638, Ne =1.632-1.634, No-Ne = 0.002-0.005. Хімічний склад близький до теоретичного. Головні лінії на діфрактограмах свідчать про належність вивчених зразків до фтор-апатиту, що більш характерно для кислих і лужних магматичних порід (для порід основного ряду характерний хлор-апатит).

У змінених породах тонко-дрібнозернистий довгопризматичний апатит утворює мікропрожилки або рівномірну вкрапленість.

Калінатровий польовий шпат і кварц присутні, практично, у всіх різновидах порід анортозит - габро-анортозитового комплексу. Утворюють дрібні ксеноморфні виділення в інтерстиціях плагіоклазу, антипертитові та пегматоїдні проростання (рис. 2.18). Вміст їх складає від часток до декількох відсотків. На контактах тіл і в зонах тектонічних порушень породи часто інтенсивно калішпатизовані і прокварцьовані, з утворенням крупно-середньозернистих пегматоїдних і бластопегматоїдних структур. Вміст калінатрового польового шпату і кварцу на цих ділянках досягає від 35-60% до 100%.

Калішпат, звичайно, має мезо- і мікропертитову будову. Лужні польові шпати представлені переважним пертитовим ортоклазом і проміжним пертитовим мікрокліном.

Кварц ксеноморфний, на ділянках прокварцювання складається з декількох крупно-середньозернистих індивідів або закономірно проростає польові шпати в зонах гранітизації, формуючи мікропегматитові та мірмекітові структури. У зонах низькотемпературних перетворень асоціюється з карбонатами, хлоритом, серицитом та ін. Утворює дрібні шестигранники в міжзерновому просторі або виповнює центральні зони друзоїдних ділянок.

Амфіболи обмежено розповсюджені у породах рудовміщуючого комплексу. Зустрічаються як вторинний мінерал, що заміщає піроксен. Представлені волокнистим ромбічним різновидом (с ║ Ng, Ng-Np = 0,052). Характеризуються високою залізистистю (F = 60-80%).

Біотит в анортозит - габро-анортозитах має незначне поширення. Вміст коливається від часток відсотків у незмінених породах, де найчастіше він утворює келіфітові облямівки по піроксену, до декількох відсотків у біотитизованих прошарках зон перешарування габроїдів. Рідко містить циркон і мікровключення радіоактивного мінералу. На біотитизованих ділянках колір від темно-червоно-коричневого і темно-коричневого за Ng, до ясно-жовтого за Np. У келіфітових облямівках плеохроїчні кольори менш насичені: світло-жовто-коричневий за Ng і безбарвний за Np. Підданий хлоритизації, серицитизації. У зонах тектонічних порушень лусочки деформуються, утворюються двійникові структури. [1].

Графіт зустрічається у вигляді гнізд (0,6-0,7 см), лінзоподібних включень, прожилків і скупчень (3-5 мм) в анортозитах - габро-анортозитах на контакті з норитами і рудними норитами. Іноді - у вигляді примазок по тріщинах з сульфідами і карбонатами. Скупчення графіту на окремих ділянках рудних зон досягає 80% від складу породи. Потужність таких ділянок від 0,3 м до 0,5 м. Мікроскопічно скупчення графіту дендритоподібні, тонковолокнисті, тонколусковаті найчастіше в інтерстиціях разом з агрегатами вторинних мінералів, іноді нерівномірно вкраплений в плагіоклаз.

Петрографічні дослідження, проведені [6] для порід Корсунь-Новомиргородського плутону, свідчать, що графіт кристалізувався багатостадійно - на магматичному і постмагматичному етапах. Виділено три морфологічні різновиди графіту:

лускатий пінакоїдальний;

пінакоїдально-гостродіпірамідально-призматичний і призматично-пірамідальний;

призматично-тупопірамідальний.

Часто на графіт першого різновиду наростают кристали другого різновиду.

Рентгеноструктурним методом визначена двійникова будова призматично-тупопірамідальних різновидів, прояв на них поліцентричного росту і утворення кулястих агрегатів. Це свідчить про швидку кристалізацію графіту з пересиченого вуглецем середовища. Розмір кристалів графіту 0,2-0,5 мм, рідко досягає 1мм у площині (0001). Кристали другого різновиду часто асоціюють з піритом. Ізотопні дослідження виявили дуже великий діапазон варіацій δ13С графіту з загальною тенденцією полегшення ізотопного складу від -9,5 ÷ -14,7‰ на ранніх, до -19,5 ÷ -28,3‰ на пізніх стадіях кристалізації.

Рудний норитовий комплекс представлений дрібно-середньозернистими лейко-, мезо- і меланократовими порфіроподібними норитами, а також калішпатизованими, олівінвмістними та олівіновими різновидами. У підлеглій кількості присутні середньо-крупнозернисті ортопіроксеніти, трахітоїдні норити, олівінвмісні норити, мікрозернисті апатит-олівінвмісні монцоніти.Відповідно до прийнятої класифікації основні породи, що містять 30-60% ортопіроксену, називалися норитами. В залежності від вмісту ільменіту поділялися на рудні (15% і більш ільменіту), слаборудні (від 8-15%), ільменітвмісні (3,5-8%) і безрудні (< 3,5%).

Мінеральний склад, характерний для даного сімейства, представлений: плагіоклазом (до 65%), ромбічним піроксеном (від 35 до 95%), моноклінним піроксеном (до 5%), олівіном (від 3% до 45%), ільменітом (до 84%), апатитом (до 10%), біотитом (до 10%), калінатровим польовим шпатом (до 40%), кварцом (до 15%). Акцесорні - пірит, халькопірит, циркон, рутил; вторинні - карбонати, низькотемпературний кварц, хлорит-серпентин, серицит, біотит, мінерали епідотової групи, амфібол.

Рудний норитовий комплекс по генетичним умовам поділяється на норити першої і другої фаз впровадження.

Норити першої фази. За структурно-текстурними особливостями і речовинному складу породи першої фази впровадження - це дрібно-середньозернисті істотно олівінові і олівінвмісні мезо- і лейкократові норити і апатит-ільменітові норити масивної, рідко трахітоїдної текстури з вмістом апатиту більше 2,5%. Вони містять 60-70% плагіоклазу і 15-35% піроксену, що наближає їх до габро-анортозитів. Порфіроподібні, нерівномірнозернисті. Розмір зерен від 0,2 мм до 9,2 мм, у середньому - 3,5-5,0 мм. Колір сірий, світло-сірий з різними відтінками зеленого у залежності від характеру і ступеню вторинних змінень. Окремі порфіробласти плагіоклазів іризують у сіро-синіх тонах.

Контакти з габро-анортозитами і анортозитами різноманітні: від тектонічних чітких до хвилястих і поступових. На контактах посилюються калішпатизація, прокварцювання і тріщинуватість. По тріщинах примазки гідроокислів марганцю, сульфідів, хлориту, посилюються калішпатизація і прокварцювання. Потужність міняється від перших метрів до перших десятків метрів.

Найчастіше - це слаборудні (6-10% ільмениту) породи незначно (до 3%) біотитизовані. Часто збагачені апатитом (до 7% ). Від вміщуючого комплексу відрізняються хімічним складом, характером виділення породоутворюючих мінералів, тобто структурно-текстурними особливостями. Порфіроподібні норити мають мілко-середньозернисту габро-офітову структуру основної маси з елементами трахітоїдності. Порфіробласти як плагіоклазові, так і піроксенові. Пойкілобластові ділянки утворює середньозернистий піроксен, що містить включення ільменіту і апатиту.

Піроксен більш дрібнозернистий, має гіпідіоморфні обриси, на відміну від ксеноморфного в габро-анортозитах, містить діалагові облямівки. Ромбічний піроксен утворює одиничні кристали або зростки дрібно-середньозернистих агре-гатів. Представлений істотно переважним гіперстеном - ферогіперстеном - еулітом (-2V = 60-82º) і моноклінним авгітом (2V = 48-53º), що утворює тісні зрощення стілуотерского типу. Тріщинуватий, по тріщинах - дрібні лусочки біотиту, окисли заліза, хлорити, карбонати. [1, 2].

Плагіоклаз більш лейстоподібний, короткопризматичний, на збагачених ільменітом ділянках - ксеноморфний. Розміри вкраплеників плагіоклазу, що формують порфіроподібну структуру породи, складають від 0,5-1,5 см, рідше 2-3 см по довжині. Окремі порфіробластові кристали катаклазовані, перекристалізовані, уламки зміщені, інтерстиції виповнені дрібнозернистим рудним норитом. Спостерігається інтенсивна грануляція таблитчастих зерен плагіоклазу з утворенням округлих лейстоподібних і неправильної форми гранул розміром від долей до 2-3мм. Центральні частини вкраплеників плагіоклазу складені полісинтетично здвійникованим лабрадором (Аn_50-55), а периферія - кислим андезином (Аn_38-45). Плагіоклаз основної маси також розкислений і нерідко насичений тонкими виділеннями калішпату.

Апатит більш тонкозернистий. Часто кристали тріщинуваті і деформовані. Поверхня зерен нерідко кородована, призматичні грані вкриті численними “кавернами”. На гранях призми спостерігаються: косе штрихування, скульптурні грані росту і сліди розчинення у вигляді порожнин гексагональних і тригональних обрисів.

Щільність апатиту коливається в межах 3,15-3,29 г/см³. Коливання щільності обумовлені наявністю мікровключень у мінералі. Значення мікротвердості змінюються від 424 кг/мм² до 647 кг/мм². Хімічним аналізом встановлена приналежність апатиту до оксі-гідроксил-фтористого різновиду з загальною, близькою до теоритичної, формулою: Ca₅(PO₄)₃(O, OH, F).

Відзначаються деякі розходження апатитів анортозит - габро-анортози-тового комплексу і рудних габроїдів за вмістом SrО (відповідно 0,04% і 0,47%), СО₂ і фтору. У габро-анортозитах вмісти фтору підвищені, а СО₂ відсутнє або відзначаються знижені значення в порівнянні з норитами. Вміст РЗЕ в апатиті, за даними хімічного аналізу, витримується на рівні 0,4-1,0%. Рідкі землі ізоморфно заміщують іони кальцію в структурі апатиту, що пояснюється близькістю їх іонних радіусів.

Нейтронно-активаційний аналіз апатиту, виконаний у ІМГРЕ, дозволив установити деякі закономірності в розподілі РЗЕ. Так в апатиті габро-анортозитів міститься 510 г/т лантану, 1300 г/т церію і 160 г/т самарію. В апатиті олівінових норитів вміст легких лантаноїдів зростає: 590-710г/т лантану, 1500-1600 г/т церію і 190-220 г/т самарію. Максимальні вмісти легких РЗЕ встановлені в апатиті норитів - 880 г/т лантану, 2000 г/т церію і 240 г/т самарію. В апатиті меланократових габроїдів трохи зростає і вміст європію - від 13 г/т у габро-анортозитах до 25 г/т у троктолітах. Вміст важких РЗЕ і торію залишаються на одному рівні і трохи зменшуються в апатиті олівінових норитів і троктолітів У зв'язку з цим, La/Yb відношення зростає в апатиті норитів до 20,9%.

Ільменіт, в основному, ідіоморфно-гіпідіоморфний дрібнозернистий, вкраплений, рідко утворює сидеронітову структуру скупченнями окремих дрібних кристалів.

Олівін в олівінвмісних різновидах і троктолітах розвинутий у вигляді дрібних округлих або злегка деформованих зерен (-2V = 70-72º, Ng = 1.785-1.795;

Np = 1.740-1.750; Ng-Np = 0.045; F = 55-60%), що утворюють шлірові скупчення (рис. 2.28) або пойкілітово включених у середньо-грубозернистий ортопіроксен. Більш великі кристали мають характерні реакційні облямівки, що складаються з ромбічного піроксену і самі включають тонкозернисті апатит і ільменіт. По мікротріщинках розвиваються серпентин-хлоритові, з окислами заліза агрегати. Колір мінералу зеленувато-жовтий, розмір 0,1-0,5 мм, форма округла ксеноморфна чи подовжена ромбічна. Мінерал високозалізистий з чіткою тенденцією збільшення вмісту фаялітової молекули в породах монцонітового ряду. Спектральним аналізом в олівіні встановлено зниження концентрацій ванадію, кобальту, нікелю, свинцю та міді, в порівнянні з олівіном габро-анортозитів, і незначне збільшення вмісту цирконію і скандію.

Олівінвмісні і олівінові лейкократові норити відмічаються переважно в північно-східній частині родовища. Структура порід середньозерниста габро-офітова, місцями порфіровидна, трахітоїдна. Важлива роль належить олівіну, вміст якого до 30%. Він, розповсюджений як окремо, так і в зростках з піроксеном, утворює округлі, витягнуті ромбовидні та неправильні зерна з тонкими включеннями плагіоклазу й ільменіту. Основні характеристики та риси останніх породоутворюючих мінералів олівінових норитів аналогічні розглянутим вище рудним норитам.

Норити другої фази. Для порід другої фази впровадження (мелано-мезократові ільменітови норити) характерна майже повна відсутність олівіну і апатиту (присутні в акцесорних кількостях), крупно-середньозерниста структура, трахітоїдна, з елементами такситової і пегматоїдної (рідко масивної), текстура. Найчастіше відзначається явно накладений (тектонічний) характер контактів порід другої фази впровадження з вміщуючіми породами Носачівської інтрузії в цілому, у тому числі, з раніше утвореними слаборудними норитами і апатит-ільменітовими норитами першої фази.

Вони містять від 25% до 50% піроксену, від 15% до 80% ільменіту, до 35% плагіоклазу, незначну кількість апатиту (до 1%) і, звичайно, слабко біотитизовані. Колір сірий, темно-сірий до сіро-чорного. Порода масивна, з ділянками шлірової та трахітоїдної текстури. Неоднорідні по верствах. Спостерігаються коливання зернистості та вмістів породоутворюючих мінералів. Дрібнозернисті рудні норити монолітні, ільменіт рівномірно вкраплений. На окремих ділянках (потужністю перші десятки сантиметрів) гломерозернистий рудний норит переходить у піроксеніти, представлені рудним середньо-грубозернистим пойкілобластовим або трахітоїдним ортопіроксеном. Скупчення зерен піроксену утворюють паралельно орієнтовані мікропрошарки потужністю перші сантиметри. [2].

Контакти з вміщуючими породами часто тектонічні. Характер контактів затокоподібний, хвилястий, іноді чіткий. Потужність рудних габроїдів від перших сантиметрів до сотні метрів, які оконтурюються тектоно-метасоматичними зонами. На ділянках стиску утворюються катаклазити з дзеркалами ковзання і мілонітовими швами. Метасоматично змінені вміщуючі породи представлені високотемпературними пегматитами і монцонітами, а також прожилками і ділянками розвитку низькотемпературних утворень серицит-хлорит-кварц-карбонатного складу.

У незмінених породах виявлені габрова і габро-офітова структури з елементами гломеробластової, гіпідіобластової, пойкілобластової, трахітоїдної та шлірової. На окремих ділянках взаємовідношення піроксену з плагіоклазом і рудним мінералом пегматоїдні.

Плагіоклаз присутній у вигляді таблитчастих і округлих полісинтетично здвійникованих кристалів (Аn_45-50) з антипертитовими виділеннями калішпату і тонкою олігоклазовою облямівкою розкислення по периферії зерен (Аn₃₀).

У молярному складі для основних порід норитового комплексу плутону звертає увагу більш високий, в порівнянні з анортозитами, вміст альбітової (41,9-53,4%) і ортоклазової молекул (3,0-12,6%). Хімічним аналізом у плагіоклазах встановлені незначні вмісти окислів заліза, титану, марганцю і магнію, пов'язані, швидше за все, з домішками темноколірних і рудних мінералів. Індекс упорядкованості плагіоклазу, розрахований по Слеммонсу, склав для норитів 92-95 (на дифрактограмах гранульованих плагіоклазів норитів помітно слабшає інтенсивність характерних рефлексів (6,4; 4,65; 3,75А⁰)).

Піроксен утворює витягнуті гіпідіоморфні округлі і пойкілобластові кристали, іноді мікроверстви. Представлений гіперстеном-ферогіперстеном (-2V=48-60º, Ng = 1,725-1,745; Np = 1,710-1,728; Ng-Np = 0,015-0,017; F = 45-65%). Клинопіроксен представлений авгітом (+2V = 50-56; Ng = 1,723-1,730; Np = 1,699-1,703; Ng-Np = 0,024-0,027; F = 40-55%). Утворює тонкі діалагові облямівки і мікрографічні емульсійні вростки, що інтерпретуються як структури розпаду твердих розчинів. Такі тонкі проростання, звичайно, характерні для інвертируваного піжоніту, що зазнав серію структурних перетворень і реакцій розпаду. На дифрактограмах цих піроксенів, звичайно, проявлені характерні рефлекси гіперстену (d/n = 1,486; 2,89-3,20А⁰) і авгіту (1,619; 2,522А⁰). На діаграмі складів фігуротивні точки моноклінних піроксенів розташовані в полі авгітів, а співіснуючих ортопіроксенів - у центральній частині поля піжонітів.

Ільменіт утворює вкрапленість таблитчастих, пластинчастих, полігональних, округлих і ксеноморфних зерен або сідеронітові фрагменти, які у відбитому світлі виявляють тонкоагрегатну мікроструктуру з рідкими кулястими вростками піротину. Для округлих і ксеноморфних зерен характерні кулясті вростки породоутворюючих мінералів, іноді заміщених агрегатом вторинних мінералів. Мікротвердість ільменіту порід рудного норитового комплексу складає 627-709 кг/мм². Спектральним аналізом в ільменіті встановлені підвищені вмісти скандію, ванадію, хрому. Значення коефіцієнту термо-ЕДС коливаються від 360-720мкв/град.

Біотит у породах комплексу утворює келіфітові облямівки навколо ільменіту і розвитий по тріщинках у піроксені. Плеохроює у червоно-коричневих тонах по Ng і солом'яно-жовтих по Np. Містить одиничні темно-коричневі плеохроїчні дворики.

Олівін в олівінвмісних різновидах розвинутий у вигляді дрібних округлих або злегка деформованих зерен. [1].

Апатит дрібнопризматичний діпірамідальний. Присутній у зростках з рудними і темноколірними мінералами.

Амфібол, одиничні зерна, представлений звичайною роговою обманкою і волокнистим різновидом амфіболів. Рогова обманка має характерне зелене забарвлення, плеохроює у темно-зелених - жовто-зелених тонах.

Монцо-норити, норит-монцоніти - масивні середньозернисті, часто нерівномірнозернисті породи. Приурочені до тектоно-метасоматичних зон, центри яких виповнені мікропегматитом. З віддаленням від них зменшується і монцонітовість норитів.

Мають габро-офітову структуру, місцями гіпідіобластову і порфіровидну з ознаками монцонітової. Якщо зростає вміст рудного компоненту, структура близька до шлірово-такситової.

Плагіоклаз безбарвний, найчастіше відсутній ефект іризації. Форма зерен різна. Крупно-середньозернистий, за звичай, таблитчастий; середньо-дрібнозернисти, пластинчастий, призматичний, лейстоподібний; на ділянках збагачених ільменітом - ксеноморфний. Склад вкраплеників більш основний (Аn_45-50) у порівнянні з дрібним лейстоподібним (Аn₄₀) плагіоклазом основної маси. У дрібних гранулах, в обрамленні калішпату і кварцу, плагіоклаз розкислений до олігоклаз-альбіту (Аn_10-15). У порівнянні з норитами порода характеризується посиленням грануляції, калішпатизації і розкисленням плагіоклазу. Широкий діапазон основності плагіоклазу обумовлений різним ступенем його грануляції і розкислення зі збереженням більш високої основності в центрі зерен і значним розкисленням дрібних гранул. Індекс упорядкованості по Слеммонсу склав 72-85. Серед елементів-домішок встановлені титан, ванадій, хром, фосфор та ін.

Калішпат і кварц ксеноморфні, розвинуті в міжзерновому просторі. Калішпат-пертит утворює більш великі самостійні зерна в інтерстиціях плагіоклазу. Місцями на контактах зерен калішпату і розкисленого плагіоклазу відзначаються мірмікитові відокремлення кварцу.

Ромбічний і моноклінний піроксени утворюють тонкі взаємопророщення. Істотно переважає ромбічний піроксен-ферогіперстен.

У породах монцонітового ряду, в порівнянні з норитами, більш інтенсивний процес біотитизації темноколірних мінералів та ільменіту.

Ільменіт присутній у вигляді витягнутих пластинчастих і жердиноподібних, а також великих таблитчастих і скелетних кристалів.

Апатит представлений правильними діпірамідально-призматичними, голчастими і жердиноподібними кристалами. Звичайний в асоціації з темноколірними і рудним мінералами. Тонкожердиноподібний до голчастого рівномірно розподілений по породі або заповнює мікротріщинки.

Монцоніти утворюють тіла невеликої потужності і мають чіткі тектонічні контакти з породами комплексу. Характеризуються тонкозернистою аж до афонітової структурою, монцонітовою мікроструктурою, масивною плямистою або смугастою текстурами. У мінеральному складі провідна роль належить калінатрієвому польовому шпату (25-40%), який пойкілітово включає лейстовий плагіоклаз, призматичний піроксен, дрібний округлий олівін. Часто порода насичена голчастим апатитом і тонкопризматичним ільменітом. Калішпат, звичайно, має мезо- і мікропертитову будову. Представлений переважним пертитовим ортоклазом і проміжним пертитовим мікрокліном. Плагіоклаз інтенсивно гранульований і розкислений (до Аn₃₅). Піроксен, в основному, ферогіперстен-еуліт. Олівін гранично залізистий.

4. ФІЗИКО-ГЕОЛОГІЧНІ ПЕРЕДУМОВИ ПОСТАНОВКИ ГЕОФІЗИЧНИХ ДОСЛІДЖЕНЬ

Метою наземних геофізичних досліджень являлося, головним чином, простеження та вивчення рудної зони Носачівського родовища. Завдяки геофізичним дослідженням уточнювалося структурне положення родовища в рудному полі, тип рудолокалізуючої структури, морфоструктура родовища та розташування в ній рудних покладів багатих апапатит-ільменітових руд.

Крім того, з метою визначення природи та розбраковки аномалієзбурюючих об¢єктів, що можуть представляти собою пошуковий інтерес на багаті апатит-ільменітові руди, було виконано узагальнення фізичних властивостей гірських порід Носачівського родовища.

Відомості про фізичні властивості гірських порід Носачівського родовища (табл. 4.1) подані за результатами узагальнення матеріалів, отриманих при проведенні геолого-зйомочних, пошукових, пошуково-оцінювальних, геологорозвідувальних робіт та Інститутом геотехнічної механіки НАН України (м. Дніпропетровськ).

Таблиця 4.1 - Фізичні властивості гірських порід і руд Носачівського родовища

Дані лабораторних визначень параметрів щільності (δ), магнітної сприйнятливості (æ), залишкового намагнічування (Іr), та фактору Q, оброблені на ПЕВМ і представлені у вигляді таблиць вказаних параметрів, пораховані їх середні значення для окремих характерних петрофізичних класів, вивчені кореляційні залеж-ності між вмістом ТіО₂ в основних породах та величиною їх щільності і магнітної сприйнятливості (рис. 4.1; 4.2).

Аналіз всього комплексу вивчених фізичних властивостей гірських порід родовища дає можливість досить достовірно відобразити петрофізичні характеристики, як вміщуючих апатит-ільменітове зруднення основних порід, так і самих рудних покладів.

Як видно з таблиці, самими легкими утвореннями поміж порід основного складу, є анортозити. Вони являють собою польовошпатові породи, середня щільність яких складає - 2,74 г/см³.

При переході анортозитів в габро-анортозити середня щільність останніх збільшується до величини 2,78 г/см³ завдяки підвищеному вмісту темноколірних мінералів.

Досить високими значеннями середньої щільності характеризуються норити, що об’єднані в окремий петрофізичний клас. Середнє значення щільності даних порід складає - 3,07 г/см³.

Рисунок 4.1 Залежність об’ємної маси від вмісту двоокису титану для основних порід Носачівського родовища

Рисунок 4 .2 Залежність магнітної сприйнятливості від вмісту двоокису титану для основних порід Носачівського родовища

Необхідно відмітити, що для цієї групи порід характерний бімодальний розподіл параметру щільності, тобто наявність двох модальних інтервалів 2,96-3,00 і 3,06-3,10 г/см³. Перше модальне значення щільності притаманне для нориту безрудного, наявність другого модального інтервалу зумовлена тим, що у вибірку цієї групи порід були включені зразки слабозруденілих порід.

Максимальні значення щільності притаманні рудним різновидам норитів, що вміщують більше 10% ТіО₂. Середнє значення їх щільності складає 3,32 г/см³, причому спостерігається широкий варіаційний розмах значень від 3,14 г/см³ до 4,00 г/см³, що зумовлено, головним чином, нерівномірним вмістом рудних мінералів в зразках.

Загалом спостерігається тісний кореляційний зв’язок між параметрами щільності від вмісту ТіО₂. Іноді спостерігається порушення кореляції, що зумовлено непостійним вмістом і складом нерудних мінералів, головним чином, темноколірних.

Таким чином, аналіз обробки параметру щільності свідчить про наступне:

щільність безрудних норитів - 3,01-3,05 г/см³;

- щільність слабозруденілих різновидів норитів - 3,11-3,20 г/см³;

- щільність рудних норитів - 3,32 г/см³.

За магнітними властивостями породи Носачівського родовища поділяються на дві петрофізичні групи: немагнітні та слабомагнітні. Немагнітні представлені анортозитами та габро-анортозитами, що характеризуються середньою магнітною сприйнятливістю 38-60х4π∙10^-6 СІ.

До слабомагнітних утворень відносяться різновиди норитової формації. Середня магнітна сприйнятливість безрудних норитів складає 111х4π∙10^-6 СІ, а для рудних - 160х4π∙10^-6 СІ.

Загалом, для основних порід родовища спостерігається кореляційна залежність магнітних властивостей порід від їх основності.

Для рудних різновидів спостерігається залежність магнітної сприйнятливості також від вмісту ТіО₂. Вона існує лише до значень æ = 200х4π∙10^-6 СІ, а при подальшому зростанні вмісту ТіО₂ залишається незмінною.

Відомості про питомий опір гірських порід отримані за лабораторними даними та даними електрокаротажу свердловин. Для основних порід він змінюється в межах 500-4000 Ом∙м, середня величина питомого опору досягає 2500 Ом∙м. В межах рудних інтервалів опір приблизно на два порядки нижчий, ніж у вміщуючих породах і змінюється в межах 0-2000 Ом∙м.

Значення коефіцієнту поляризації, що притаманні основним породам, складають 0-2%, для рудних різновидів норитів він збільшується і іноді досягає 20%.

Порівняльний аналіз керну за фізичними властивостями порід відомого Федорівського родовища з аналогічними породами Носачівського свідчить про те, що основні породи родовищ за параметром щільності не відрізняються, в магнітних же властивостях спостерігаються досить суттєві відмінності. Так для Носачівського масиву характерні дуже низькі значення магнітної сприйнятливості, що не перевищують кілька сотень одиниць, тоді як аналогічні породи Федорівського родовища мають магнітну сприйнятливість на порядок вищу 3000-14259х4π∙10^-6 СІ. Цей факт зумовлений відсутністю магнетиту та титаномагнетиту в породах Носачівського родовища.

Враховуючи всі ці обставини, процес інтерпретації матеріалів каротажу вимагав виконання попереднього аналізу фізичних властивостей порід безпосередньо зустрічаємих на території дослідження.

На першому етапі були зібрані і при необхідності переінтерпретовані матеріали каротажу попередніх років. Принцип відбору таких свердловин був наступний. Відібрані типові свердловини в попередні роки досліджувались оптимальним геофізичним комплексом каротажу і включали матеріали по максимально можливій кількості окремих літотипів та стратиграфічних підрозділів. Крім того, вибрані свердловини по можливості повинні бути рівномірно розповсюджені по площі. Всього разом з свердловинами, пробуреними за даним проектом (169 свердловин), були проаналізовані матеріали по 89 свердловинам.     Типовим взірцем характеру змін фізичних особливостей порід на території є результати досліджень в свердловині 1901.

Дані про фізичні параметри порід, які складають геологічний розріз є типовими. Воно підтверджується в багатьох свердловинах. Тому отримані результати можна розповсюдити на всі свердловини, пробурені на досліджуємій території.

Зустрінуті в розрізі піски характеризуються фоном природного гамма - випромінювання на рівні 2,5 - 3,5 мкР/г. та позірним електричним опором коло 100 Ом.м (градієнт - зонд). Такі фізичні параметри пісків відносяться до аналогічних відкладів, зосереджених як в межах четвертинних відкладів (Q), так і для пісків іншого віку (наприклад палеогенові піски Бучацького віку Pbc). Збільшення в пісках вмісту глауконіту приводить до збільшення фону гамма - випромінювання вдвічі (до 7 мкР/г) та зменшенню позірного електричного опору до 40 Ом.м. Глини, алевроліти та суглинки в середньому відмічаються рівнем природного гамма - випромінювання в межах 8 - 10 мкР/г. Їх позірний електричний опір знаходиться в межах 20 - 40 Ом. м. Ці параметри в першу чергу відносяться до порід Обухівського віку (P₂ob).

Характерним геофізичним репером в розрізі являються крейдяні поклади з їх дуже низьким рівнем природного гамма - випромінювання характеризуються (1,5 - 2,0 мкР/г). В той же час їх електричний опір дуже високий і може досягати 80 - 120 Ом.м.

          Вищевказані фізичні параметри порід були визначені при аналізі матеріалів каротажу свердловин, пробурених до відкладів крейди. Але на досліджуємій площі в попередні роки геологічні дослідження виконувались і для вирішення інших геологічних задач. Саме тому були додатково проаналізовані матеріали геофізичних досліджень в інших свердловинах. Такий аналіз дозволив вивчити фізичні властивості порід осадового чохла.

Дані про фізичні параметри порід, які складають геологічний розріз є типовими. Воно підтверджується в багатьох свердловинах. Тому отримані результати можна розповсюдити на всі свердловини, пробурені на досліджуємій території.

Визначення геофізичних параметрів окремих літотипів перекривають один одного. Тому автоматично без системного аналізу всього отриманого матеріалу в його послідовності неможливо виконати літологічне розчленування розрізу. Але характер та послідовність змін тих чи інших фізичних величин та знання принципових основ геологічної будови досліджуємої території дозволяють з великою імовірністю виявляти та визначати той чи інший літотип, відмічати його наявність або відсутність в окремих свердловинах.

          Аналізуючи зміни фізичних властивостей порід безперевно за розрізом, необхідно відмітити, що на діаграмах дуже часто наявні характерні зміни кривих (характерні репери). Такі зміни фізичних властивостей можуть бути пов'язані з наявністю стратиграфічних границь між породами. За своїми основами методи каротажу відображають тільки зміни фізичних властивостей геологічного середовища. Але при співставленні конкретних глибин цих змін з визначеними за геологічними даними стратиграфічними границями, можна з досить великою вірогідністю стверджувати, що геолого - геофізичний аналіз дозволяє досить часто ототожнювати такі зміни фізичних характеристик з границями між стратиграфічними підрозділами. Треба ще раз підкреслити, що визначення за даними каротажу стратиграфічного віку порід можливо тільки після попереднього детального співставлення геологічного та геофізичного матеріалів.

Можливість використання результатів каротажу не тільки для літологічного, а і для стратиграфічного розшарування розрізу гірських порід не визиває сумніву. Треба тільки враховувати і наявність фаціальних особливостей при формуванні горизонтів порід певного віку і їх відображення на кривих каротажу. На тому ж додатку породи Обухівської світи палеогену чітко поділяються на два горизонти. Цей поділ відображається як на кривих електрокаротажу, так і на кривих гамма - каротажу. Верхня частина порід Обухівської світи характеризується відносним мінімумом фонових значень природної радіоактивності і деяким підвищенням рівня електричного опору. Нижня частина порід даної світи навпаки відмічається підвищенням фону природного радіоактивного випромінювання і зменшенням рівня електричного опору. Поняття підвищення та зменшення відносяться тільки до інтервалу діаграм розташованих в межах досліджуємої світи (P₂ob). Таким чином, за даними каротажу можна стверджувати, що верхня частина Обухівської світи більш збагачена піщаним матеріалом, в той час, як нижня навпаки збагачена глинами. В той же час самі породи Обухівської світи чітко відрізняються за даними комплексу каротажу.

Вищевказані принципи інтерпретації геофізичних досліджень в свердловинах були використані при аналізі матеріалів по всім пробуреним свердловинам. По кожній свердловині був побудований зведений планшет, на якому показані фактичні результати досліджень, окремі літотипи порід, визначені за даними каротажу, а також стратиграфічні границі геологічних утворювань. Зведені планшети були використані при подальшій детальній геологічній документації всіх пробурених свердловин. (дивись граф. дод. №3). При системному аналізі матеріалів каротажу були вивчені можливості побудови кореляційних схем, які дозволили б простежувати розповсюдження тих чи інших горизонтів між свердловинами.

Враховуючи вище зазначені обставини, був сформован раціональний комплекс методів ГДС: Перед комплексом геофізичних досліджень у свердловинах були поставлені наступні геологічні завдання:

          завірка літологічної будови розрізу геофізичними методами і контроль ви-конання бурових робіт;

          визначення меж рудних тіл;

-         попутні пошуки радіоактивної сировини;

          визначення просторового положення стволів свердловин.

Завдання вирішувалися раціональним комплексом методів ГДС: стандартний каротаж (методами УО; ПC); ГК; ГГК-Щ; МЕП; каротаж магнітної сприйнятливості (ǽ ), інклінометрія (І), кавернометрія (К), МЕК оскільки:

          стандартний електрокаротаж (КО та ПС) буде виконуватися метровим градієнт- ,та потенціал-зондом (A1.0M 0.1N, N1.0M0.1A). Зонд дає диференційовану криву, що досить точно відображає породи з різним електричним опором і зводить до мінімуму вплив свердловини, а зареєстровані значення ρ_к - близькі до дійсних значень. За кривими КО визначають зони з дуже низьким значенням ρ_к, які вказують на зони тектонічних порушень і рудні тіла з великим вмістом ТіО₂;

          метод ГК застосовується в усіх свердловинах для літологічного розчленування розрізу, виділення корисних копалин і пошуків радіоактивної сировини;

          гама-гама каротаж щільнісний (ГГК-Щ) - цей метод є основним при визначенні меж рудних тіл, оскільки щільність апатит-ільменітових руд значно більша, ніж щільність вміщуючих порід;

          методом МЕП визначають місця скупчення вкрапленості сульфідів;

          магніторозвідка є основним методом для визначення меж апатит-ільменітових руд. Це пояснюється тим, що в рудах є магнітні мінерали;

          інклінометрія - для визначення просторового положення свердловин;

          кавернометрія проводилася для відбракування аномалій по кривих ГГК-Щ;

          метод електричної кореляції (МЕК)- при проведенні як пошукових, так і розвідувальних робіт застосовувалися методи свердловинної геофізики з метою вивчення електропровідних зон (рудні тіла, тектоніка та ін.), виявлених каротажними методами. Метод електричної кореляції (МЕК), що є однією з модифікацій методу заряду, виконувався в варіантах “свердловина-поверхня” та “свердловина-свердловина”. Перший варіант застосовувався для визначення елементів залягання лінійних зон підвищеної електропровідності, другий - для вивчення структурних особливостей родовища (морфологія рудних тіл, їх суцільність, ув’язка рудних тіл та окремих прошарків багатих руд при перетині їх різними свердловинами) та пошуків рудних тіл в міжсвердловинному просторі.

5. МЕТОДИКА, ОБСЯГИ І ЯКІСТЬ ВИКОНАНИХ РОБІТ

5.1 Наземні геофізичні роботи

При геологічному вивченні Носачівського родовища застосовувалися геофізичні методи таких технологічних груп: наземні, свердловинні та методи каротажу. [6]. При геологорозвідувальних роботах у 2002-2006 р.р. виконувалися геофізичні дослідження свердловин та електророзвідувальні роботи методом МЕК у варіантах «свердловина-поверхня» та «свердловина- свердловина». Нижче представлена методика і техніка геофізичних досліджень за видами робіт.

Комплекс наземних геофізичних досліджень включав наступні види робіт: метод заряду в модифікації “свердловина-поверхня” у масштабах 1:10 000 і 1:5 000 відповідно.

Електророзвідка.

Метод заряду виконувався з метою картування та простежування зон високої електричної провідності, які представлені покладами багатих фосфатно-титанових руд. Зйомка методом заряду була виконана на 4 свердловинах родовища, що розкрили багате зруденіння. Заземлення проводилося в рудний інтервал в свердловинах № 04 на глибині 422 м, № 013 на глибині 212 м, № 65 на глибині 230м і № 92 на глибині 140 м. Розміри ділянки досліджень для свердловин №№ 04, 013 становили 2х2 км і 1,6х1,4 км для свердловин №№ 65 і 92.

Загальний обсяг робіт склав 6,24 км². Зйомка виконувалася по мережі 50х50м установкою “свердловина - поверхня” за схемою градієнта потенціалу.

Спостереження виконувалися за допомогою автокомпенсатора АЕ-72 з використанням генераторної групи електророзвідувальної станції ВП-62. Обсяг контрольних спостережень склав 4,9% від загальної кількості точок. Середня відносна похибка визначення різниці потенціалів склала 4,5%.

За даними робіт методом заряду складені карти графіків градієнту потенціалу ΔU і карти потенціалів U масштабу 1:5 000. Зведені дані про електророзвідувальні роботи методом заряду наведені в таблиці 5.1.

Таблиця 5.1 - Обсяги і основні відомості про методику та точність електророзвідки методом заряду.