<<
>>

МОДЕЛИ МАГМАТИЧЕСКИХ, ФЛЮИДНЫХ И ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ ПО ВКЛЮЧЕНИЯМ В МИНЕРАЛАХ

  На основе исследований расплавных, рассольных, флюидных включений в минералах магматических, метасоматических пород и руд рассматриваются модели образования месторождений через реставрированные магмо-флюидодинамические системы.
Изучая взаимоотношения различных типов включений расплавно-рассольного, флюидного и гидротермального типов включений выявляют динамику термобарических специфических расплавов-рассолов, пневматолитовых и гидротермальных растворов, формировавших то или иное эндогенное оруденение. Выясняется магмофлюидный режим минералообразования в высокобарических и обычных условиях земной коры и верхней мантии с получением прямых данных о составе и давлениях флюидов [Томиленко, 2006 и др.]. Это достигается термобарогеохимическими методами. Экспериментально установлено, что при высоких и низких давлениях и температурах минералы в процессе кристаллизации захватывают расплавные и флюидные включения, содержимое которых отражают свойства маточной среды, в которой осуществляется их рост.

Флюидные включения в природных алмазах и в минералах

мантийных ксенолитов из кимберлитовых тел

Флюидные включения в алмазах из россыпей Эбеляхского алмазоносного поля Сибирской платформы исследованы методами оптической микроскопии, микротермометрии, КЪ- и ИК-спектроскопии, газовой хроматографии. По данным хроматографического анализа в составе летучих определены Н2О, СО2, N2, СН4 и другие более тяжелые, чем метан, углеводороды [Томиленко, 2006] (рис. 66). В пределах одного кристалла состав включений меняется от существенно углекислотных до углеводородных. Более углекислотные включения располагаются ближе к ядерной части алмаза, а углеводородные - по периферии. Это свидетельствует об изменении в процессе роста кристалла алмаза окислительно-восстановительных условий.

Рис.

66. Первичные 87Sr/86Sr от-

ношения Cu-Мо месторождений

Сибири и Монголии. Пунктирная

линия условно разграничивает

месторождения с разными

источниками

(по В.А.Пономарчуку, 2005)

В мантийных ксенолитах (гранатовых лерцолитах, гранатовых пироксенитах, грос- пидитах, эклогитах) из кимберлитовых трубок Якутии выявлены первичные декрепи- тированные включения. В них

определены микрокристаллики карбоната (Kh-линия 1087 см-1), СН2, СР3. Углеводородные включения располагаются в залеченных микротрещинах гранатов вокруг включений параморфоз а-кварца по коэситу. В гранатах из эклогитов обнаружены однофазные первично-вторичные включения, содержащие N2 (83-96 мол.%) с примесью СО2 (4-17 мол.%) (по данным ^-спектроскопии). По данным ионного микрозонда в краевых зонах перекристаллизованных порфирокластов ортопироксена обнаружены La, Ce, Nd, K, Ba, Sr, Nb. Согласно данным ионного зонда, содержание воды во флогопите из флогопит-шпинелевых келифитовых кайм на гранате составляет 2 вес.%. Процесс келифитизации гранатов глубинных ксенолитов начинался в условиях мантии еще до попадания их в кимберлитовый расплав.

В оливинах из ксенолита гранатового лерцолита из кимберлитовой трубки Удачная обнаружены включения карбонатно-солевых расплавов, содержащих в своем составе хлориты Na и К, карбонаты и рудные минералы (по микрозондовым и №- спектрометрическим исследованием). В дистене из гроспидитов трубки Загадочная обнаружены глобулы силикатные состава (масс.%): 66,4 SЮ2; 16,9 Al2O3; 0,4 FeO; 0,1 CaO; 0,2 Na2O; 14,7 K2O. Оболочки глобул обогащены Ba, La, Ce, Nb, водой 0,6 % (по данным ионного микрозонда).

Хроматографический анализ газов из минералов мантийных ксенолитов показал наличие их до 600...2200 ррт. Основными компонентами являются Н2О, СО2, СН4, иногда N2. Доля СО2 составляет от 10 до 35 мол.% (рис. 67).

Рис. 67. Составы наиболее ранних флюидных включений:

а - в кварце из эклогитов и вмещающих гнейсов Северо-Муйской глыбы и б - в кврце и гранате из эклогитов Кокчетавского массива (1), Зауальпе и Коральпе, Австрия (2), Богемского массива (3) и Мюнхберского массива (4) (по данным КР-анализа)

Флюидные включения магматических вкрапленников базальтоидов

Во вкрапленниках вулканитов Забайкалья установлены оливин, клинопироксен, плагиоклаз.

Температуры образования оливина 1300°С, клинопироксена 1250- 1080°С, плагиоклаза 1200-1070°С. Амфиболы из тешенитов кристаллизовались при температурах 960-940°С. Включения в оливинах базанитов обогащены высокоплотной жидкой углекислотой (флюидное давление до 6,5 кбар), до 26 мол.% N2; 0,12 вес.% Н2О (по данным Kh-спектроскопии, несут 1200 ppm Sr, 710 ppm Ba, 100 ppm Nb, а также примеси Zr, Ta, Ce (рис. 68).

Рис. 68. Корреляционные зависимости распределения содержаний Nb и Zr в гомогенизированных стеклах включений в оливине из разновозрастных базанитов Хилокского грабена: 1 - эоценовые; 2 - раннемеловые (по А.А.Томиленко, 2006)

Флюидный режим метаморфизма глубинных зон земной коры

Гранулиты Алданского и Анабарского щитов во включениях в минералах содержат СО2 до 93-100 мол.%, N2 до 6,5 мол.%. Давление флюида составило 8,5... 11 кбар, до 6 кбар. В породах амфиболитовой, эпидот-амфиболитовой фации включения в минералах представлены углекислотно-водной фазами (СО2 и Н2О), температуры образования 650...710°С, давления - 5,5...8 кбар.

Флюидный режим формирования анортозитов

Автономные анортозиты связываются с ранней стадией развития Земли. В ксенолите габбро-анортозитов кимберлитовой трубки Удачная обнаружены включения жидкой углекислоты в клинопироксене, гомогенизация при 1100-1120°С, плотность рСО2 = 1,01-0,98 г/см3, Р = 8 кбар. Расплавные включения в клинопироксене состоят из: 58 мас.% SiO2, Na2O+K2O 0-7,4 мас.%, примесей La, Ce, Nd, Ba, Zr, Nb, содержат Н2О менее 0,1 вес.%.

Итак, исследования показали, что основными компонентами мантийного флюида оказались углекислота, вода и метан, реже азот. Установлены зоны с достаточно высокой степенью окисления и существенно восстановленных флюидов.

Метаморфизм пород в условиях гранулитовой фации происходил при участии водно-углекислотного флюида. При этом РСО возрастало по мере возрастания метаморфизма, а РН О соответственно уменьшалось. Гранитоидные расплавы в этих фациях метаморфизма были высокотемпературными (900-850°С), по сравнению с таковыми амфиболитовой фации (830-700°С).

Флюидный режим формирования золоторудных месторождений

в черносланцевых толщах

Физико-химические условия образования золотых руд в черносланцевых метаморфических толщах определены для Советского месторождения в Енисейском кряже [Томиленко, 2006].

Первичные, первично-вторичные флюидные включения в кварце безрудных зон имеют углекислотно-водный состав - до 10-15%. В кварце рудоносных зон количество углекислотно-водных включений увеличивается до 40%. Кроме того, здесь обнаружены водно-солевые, азотно-метано-углекислотно-водные, азотно-метановодные включения (рис. 69).

Рис. 69. Составы флюидных включений в

кварце Советского месторождения:

1 - рудоносная зона; 2 - безрудная зона

(по данным КР- анализа)

Температуры гомогенизации флюидных включений в кварце безрудных зон составили от 100 до 410°С, а для рудных зон - до 450°С, при господствующих значениях от 250 до 350°С. Концентрация солей во флюидных включениях безрудных зон составила 8 мас.%, а из рудоносных зон 15-25 мас.%, NaCl-экв. ^-спектроскопическими исследованиями, данными газовой хроматографии золотоносные кварцы несут включения с повышенными содержаниями CO2, N2, CH4(CO2 от 18 до 41 мол%, а незолотоносном кварце СО2 всего 7 мол.%).

Изотопные отношения серы в пиритах составили +13,3...+17,9 %о 534S, а пирротина и арсенопирита +12,9...+19,9 %о и +14,8...+16,5 %о. Изотопный состав углерода (513C) углекислоты из флюидных включений в кварце рудоносных жил составил - 4,9...+5,2 %о, а в безрудных кварцах -8,1...-10,2 %о. Отношения изотопов гелия составили R/Ra = 0,02-0,05.

40Лг/39Лг исследования серицитов рудных и безрудных зон показали четыре возрастных рубежа: 890, 850, 830-820, 730 млн. лет. При этом для безрудных зон получены датировки 890-850 млн. лет, а для рудных зон 830-820 и 730 млн. лет. Полученные данные свидетельствуют о полихронности процесса формирования золоторудной минерализации. Формирование кварцевых жил безрудных зон связано с региональным зеленосланцевым метаморфизмом, а рудных жил - с наложенной гидротермальной деятельностью.

Модели минералообразующих растворов золоторудных месторождений

по включениям в минералах

Изучены состав и свойства включений в минералах жил, околожильных мета- соматитов, скарнов, послескарновых метасоматитов месторождений золота складчатых структур на основе двойных-тройных водных вытяжек, гомогенизации, декрепитации газожидких включений в минералах и расчетных данных [Коробейников, 1987] (рис. 70).


Рис. 70. Диаграммы изменений относительных содержаний ионов газово-жидких включений

в жильных кварцах и околожильных метасоматитах золоторудных месторождений Саяно-

Алтайской складчатой области от температур их образования

(по данным двойных водных вытяжек, декрепитации и гомогенизации).

а)              Околожильные метасоматиты: 1 - пренитизированные габбро-диориды Коммунаровского района (послерудные); 2 - карбрнатизированные порфириты и габбро-диориты Коммунара; 3 - лист- вениты апогипербазитовые Кузнецкого Алатау; 4 - березиты рудных районов Кузнецкого Алатау, Восточного Саяна и Тувы; 5 - актинолитизированные габбро-диориты Коммунара; 6 - грейзены золото-редкометальные Восточного Саяна; 7 - альбититы Коммунаровского и Верхнеманского районов.

б)              Жильные кварцы: 1 - кварц-пренитовые жилы послерудные; 2 - кварцево-карбонатные жилы; 3 - карбонатно-золото-хлоритовые зоны Коммунара; 4 - кварцево-золото-сульфидные тела Ольховского района Восточного Саяна; 5 - кварцево-золото-полиметаллически-сульфидные жилы; 6 - кварцево-альбитовые метасоматиты золотоносные; 7 - кварцево-золото-теллуровисмуто-сульфидные жилы Коммунара; 8 - кварцево-золото-щеелитовые жилы Спасского; 9 - кварцево-золото- актинолитовые прожилки Коммунара; 10 - кварцевые прожилки в скарново-магнетитовых линзах Коммунара

Исследования показали, что состав растворов включений в минералах эндогенных месторождений золота отвечает хлоридно-гидрокарбонатно-сернистым, натриево- калиево-кальциевым и калиево-углекисло-сернистым типам терм и напоминает состав гидротерм областей современного вулканизма. В то же время растворы включений в минералах разных минеральных ассоциаций этих месторождений имеют свою специфику.

Магнезиальные и известковые золотоносные скарны Алтае-Саянской складчатой области характеризуются гидрокарбонатно-хлоридо-натриево-кальциевым составом включений с отношениями              Na:K+=1,8:1...5:1,              Cl:F=33:1 ...200:1,

Cl-: НСО- : SO-2 =1:1:0=7:10:1 и температурами гомогенизации расплавно-рассольных

включений в минералах магнезиальных скарнов (шпинели, фассаите, паргасите) от

830 до 570°С, а газово-жидких - до 630...200°С. При этом шпинель, фассаит, паргасит

обнаружили хлоридно-натриево-магниевый состав включений, а известково- скарновые              гранат,              диопсид-салиты,              волластонит,              везувиан,              скаполит-

гидрокарбонатно-хлоридно-кальциево-натриевый состав включений. Минералы магнезиальных скарнов в отличие от минералов известковых скарнов имеют повышенные содержания Mg и Cl в растворах включений с отношениями Na+ : K+ =1,2:1...2:1, Cl- :F- =200:1, Cl-: НСО- :SO-2 =7:2:1 (рис. 71).

alt="" />

Рис. 71. Изменения относительных содержаний ионов газово-жидких включений в минералах золото-скарновых месторождений Алтае-Саянской складчатой области от температур минералообразования (по данным гомогенизации и декрепитации включений

и двойных водных вытяжек).

а) В кружках: 1 - шпинель, фассаит, форстерит, парагсит магнезиальных скарнов Тарданского месторождения в Тыве; 2 - диопсид-салиты, гранаты, волластонит, скаполит из известковых скарнов Тарда- на; 3 - магнетит, актинолит, эпидот, хлорит, серпентин из послескарновых метасоматитов Тардана; 4 - метасоматические кварцевые породы из зон разрыва в мраморах; 5 - гематитизированные мраморы из внешних зон контактового метасоматоза.

Точки на диаграммах соответствуют средним значениям из частных определений всех проанализированных проб по данной группе метасоматитов.

б)              Тоже для минералов и пород золотоносных контактовых метасоматитов Тарданского, Калиостров- ского, Балахчинского, Ольховского золоторудных полей: 1 - минералы магнезиальных скарнов; 2 - минералы известковых скарнов; 3 - минералы послескарновых метасоматитов; 4 - метасоматических кварцитов; 5 - карбонатно-гематитовых метасоматитов

Образование послескарновых магнетита, эпидота, актинолита-тремолита, хлорита, серпентина происходило в заключительный период              контактово

метасоматического процесса при накапливающейся щелочности растворов от первоначально слабокислотных до слабощелочных в заключительный период. Этот вывод сделан на основе минеральных парагенезисов, данных рН суспензий и водных вытяжек, соотношений СО2 и НСО3 во включениях. Отношения Na:K+ от 3:1 до 4:1, Cl- :F- до 50:1, Cl-: НСО- :SO-2 от 1:3:1 до 5:25:1. Температуры гомогенизации - 480- 200°С. Растворы включений были существенно газожидкими. Результаты термодинамических расчетов показали, что за верхний предел температур окварцевания доломитов, известняков может приниматься минимальная температура образования тремолита за счет кварца и доломита, составляющая 150-200°С.

Жильные минералы (кварц, актинолит, кальцит) высокотемпературных шток- верковых руд в скарнах имеют хлоридно-сернисто-кальциево-натриевый или хло- ридно-гидрокарбонатно-кальциево-натриевый состав газожидких включений с отношениями Na+:K+ =1,8:1...6:1, Cl-:F-=31:1, Cl-: НСО- : SO-2 = 1,5:1:0, температуры гомогенизации 440-240°С и, вероятно, слабокислую-близнейтральную реакцию. Высокая концентрация Mg и Cl в ранних растворах обеспечивала актинолитизацию и хло- ритизацию скарнов. Повышенная концентрация К, Са, НСО3, СО2, Н2S в растворах очевидно обеспечила лиственитизацию скарнов и березитизацию гранитоидов. В заключительные периоды формирования послерудных кварц-карбонат-пренит- цеолитовых ассоциаций растворы обладали существенно щелочными свойствами и имели кальций-калиево-гидрокарбонатный состав с отношениями Na:K+ =1:1, Cl: НСО- : SO-2 = 1:2:0, температуры гомогенизации включений 240-70°С. Повышенная концентрация Са2, НСО- в растворах обеспечивала позднюю карбонатизацию скарнов и других боковых пород.

Золотоносные альбититы и грейзены показали хлоридно-фторидно-натриево- кальциевый состав растворов включений с соотношениями Na :K+ =3,6:1...5:1, Cl :F- =113:1...1,1:1, Cl-: НСО- : SO-2 =10:6:1...113:1:12 и температуры гомогенизации 480- 260°С. При этом неизмененные альбититы и грейзены обнаружили хлоридно- натриевый и фторидно-хлоридно-гидрокарбонатно-натриево-калиевый или фторид- но-хлоридно-калиевый составы газожидких включений и температуры гомогенизации 480-280°С. Соотношения Na+:K+ колебались от 5:1 до 1,3:1, Cl :F- от 1,1:1 до 1:1,8, Cl-: НСО- : SO-2 от 2:4:1 до 5:2:1. В минералах грейзенов резко возрастает доля F и К в растворах включений по сравнению с включениями в альбититах. Кварцево- ортоклазовые метасоматиты Ольховского рудного поля обнаружили хлоридно- углекисло-калиевый состав включений в кварце, ортоклазе, сериците с отношениями Na+:K+ =1,1:1...5:3, Са+2^+2 = 2:1, Cl :F- от 5:1 до 25:1.

Продуктивные кварцы золото-кварцевой рудной формации в целом характеризуются гидрокарбонатно-сернисто-хлоридно-натриево-кальциевым составом газожидких включений с отношениями Na:K+ от 1,2:1 до 6,6:1, Cl:F- от 2,3:1 до 60:1, Cl: НСО- : SO-2 от 1:1:2 до 19:12:1 и температурами гомогенизации 420-110°С. В высокотемпературных убогосульфидных штокверковых рудах с сопровождающей акти- нолитизацией габбро-диоритов месторождения Коммунар (Хакасия) повышается доля Са- и Na+ в растворах газожидких включений: Na:K=3,3:1...5,1:1, Cl: НСО- : SO-2 =1:2,6:0. В кварцах из кварц-золото-шеелитовых жил состав газожидких включений составил Na+:K+=5,6:1, Cl-: НСО- :SO-2 =40:12:1. В среднетемпературных кварцево-золото-сульфидных жилах во включениях возрастают содержания сернистых              соединений,              гидрокарбоната и              щелочей:              Na:K=3,6:1...6,6:1,              Cl

: НСО- :SO-2 =1:2:4...5:8:1. Низкотемпературные карбонатно-хлоритовые золотые руды содержат повышенные количества НСО- и Са2+ во включениях. Послерудные кварцы,              карбонаты, прениты характеризуются              гидрокарбонатно-кальциево- магниевым составом растворов включений с отношениями Na:K=1,5:1...3,4:1, Cl: НСО- : SO-2 =1,5:1:0...1:58:7 и температурами гомогенизации 220-70°С.

Высокотемпературные околорудные актинолитовые метасоматиты имеют хло- ридно-гидрокарбонатно-натриево-магниевый состав газожидких включений с отношениями Na :K+=2,6:1, Cl :F =2:1, Cl-:НСО- :SO-2=2:1:0...1,1:6,5:1, температуры гомогенизации 430-250°С. Березиты и листвениты всех месторождений отличаются кальциево-калиево-гидрокарбонатно-хлоридно-сернистым составом растворов включений в минералах и слабокислой-близнейтральной реакцией. Отношение Na:K+ от 2,7:1 до 1:1,3, Cl :F- от 8:1 до 110:1, Cl-: НСО- :SO-2 от 1,2:1,3:1 до 1:10:3, а температуры гомогенизации составили 320-180°С.

Во включениях скарновых минералов золотоносных зон минимальное содержание золота зафиксировано в волластоните (1,210-6 моль/л), а максимальное - в гранате и геденбергите (9,610-6 моль/л). В жильных кварцах золоторудных месторождений золото в водных вытяжках газожидких включений содержится в количествах 3...7,410-6 моль/л, а в кальцитах - 3110-6 моль/л; в околожильных березитах - 10-6 моль/л. Установлена прямая связь между повышенными содержаниями рудного золота в минералах и золота, находящегося в растворах газожидких включений.

Эволюция гидротерм заключалась в изменении концентрации катионов, анионов в разные стадии гидротермального процесса: преобладание Na над К в высокотемпературных скарновых, альбит-амфиболовых метасоматитах; К над Na в сернистых соединениях и НСО3- в среднетемпературных грейзеновых, березит- лиственитовых; Са над Na и К и НСО- в низкотемпературных карбонатно- пренитовых и в смене кислотного режима на щелочной в продуктивные стадии. Состав анионной части растворов в большей мере зависит от источника и температурного фактора по сравнению с катионной: Cl преобладает над F в более высокотемпературных, сернистые соединения и СО2 в среднетемпературных и НСО- - в низкотемпературных гидротермах.

Изменение состава и свойств послемагматических растворов вызывалось ста- дийно-пульсационным поступлением и эволюционным их развитием в процессе минералообразования. Устанавливается общая тенденция возрастания щелочности остающихся после реакций растворов от слабокислых-нейтральных до слабощелочных благодаря внутренним процессам, происходящих в растворах, их реакционному взаимодействию с вмещающей средой. Общее снижение температуры гидротерм сопровождалось ступенчатой деполимеризацией комплексных соединений металлов и соответствующим понижением кислотности растворов. Значительное повышение щелочности гидротерм вероятно совпадало с наступлением массового разрушения комплексов, что приводило к оформлению рудных парагенезисов.

Приведенные материалы дают основание полагать о существенно хлораурат- ных формах транспортировки золота в начальные этапы и стадии рудного процесса и сульфидных, гидросульфидных комплексов в средне-низкотемпературные стадии. Роль золотокарбонатных комплексов в эндогенном рудообразовании не ясна, но вероятна.

<< | >>
Источник: А.Ф.Коробейников. ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫМОДЕЛИРОВАНИЯМЕСТОРОЖДЕНИЙПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ. 2009

Еще по теме МОДЕЛИ МАГМАТИЧЕСКИХ, ФЛЮИДНЫХ И ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ ПО ВКЛЮЧЕНИЯМ В МИНЕРАЛАХ:

  1. Геолого-генетические модели золотоносных рудно-магматических систем Забайкалья
  2. Генетические модели рудно-магматических систем медномолибденовых рудных узлов, рудных полей и месторождений
  3. Генетические модели магматических сульфидно-медно-никелевых рудных формаций
  4. 1.7. МОДЕЛЬ СО ВКЛЮЧЕНИЕМ ЗАПАСОВ
  5. Глава VIII О РАЗНОГО РОДА ЗЕМЛЯХ, КАМНЯХ, МЕТАЛЛАХ, МИНЕРАЛАХ И ДРУГИХ ИСКОПАЕМЫХ
  6. ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ РУДООБРАЗУЮЩИХ СИСТЕМ
  7. Модели мантийных и внутрикоровых рудообразующих систем
  8. Типовые мантийно-коровые модели рудообразующих систем золоторудных полей и месторождений
  9. Модель и документация системы качества
  10. Модель идеальной индустриальной экологической системы
  11. Глава 1. Субъекты права в системе адекватных моделей мира
  12. Статическая модель социально-территориальной системы