Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Флюидные системы зональных метаморфических комплексов и проблема их золотоносности

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Флюидные системы зональных метаморфических комплексов и проблема их золотоносности"

О Д РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НА УК СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ИНСТИТУТ ЗЕМНОЙ КОРЫ

На правах рукописи ВИЛОР Николай Васильевич

ФЛЮИДНЫЕ СИСТЕМЫ ЗОНА ЛЬНЫХ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ И ПРОБЛЕМА ИХ ЗОЛОТОНОСНОСТИ

04.00.08 - петрография, вулканология

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минсралогических наук

Иркутск -1995

Работа выполнена в Институте земной коры Сибирского отделения Российской Академии наук

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Н.А.Росляков (ОИГГиМ СО РАН, Новосибирск)

доктор геолого-минералогических наук З.И.Петрова (Институт геохимии СО РАН, г.Иркутск)

доктор геолого-минералогических наук Бухаров А.А., ИЗК СО РАН, г.Иркутск

Ведущая организация: Иркутский государственный технический университет

Защита состоится "_" "__" 1995 г в _____ часов на

заседании специализированного совета Д 003.07.01 при Институте земной коры СО РАН по адресу: 664033, Иркутск, ул.Лермонтова N 128

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке Иркутского научного центра ( в здании Института змной коры СО РАН)

Автореферат разослан "_" "_" 1995 г

Ученый секретарь специализированного совета кандидат геол.-мин. наук „ / ^^

лШ^1^ ~ Ю.В.Меньшагин

1. ВВЕДЕНИЕ

АКТУАЛЬНОСТЬ работы обусловлена дефицитом информации на стыке исследований метаморфических парагенезисов с одной стороны и металлогении - с другой, так как не выяснены вопросы происхождения и взаимодействий флюида - активного участника метаморфических преобразований и геологические последствия его реакций с породами; неизвестны закономерности распределения движущихся масс флюида, хотя одним из необходимых условий концентрирования рудного вещества при метаморфогенном рудообразовании является флюидопоток. Проблема перераспределения золота при метаморфизме явилась стимулом исследования возможных способов его растворения, достигаемых концентраций и устойчивости соединений в гидротермальных и сжатых надкритических флюидных фазах.

Теоретические представления о метаморфических флюидоактивности и рудогенезе основываются в оценке флюидного режима зональных метаморфических комплексов и изучении ранее не фиксируемого типа геологических образований с энерго-, флюидо- и рудоконтролирующей функцией - флюидных систем (ФС).

ЦЕЛЬ ИССЛЕДОВАНИЯ заключается в обосновании физико-химической петрологической гипотезы формирования меггаморфогенного флюида, как главной причины появления золотого оруденения - ведущего промышленного типа, создающего металлогенический фон огромного региона вдоль южного края Сибирской платформы. Объектами изучения являлись районы, где истощавшиеся россыпи вывели к отнюдь не наилучшим рудным зонам, неоднозначность генетических позиций которых требовала дополнительных исследований в виду альтернативы: их метаморфогенного или магматогенного образования.

Пространственная связь золотого оруденения с фациями низкого метаморфизма предопределила направление исследования потенциала генерирования флюида, областей его выделения, возникновения и дифференциации потоков, ведущего к обособлению ФС, являющихся необходимым звеном логической цепи: зональный метаморфический комплекс-> метаморфогенный флюидопоток-> флюидная система-> жильно-метасоматическое преобразование^ оруденение с перспективой приложения к характеристике рудного потенциала метаморфических районов юга Сибири. Впервые сформулированная идея о существовании флюидных систем поставила цель - изучение фундаментального свойства регионального метаморфизма - флюидопотока.

ЗАДАЧИ ИССЛЕДОВАНИЯ. 1 .геолого-петрологическое исследование флюидогенерации и флюидогенных взаимодействий при зональном метморфизме, определение на комплексной формационной основе его геодинамической позиции, связанного с ним метасоматоза и выходом через их химические, структурные особенности и типизацию к ранее не изученным флюидным системам; 2. геологическое и тектоно-физическое исследования пространства, способа ..и причин миграции флюида, включающих описание ФС, их определение, строение, характеристику пространственных, временных параметров и распределение отношений флюид/порода (Ф/П). 3. физико-химическое исследование, включающее аналитические методики, эксперименты и расчеты, вскрывающие динамику формирования количества и состава флюида с оценкой режима потока в сечениях метаморфических комплексов и ФС при прогрессивном и регрессивном этапах, определяющие положение золотого оруденения в ряду метаморфо-метасоматических формаций с изучением подвижности золота в метаморогенных флюидах и процессов его отложения. Реализация этих задач давала принципиально новую информацию о флюидо- и рудогенерирующей роли регионального метаморфизма.

В МЕТОДИЧЕСКОМ ПЛАНЕ РАБОТЫ получение, обобщение информации о региональных зональных метаморфических ареалах, разработка гипотез о генерировании и взаимодействии флюида с метаморфитами, о его составе по динамике образования метаморфических парагенезисов проведено нетрадиционными методами в ранее неизвестных или слабо изученных Восгочно-Тункинском, Хамар-дабанском, южно-и западноприбайкальском и Мамско-бодайбинском метаморфических комплексах.

Для прямого определения состава газов выбран кварц с применением многоступенчатого термовыделения газа из проб, очищенных сухими электромагнитными и электростатическими методами. Прецизионный способ газоопределения на масспектрометре ИС1201 использован при обнаружении аргона и углеводородов. Кривые водосодержания метапелитов получены ДТА на дериватографе С)-1500 В. В лабораториях В.-СНИИГГиМС'а и ИрГЕОХИ с участием Развозжаевой изучены основные типы рассеяной органики в породах. Составы сосуществующих породообразующих и редких минералов определены на рентгеновском микроанализаторе МАР-2 Богдановым и Медведевой. Впервые полученые соотношения изотопов рудных свинцов, ЯЬ-Эг пары и дейтерий-протиевых соотношений применены для датирования метаморфизма, метасоматоза и оценки масштабов флюидообмена.

Флюидодинамика исследована прямыми физическими методами и тектоно-физическим моделированием. Газопропускание метапелитов определено на масспектрометре ИС-1201. Статистически на ПЭВМ обработаны основные зависимости распределения кварцевых жил. Процесс миграции областей концентрации тектонических напряжений, формирующих ФС, изучен совместно с проф.Шерманом и Будцо. Статистические корреляции и факторный анализ проведены на ПЭВМ по ПК"Корреляция", разработанному д.г.-м.н.Феоктистовым. В решении как прямых, так и обратных физико-химических петролого-геохимических задач использовался для численного моделирования ПК "Селектор-БЭСМ-6". Соосаждение золота с сульфидами железа проведено по новой методике с применением радиоизотопа '^5ди Удельная поверхность сульфидных фаз определена методом газовой десорбции.

НАУЧНАЯ НОВИЗНА. I. Выявлено, что термальная структура зональных комплексов связана с региональными разломами, тепловыми аномалиями в блоках фундамента складчатых областей, гранитогнейсовыми куполами. Метаморфогенный флюидопоток и возникающие в нем флюидные системы создают ряды метаморфо-метасоматических формаций и оруденение. 2. Впервые изучены природа, структура флюидопотока и функционирование флюидных систем. 3. Установлено формирование флюидного режима зональных метаморфических комплексов за счет комбинированного действия фазы теплоносителя, минеральных буферов и конверсии водорода. Выделены флюидные фации и показано региональное влияние флюидных систем. 4. Выявлена связь крупного золотого оруденения в складчатом обрамлении Сибирской платформы с верхнерифейским региональным метаморфизмом, и его объемными параметрами. 5. Физико-химическими экспериментами и расчетами доказывается миграция золота во флюидопотоке и метаморфогенных флюидных системах и отложение металла по электроно-акцепторному механизму на геохимических барьерах.

ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ. 1. Зональные метаморфические комплексы структурно гетерогенны, связаны с тепловой активностью глубинных разломов и изменениями барических режимов, при которых закономерно эволюционируют метаморфические формации и региональный метасоматоз.

2. При структурировании метаморфогенного флюидопотока выделяются флюидные системы, локализующиеся в зависимости от напряженного состояния пород, их реологии и флюидонасыщенности, а связанные с ними зональные метасоматиты подчинены инверсиям состава флюида и его объемной фазы.

б

3 Распределение флюидных компонентов в зональных метаморфических комплексах соответствует флюидным фациям с явлениями конверсии в высокотемпературных зонах и миграцией рудоносного флюида на регрессивном этапе.

4. В сернисто-бикарбонатно-хлоридных растворах сланцевых толщ возрастает доля хлористого водорода на изограде дегидратации мусковита, и при структурировании флюидопотока от степени насыщения флюида и гидродинамики ФС зависят состав и рудоносность мегасоматитов.

5. Факторы выщелачивания и переноса золота в метаморфогенных растворах: концентрация лигандов, температура и динамика потока. Аи осаждается вследствие инверсий характеристик флюида на термоступени и электоронно-акцепторных реакций на геохимических барьерах.

ПРАКТИЧЕСКУЮ ЦЕННОСТЬ представляют основные результаты геологических исследований и физико-химических расчетов петролого-геохимических задач и экспериментов. Они отражены в большинстве публикаций автора по теме диссертации. Разработанные методики использованы в работах сотрудников ИЗК и ГЕОХИ СО РАН. Для Восточно-Тункинского и Южно-Прибайкальского комплексов впервые сделаны геологические карты масштаба 1:100 ООО, опубликованные журналом "Геология и геофизика" в 1989 и 1994г, где также впервые обнаружены проявления рудного золота в гумбеитах и в березитах. Даны описания золотоносности южного Присаянья и Прибайкалья с концепцией формирования небольших россыпей за счет размыва промежуточных коллекторов и найдены конкретные объекты.

Впервые получены изобарно-изотермические потенциалы (функции gт) для ионов, комплексов и соединений золота и железа в воде, хлоридных и гидросульфидных растворах, использованные при табуляции в периодической и справочной монографической литературе. Методика их расчета включена в алгоритм автоматизированного решения обратных физико-химических задач на ЭВМ. Результаты модельных расчетов автора помещены в рукописный отчет по теме "Рудное золото Сибири". Для экспериментов применен новый метод определения концентрации золота по радиоактивнои метке-изотопу Впервые использована полная

сорбция растворенного золота гидротермальным осадком тонкозернистых сульфидов. Результаты исследований опубликованы в монографии "Золото в гидротермальном процессе",М: Недра, 1981, а ее расширенный вариант издан Западно-австралийским университетом в г. Перт, 1990. Последние годы автор участвовал в исследованиях по межведомственной теме "Месторождения золота Сибири". Несомненное практическое значение

получит оценка рудоносности стратиформных хлоритовых метасоматитов в Южноприбайкальском зональном комплексе.

АПРОБАЦИЯ РАБОТЫ. Основные положения и выводы проведенного исследования доложены на Всесоюзных, Всероссийских и региональных совещаниях, симпозиумах, конференциях и семинарах по проблеме связи регионального метаморфизма и оруденения в 1978, 1982, 1986 г. в Киеве, Виннице, Ужгороде, по проблеме "Генетические модели эндогенных рудных формаций" в Новосибирске в 1981, 1986, 1990 г., "Физико-химическое моделирование в геохимии и петрографии" и "Применение математических методов для описания и изучения физико-химических равновесий"в Иркутске в 1980, 1982 и 1988г, на X Всесоюзном совещании по экспериментальной и технической минералогии и по вопросам "Кинетики и динамики геохимических процессов" в Киеве в 1978 и 1983г, а также "Условий образования и размещения золоторудных месторождений юга Сибири" и "Проблем стратиформных месторождений" в Новосибирске (1975) и Чиге (1990), "Метасоматизма и рудообразования" (Ленинград,1987) и "Дегазации Земли и геотектоники" (Москва, 1991). в Иркутске - по проблемам "Флюидный режим земной коры и верхней мантии"(1977), "Эндогенные процессы в зонах глубинных разломов" (1989), "Структурный анализ кристаллических комплексов" (1992), "Синергегика геологических систем" (1992), "Надвиги и шарьяжи платформенных и складчатых систем" (1992), Вулканологическом совещании (1992), "Гранитогнейсовые купола"(1983), "Геодинамика, структура и металлогения складчатых сооружений юга Сибири"(1991), на XVI сессии Научного совета СО РАН по тектонике Сибири и Дальнего Востока (1988), на III, IV и V региональных Восточно-Сибирских петрографических совещаниях в 1979, 1985 и 1989г.

ПУБЛИКАЦИИ. По теме диссертации опубликовано 75 работ. Одна из монографий в соавторстве с академиком РАН Ф.А.Летниковым издана за рубежем Западно-австралийским университетом в г.Перт (1990).

РАБОТА состоит из введения, 6 глав-разделов, заключения, содержит 153 таблицы и 131 рисунок. Список литературы включает 376 наименований.

РАБОТА выполнена в лаборатории экспериментальной и теоретической петрологии ИЗК СО РАН Автору оказана значительная финансовая поддержка от РФФИ по проектам 93059236 и 940516024. Автор благодарен коллективу лаборатории, академику РАН Ф.А.Летникову и коллегам Г.Д.Феоктистову, М.И.Грудинину, Ю.В.Меньшагину, В.В.Лашкевичу, Л.А.Казьмину, Н.С.Жатнуеву, П.И.Дорогокупцу.

2. РЕГИОНАЛЬНЫЙ МЕТАМОРФИЗМ, МЕТАМОРФОГЕННОЕ РУДООБРАЗОВАНИЕ И ФЛЮИДНАЯ АКТИВНОСТЬ (СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ МЕТАМОРФОГЕННЫХ ФЛЮИДНЫХ СИСТЕМ И ПУТИ

ЕЕ РЕШЕНИЯ)

Содержание исследования мегаморфогенных ФС является частью крупной проблемы связи рудообраэования с региональным метаморфизмом. Впервые рудогенетическое значение метаморфизма рассмотрено в работах Домарева(1954) и Судовикова (1964). Эта новая концепция постепенно нашла понимание и поддержку среди зарубежных и отечественных геологов. В бывшем СССР она развивалась на Украинском, Балтийском и Алданском кристаллических щитах. Многолетние исследования школы академика Белевцева на Украине отражены в монографии "Метаморфогенное рудообразование "(1975) и в 5-ти томном фундаментальном издании "Метаморфогенное рудообразование в докембрие" (1985, 1986). В них обобщены геологические основы, петрология, дан физико-химический анализ рудообраэования.

Связи регионального метаморфизма с пегматитообразованием и метасоматизмом отражены в известных работах исследователей ИГГД РАН (С.-Петербург): Соколова (1963, 1980), Глебовицкого (1973, 1983,1989), Бушмина (1983, 1989), Московченко и Турченко (1975) и в монографиях под редакцией Рундквиста (1983, 1986). Изучение метаморфизма в центрально-азиатском складчатом поясе, в его южносибирском сегменте связано с именами выдающихся отечественных геологов и петрологов Лодочникова, акад.Обручева, чл.-корр.С.Обручева, Павловского, Фроловой и др. Исследования Буряка (1974,1982), посвященные геохимии золота, работы Петрова и Макрыгиной(1975), Макрыгиной (1981), Блюмана (1985) по примесным компонентам и Летникова(1977, 1980, 1986) по геохимии газов, показали, что аллохимизм метаморфических процессов относится не только к Н2О и СО2, но и к широкой группе малых элементов и примесных соединений, вовлекая в круг мигрантов особенно при высоких Р и Т.кремнезем и щелочи.

Изучение мегаморфо-метасоматического оруденения включает проблему флюидного режима метаморфизма, динамику распределения флюида в поле Р-Т градиентов. Установлены взаимообусловленость и совмещенность дегидратации и декарбонатизации (Файф и др.,1981), и зависимость их режима от валового состава пород, от минеральных буферов. Железистые оксидные буферы регулируют летучести кислорода. Их влияние изучалось Гринвудом (Greenwood,1975) и Фонаревым (1986). Файф и др.(1981) считают данную буферную зависимость газового режима

порододоминирующей. Определению отношений масс флюида и породы при метаморфизме посвящены работы Вуда, Уолтера, Ферри, Ярдли в сборнике статей "Взаимодействие флюид-порода при метаморфизме" (1989). Ими предполагается стационарное движение газовой смеси, аналогичное теплопотоку Лапласа. Кроме того, когда Рфл превышает наименьшее главное напряжение на величину прочности пород, возникает гидротрещиноватость (Файф и др., 1981). Предполагается гидрофизическая зональность литосферы ("Физико-химические основы...,1985), обусловливающая различные механизмы их миграции, сложность и многовариантность способов распределения флюидов (Поспелов, 1973). Проблемы флюидного режима метаморфизма подняты в работах Маракушева (1975,1979,1988), Перчука (1973,1976,1986), Кейльмана (1978,1989).

Применительно к вопросу о золотом оруденении за 12 лет после опубликования монографии Летникова и Вилора "Золото гидротерма-льном процессе" (1981) вышла крупная статья с результатами физико-химических расчетов Белеванцева с соавторами(1982), коллективная монография "Экспериментальные исследования геохимии золота..."(1989), монография Глюка (1994) и книга Некрасова "Геохимия, минералогия и генезис золоторудных месторождений" (1991), единые в утверждении реальности геохимически значимой растворимости золота в гидротермальных фазах.

¿.МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ В СКЛАДЧАТОМ ОБРАМЛЕНИИ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ, ПОЛОЖЕНИЕ В ИХ СТРУКТУРЕ МЕТАМОРФОГЕННЫХ МЕТАСОМАТИТОВ И ЖИЛЬНЫХ ОБРАЗОВАНИЙ.

1 МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПОЯСА И МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ

Из анализа обширной геологической литературы и положения мета-морфитов в складчатых зонах очевидно, что наиболее крупными пространственными элементами являются метаморфические пояса протяженные трансрегиональные секторы верхней коры, с временем формирования, охватывающим полный геотектонический цикл или большую его часть. Следующая за ним классификационная градация соответствует метаморфическому комплексу - региональному структурно-вещественному элементу, сформированному также в течение геоцикла или части его. и породами, преобразованными в единой фациальной серии и включающими сопутствующий магматизм и метасоматоз.

#р 1

2

3 Шь 7

Ш* Ив

РисЛЛ Зональные метаморфические комплексы к складчатом обрамлении юга Сибирской платформы, 1 - архейские полиметаморфические образования, 2 -верхнеархейские(7) и нижнепротерозойские метаморфические толщи, 3 -рифеиды, 4 - каледониды, 5 - мезозоиды, 6 - амфиболитовая фация регионального метаморфизма, 7 - зональные метаморфические комплексы: а- ки-сил формации (серии), б - анд-сил формации (серии), 8 - разломы. Цифры в кружках - зональные метаморфические комплексы: 1 - Мамско-Бодайбинский, 2 - Олохитский, 3 - Котеро-Уколкитский, 4 - Западно-прибайкальский, 5 • Хамар-дабанский, б - Южно-прибайкальский, 7 -Восточно-Саянский в том числе Босточно-Тункинский, 8 - Центрально-Саянский, 9 - Туманшетский, 10 - Енисейский

Рис. 1 Б Схема главнейших разрывных структур юга Восточной Сибири (Тектоника Восточной Сибири, 1987)

Структура складчатого обрамления юга Сибирской платформы представлена совмещением гетерогенных блоков, являющихся отторженцами архейской коры, нижнепротерозойскими и рифейскими терейнами," впаянными" в складчатый базис, но отделенными от него глубинными и региональными разломами. В Саяно-Байкальской горной обласш выделены карельский, байкальский и каледонский лигомегакомплексы (Тектоника Восточной Сибири, 1987). Хронологически им соответствуют обширные области гранитообразования. Они сложены множеством слившихся массивов и куполов, обусловливающих дискретность, прерывистость осадочно-метаморфической оболочки, представленной лишь фрагментами среди сплошных гранитных полей. Совмещение разновозрастных гранитов в глобальном мегапоясе, содержащем их массивы с фиксированной ориентировкой, а также с тенденцией к возникновению мегасводов обусловлено выходом на современную поверхность фрагментов области устойчивости гранитных расплавов, между которыми расположены известные зональные метаморфические комплексы (рис.1). Это область проявления высоких стационарных тепловых потоков на глубинах более 15 км. Она соответствует кровле и верхней части гранитно-метаморфического слоя.

В глобальном южносибирском метаморфическом мегапоясе существует отчетливая сопряженность гранитоидов и зональных метаморфических ареалов. Концентрическая структура складчатого обрамления юга Сибирской платформы связана с аккреционным характером разрастания континентальной коры за спет "спаивания" с прилегающими секторами складчатой области. Стабилизирующиеся блоки взаимодействовали по региональным разломам и линеаментам краевого шва платформы, с тепловой активностью которых связаны гранитизация и зональный региональный метаморфизм.

3.2 УСЛОВИЯ ФЛЮИДОГЕНЕРАЦИИ И МЕТАСОМАТОЗА В ЗОНАЛЬНЫХ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСАХ

МЛМСКО-БОДАЙБИНСКИЙЗОНАЛЬНЫЙ МЕТАМОРФИЧЕСКИЙ

КОМПЛЕКС

В формировании структуры этого комплекса участвуют не менее двух крупных стратсединиц. Это нижнепротерозойские и. возможно, верхнеархейские супракрустальные выступы кристаллического основания и охваченные зональным метаморфизмом рифейские осадочные толщи. Комплекс развивался в геодинамическом режиме карелид с участием палеорифтов, как верхняя часть коры промежуточного типа. Риф сю

соответствовала обстановка палеошельфа, ограниченного разломами вдоль супракрустальных выступов и тектонической линией (Конкудеро-Мамаканская зона) на границе с Байкало-Муйским зеленокаменным (офиолитовым) поясом. В венде - нижнем палеозое комплекс "запечатан" красноцветной молассой и вовлечен в каледонскую орогению.

Выделяются не менее двух этапов складчатости. Структурную основу в зонах влияния региональных разломов- но периферии метаморфического комплекса составляют гранитогнейсовые купола и междукупольные пространства. Причину складчаго-разломных дислокаций большинство исследователей (Наумов.1980, Тихонов,1988, Демин,1988, Иванов,1984) видит во взаимных перемещениях и сочленении Сибирского и Алданскою крагонов с надвиганием складчатой области на край Сибирской платформы. В супракрустальных выступах основания комплекса представлены интрузивные магматические формации гранитоидного профиля последовательных инверсионной, орогенной и позднеорогенной фаз. При деформациях эпикарельского фундамента и среди складчатых рифеид на протяжении верхнерифейского и нижнепалеозойского геоциклов проявился ареальный гранитоидный магматизм, также соответствующий формационному ряду фаз инверсии и орогении, завершившийся посторо-генными щелочными сиенитами.

ЛИТОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ НИЗКО МЕТАМОРФИЗОВАННЫХ ПОРОД

Рассматриваемый комплекс - термальная синклиналь с север-северовосточным простиранием, в которой мощность слабо и низко метаморфизованных пород составляет 4-8 км. Дометаморфической особенностью толщ является их литолого-формационная ритмичность и аутигенно-диагенстаческая минерализация .Особый тип олигомикзовых терригенных осадков с карбонатно-пиритовыми вкрапленниками слагает пласты, образованные литоритмами со значительной ролью алевролитов и доминированием ритмических пакетов с мощностями менее 0.5м. Данный тип осадков свидетельствует о накоплении мощных разрезов толщ во впадинах на палеошельфе и об анаэробных условиях диагенеза и литификации, обусловленных минерализацией РОВ, являвшегося первичным источником серы. Железо и рудные компоненты привнесены в них бассейновыми, иловыми водами и эпигенетическими растворами (Вилор,1983). В области с однородным низким метаморфизмом мусковит-хлоритовой субфации в олигомиктовых метаосадках образовался доминирующий парагенезис кв+ал+сер+хл. В туфогенных мегапелитах с кварцем устойчива ассоциация ал+эп+лей+акт. В известково-силикатных

породах ' доломит-анкеритовый карбонат снижает ыагнезиальность сосуществующих амфибола и хлорита.

ЗОНАЛЬНЫЙ РЕГИОНАЛЬНЫЙ МЕТАМОРФИЗМ

Зональные метаморфические преобразования распространяются в области неоднократной складчатости, охватывая реликтовое плато однородного метаморфизма. Последовательность изменений объединяется в кианит-силлиманитовую гнейсо-сланцевую зональную метаморфическую формацию с выделением субфаций: му-хл, би-хл, алм-хл, ст-хл, ст-алм ,ст-ки-алм, сил-алм. По всей мощности зонального разреза происходят метаморфические реакции со сменой фазового состава и образованием водного и водно-углекислотного флюида. В отношении главных петро-генных компонентов преобразования изохимичны. Сегрегация, выделение жильных производных и метасоматизм вовлекают в миграцию лишь десятые доли валового содержания породообразующих оксидов. Регенерация гранитогнейсовых куполов возбудила повторные преобразования кн-сил формационного типа (Шаров и др., 1978). С аллохтонными куполами гранитоидов каледонского цикла связаны ореолы метаморфизма низких давлений анл-сил типа.

МЕТАМОРФО-МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ . ЖИЛЬНЫЕ ПРОИЗВОДНЫЕ РЕГИОНАЛЬНОГО МЕТАМОРФИЗМА.

Метаморфогенное золотое орудецение Мамско-Бодайбинского комплекса связано с региональным распространением мегаморфо-метасоматических порол, представленных жильными производными и протяженными зонами изменений регрессивного этапа (Буряк, 1974, Коновалов ,198 5, Вилор,1968,1971). В зслсносланцевой фации и в низкотемпературных зонах аыфиоолитовой фации преобладают кварцевые жилы. При большем метаморфизме появляются пегматиты. В ейл-алм субфации доминируют пегматоидные граниты и гранит-пегматиты. По отношению к возрасту метаморфизма, структуре и по минеральному составу метаморфогенные кварцевые жилы подразделяются на группы. 1-я связана с древней складчатостью и низким метаморфизмом. П-я обусловлена формированием региональной метаморфической зональности кианит-силлиманитового.тила. Ш-я группа локализована в региональных зонах метаморфогенных ' метасоматитов регрессивного этапа. Сульфйдно-прожилковые штокверки и сульфидно-кварцевые части рудных тел наиболее золотоносны, являясь объектами разведки и добычи. Кварцевые жилы, пересекая их, также приобретают повышенную золотоносность.

Р-Т условия отложения жильного кварца, определенные Коноваловым (1985). находятся в интервалах от 240-°С до 420 °С и 0.85-1.76 кбар. Макагон (1977) установил единый регрессивный тренд жильных

производных, располагающийся на 190° С и 3 кбар ниже прогрессивного в сг-алм субфации. На уровне этой- же субфации в массовом количестве появляются кварцевые сегрегации, создающие полосчатые текстуры кварцевых мигматитов, сосуществующих жильными альбит-мусковитовыми пегматитами. За ними следуют плагиоклазовые и двуполевошпатовые мусковитоносные пегматиты. Их расплавы, соответствуя эвтектике на гранитном солидусе, содержат до 8-16 мас.% Н;>0, что и является главной причиной интенсивного постмагматического гидролиза с масштабным мусковитообразованием. МЕТАМОРФОГЕННО-МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ

РЕГРЕССИВНОГО ЭТАПА К региональным метаморфо-метасоматическим преобразованиям относятся постмигматитовые кварц-глиноземистые (кв+сил, кв+кн) формации и кварц-мусковиговые парагенезисы. Шаров и др.,(1978) полагают их связь в одном пространсгвенном ряду с кварц-серицит-пирит-карбонатными замещениями, относимыми Петровым (1983) к региональной формации поздних базификатов.

Силицит-слюдистые метасоматиты локализованы вдоль региональных разломов в высоких метаморфических фациях, а в му-хл субфации находятся карбонатно-серицитово-пиритовые метасоматиты. В строении их колонки выделяются три зоны: внешняя серицитово-кварцевая с \lg-Fe карбонатами, промежуточная с карбонатизацией и внутренняя с окварце-ванием, вмещающие большинство золоторудных объектов. По данным Буряка(1974) в зависимости от уровня глубинности меняется масштаб подвижности петрогенных компонентов. Из внутренних зон в абиссальных и среднеглубинных условиях выносятся щелочи, в суогипаоиссальных -кремнезем и оксид натрия. В металевропелиты привносится оксид калия. Но привнос углекислоты и серы не зависит от глубины. Мстасоматиты соответствуют формации поздних базификатов с углекислотно-сернисто-калиевой специализацией. Они образовались при 350-400° С и Рфл около 0,5 кбар. Локальные метасоматиты наиболее выражены у жил П гуппы. Около жил Ш группы метасоматоз развивается на фоне зональности вмещающих их поздних карбонатных базификатов и состоит в усилении мусковитизации и окварцевания при инертности титана и железа.

ИСТОЧНИК ФЛЮИДОВ. ГЕОХРОНОЛОГИЯ МЕТАМОРФИЗМА И

МЕТАСОМАТОЗА В последовательности гравитирующих единиц, создающих структуру гравиразреза Мамско-Бодайоинского комплекса (Помытов.Бычков, 1963, Александров и др.,1974), по крайней мере две, являю i с я результатом метаморфических фазовых реакций в его недрах . Третья - верхняя имеет

литологическую природу. В соответствие с геофизическими данными яолотооруденсние и региональный метасоматоз располагаются над зонами высокого метаморфизма, мощность которых достигает 10 и более километров. От пологих уклонов ее ложа "отрываются" структурные фрагменты типа диапиров, фиксируемые изолированными или полосовидными отрицательными аномалиями.

Абсолютный возраст метасоматитов по внутренним изохронам составляет около 365+--10 млн. С учетом внешних изохрон он растягивается на интервал до 385+-12 млн.лег. Низкий метаморфизм вмещающих пород датируется 626+-60 млн лет. Так выделяется интервал 365-380 млн.лег, соответствующий закрытию ЯЬ-5г изотопной системы при региональном метасоматозе регрессивного этапа после становления нижнепалеозойских гранитных куполов. Добавки нерадиогенного стронция а метабласты анкерита огражают участие в процессе метаморфогенных растворов и вод глубинной циркуляции. Нижняя граница соответствует рифейскому метаморфизму му-хл субфации, проявленному в южном и западном Прибайкалье (Вилор и др.. 1939). На основании датировок по известным отношениям радиогенных свинцов в золо1ых рудах (Вилор и др.,1982) рассчитан возраег их источника, равный 1.84-1.74 млрд.лет. соответствующий выносу радиогенного свинца и'; нижнепротерозойских блоков б основании метаморфического комплекса. Гистограмма величин радиологических возрастов в породах и метасомаштах комплекса отражает эпохи байкальской, каледонской и средне-палеозойской эндогенной активизации. Метасоматиты соответствуют следующим региональным ысгаморфо-метасоматическим формациям: кварцево-жильной.

пегматитовой, поегмигматитоным кварц-глиноземистой: кварц-кианитовой ■+- кварц-мусковиговый замещающий комплекс, поздних карбонатных базификатов, слюдисто-кварцевой диафторитовой, отражающим инверсию свойств флюидов а до- и п о с тми г м а та то в ы й этап. При регрессивном диафтореие формируется новый инверсионный ритм.

Многократность проявлений кварцево-жильной н ггегматитовои формаций - следствие флюидогенерации и миграции флюида в зональном комплексе. Последовательность регрессивных формаций обусловлена кислотно-щелочными и телочно-иоикыми обменными инверсиями во флюидопотоках вдоль крупных проницаемых зон.

3.3 ЮЖНО- ИЗАПАДНОИРИБАЙКАЛЬСКИЙ ЗОНАЛЬНЫЕ МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ

Кинематические взаимодействия южною фаса платформы и складчатого обрамления отражены в возникновении семи структурных ярусов в краевой •оне ее тектонических ограничений. Из них четыре нижних

нетаморфизованы, содержат зональные метаморфические комплексы и золотоносны. Мщ магизм нижнепротерозойского цоколя, в -котором локализованы рассматриваемые комплексы, привлечен в работе для определения геодинамических условий-тектонического фона метаморфических преобразований. В западном Прибайкалье максимум регионального метаморфизма умеренных давлений тяготеет к ареалу гранитидов инверсионного класса. В южном Прибайкалье низкобарный региональный метаморфизм проявлен в пространственной связи с орогенными структурами и магматическими формациями. Для 4-гс структурною яруса характерен нелокальный метаморфизм. В 5-м находятся типичные зональные метаморфические комплексы: Южно-и Западноприбайкальский.' В 6-м и-м 7 распространен полимстаморфизм. Верхняя часть 4-го амагматичного яруса преобразована на уровне хлорит-гидрослюдистой фации. Ниже в ею разрезе хлорит-гидрослюдистая (аспидная) фация сменяется в северном направлении хлорит-серипитовой (филлитовой) фацией, характеризуя низко(радиентный процесс нагручочно-дислокационного и динамотермального происхождения. В зонах взбросо-сдвитов он повышается до биотитовой ступени. Метаморфизм соответствует позднему рифею (570-625 млн.лег).

Зональные метаморфические преобразования сосредоточены в эпикарельском "припае" фундамента платформы. Проявившись в различных геодинамических оостановках и различаясь по термодинамическим параметрам, они маркируют крупные тектонические и тепловые структуры. В южном Прибайкалье - что крыло оргченногп прогиба, осложненное региональным разломом, на западном фланге региона - зто протяженный антиклинорий вдоль Приморско-Абчадского линеамента.

ЮЖНОПРИБАЙКАЛЬСКИЙ МЕТАМОРФИЧЕСКИЙ КОМПЛЕКС

Его главными структурными элементами являются мульда с северозападным простиранием шарнира и гранито-гнейсовый купол. В сечении ко мплекса сменяются би-хл. альм-хл-би. кор-би. кор-ои-анд. кпш-би субфации. Синхронные с ними преобразования в полиметаморфическом инфракрустальном выступе представлены метасоматита-ми с участием силлиманита. Преобразования пород комплекса соответствуют зональной анд-сил метаморфической формации. Главным флюидогенерируюшим процессом является дегидратация. На уровне альм-хл-би субфации волный флюид образуется за счет замещения хлоритов и эпидота. а в Дальнейшем при возникновении кордиерита, андалузита и калишпата. ;\ллохимичпоегь метаморфизма обусловливает широкое развитие ыехаморфогенных мешеоматигов.

ЗАПАДНОПРИБАЙКАЛЬСКИЙ ЗОНАЛЬНЫЙ МЕТАМОРФИЧЕСКИЙ КОМПЛЕКС

Он распространен а антиклинорной структуре на северо-западном крыле Приморско-Абчадского разлома. Выделяются му-хл, би-хл, альм-хл, гр-ст субфацип, а в зь:со:со глиноземистых метапелитах-альм-хл-хлд субфация с парагенезисом ки +хлд. Обычное содержание ки около 10-20 объем."'о достигает' 45-65 объем.0 о н сетрегациях. Водный и волно-углекислотный флюид генерируется по всему разречу комплекса при несомненных локальных катионных обменах.

Для определения термодинамических параметров метаморфизма и мега сома юза изучены химические составы гранатов, биотитов, амфиболов, хлоритов, мусковитов, полевых шпатов, эпидотов, хлоритоидов. кодиеритов, рудных оксидов железа и титана. В них исследована изменчивость. иоусловлснал влиянием состава пород и термодинамическими условиями ме!аморфизма. С привлечением гр-6и, гр-а-пл, гр-пл, гр-хл. П.1-К1ПП. хл-му геотермометров и геотермобарометров рассчитаны прогрессивные и регрессивные тренды метаморфизма. В южноприбайкальском комплексе гранатовые парагенезисы образовались при 470° Си 1.8 кбар. а гермомаксимум их существования соответствовал 590-670° С и 5.8-5,9 кбар. Породы лейкогранитовой формации кристаллизовались от 880-930 °С и 5,5-6,3 кбар до 510 °С и 3 кбар. Метасоматоз регрессивного этапа прошел при 440-200° С и 0.5-0,3 кбар. В западноприбайкальском комплексе ставролит овые парагенезисы сформированы при 540-620° С и 5,6-5,8 кбар. Ядро метаморфического антиклинория содержит деформированные массивы гранитов-рапакиви с температурами кристаллизации от 1100-1200 С° до 710-800° С .Для обоих комплексов характерно присутствие высокобарных блоков с параметрами преобразования более 550° С и 4-9 кбар.

МЕТА СОХ 1А ТОЗ В ПРПБА ЙКАЛЬСКИХ ЗОНАЛЬНЫХ КОМПЛЕКСА Г Метасоматоз как фактор пегтрогенезиса проявлен в шести стр_\юурных ярусах региона. В 4-х нижних он распространен на прогрессивном, регрессивном и регрессивном-постмагматическом этапах. Незональному метаморфизму з западном Прибайкалье соответствуют региональные мегтаморфо-метасоматические формации талькитов, хрусталеносных кварцевых жил и стратиформных полиметаллических руд, подчиненные литолого-структурному контролю. В южном Прибайкалье формация стратиформных хлоритовых метасоматитов приурочена к структурной поверхности между супра-, инфракрустальным и средне-верхнерифейским ярусами. Формационная характеристика метасоматитов в обоих комплексах дана в таблицах 1, 2. Температуры и давления метасоматоза в кварцево-

слюдистой формации с гранатом достигали 440-550° С и 4,5-7 бар, опускаясь в регрессивных формациях до 220-350° С и 0,2-0,8 кбар. В сггратиформных хлоритовых метасоматитах они соответствовали 440° С и

I.5 кбар. Отмечается "сквозной" характер кварцево-жильной формации и высокая пересышенностъ компонентами ыетаморфогенных растворов в поздних хлоритовых баэификатах.

Рудоносность формации стратиформных хлоритовых метасоматитов южного Прибайкалья проблематична. Повышены их желез и сто сть (£Ре=24-

II.5 мас.%) и марганцовистость (выделения пиролюзита) во внешних зонах. В западном Прибайкалье в IV структурном ярусе хрусталеносна кварцево-жильная формация. Таль киты сопровождают стратиформное полиметаллическое оруденение. Металлогеническая специализация нижнепротерозойских комплексов и регрессивных диафторитов в инфракрустальном блоке - золотоносность. В южноприбайкальском комплексе наиболее высокие содержания Аи, равные 0,04-0,5 г/т, связаны с жильным кварцем в постмагматических турмалнн-мусковитовых грейзенах и березитах. Б западноприбайкальском - известные месторождения и рудопроявления золота ассоциируют с кварцево-жильной формацией прогрессивного этапа и участками наложения регрессивной метаморфогенной березитовой формации, а также с зонами диафтореза в блоках фундамента.

Содержание Аи в золотинах не менее 83 мас.%. Концентрации меди колеблются от 0,05 до 0,46 мас.%, и в частицах металла из россыпей и месторождений южной части региона в 3-6 раз больше, чем в западной. Концентрации серебра равны 6,8-15,86 мас.%. Наибольшее содержание примесей в золоте из постмагматических березитов. Повышению пробы россыпного металла до 960-970 сопутствует снижение содержания серебра до 0,9-1,13 ыас.%.В Прибайкалье выделяются рудно-россыпная область с первичными рудными источниками в зональных метаморфических комплексах и блоках фундамента, и область с россыпной золотоносностью. В ней источниками Аи являются промежуточные коллекторы - горизонты конгломератов в основании Ш(венд-нижнепалеозойского) и П(мезозойского) структурных ярусов.

3.4 ХАМАР-ДАБАНСКИЙ ЗОНАЛЬНЫЙ МЕТАМОРФИЧЕСКИЙ

КОМПЛЕКС

Формирование зонального метаморфического комплекса связано с тепловыми потоками вдоль пинеаментов краевой части Центрально-азиатского складчатого пояса при взаимодействии блоков деформируемых рифейской и нижнепротерозойскон толщ с супракрустальным выступом их основания.

Осадочно-мстаморфичсские образования подразделяются на зун-муринскую, хамардабанскую, хангарульскую и слюдянскую серии, относимые к нижнему палеозою-венду, рифею, нижнему протерозою и верхнему архею соответственно (Эволюция земной коры..., 1989). В разрезе данного комплекса присутствуют литоформационные сочетания толщ, накопленных в различных геодинамических и фациальных условиях. В верхнеархейском разрезе содержится значительная доля вулканомшстового материала, отложившегося на коре промежуточного типа. В рифеидах и нижнепалеозой-вендской формациях представлено осадконакопление на континентальном склоне.

Тектоническая структура хамар-дабанского комплекса подразделяется на четыре яруса: верхнеархейский(1),нижнепротерозойский (П), рифейский(Ш) и венд-нижнепалеозойский (IV) (Эволюция земной коры..., 1989). Строение IV яруса определено деформациями зунмуринской серии, несогласно залегающей на древних образваниях виде крупных синклинальных форм с чешуйчатыми надвигами со стороны рифеид. Главными структурными элементами в Ш ярусе являются Шубутуйская синклиналь и Корниловская антиклиналь с общим субширотным простиранием. П структурный ярус отличается складками северовосточного направления, широко проявленными взбросо-сдвигами и макробудинажем. Типична приразломная складчатость с круто залегающими шарнирами. В I структурном этаже установлено не менее 4-х этапов деформаций. В течение фанерозойского этапа тектогенеза шлникли зоеш смятия с регрессивным диафторезом. Утуликскал зона регионального рассланцевания, метасоматически изменена и содержит мезокайнозойский дайковый пояс.

Магматические формации комплекса являются индикаторами геодинамических режимов блоков, совмещенных в его структуре. Базит-ультрабазитовый магматизм в слюдянском кристаллическом комплексе супракрустального основания комплекса (Слюдянский кристаллический комплекс, 1981, Грудинин,Меньшагин,1987) относится к дунит-пироксенитовой и габбровой формации - части разреза протоофиолигового пояса. Специфическая чарнокитоидная формация в гранулитовой фации отражает глубинный петрогенезис в коре континентального типа. Последующие интрузии монцонит-сиенитовой формации связаны с орогенезом и активизацией складчатой области. Магматизм в кристаллическом цоколе завершился посторогенными гранит-пегмагагами. Рифейский гранитоидный магматизм (хамардабанский комплекс) создает структуры слившихся гранитогнейсовых куполов в амфиболитовой фации низких давлений, где представлен фазой диоритов, гранодиоритов (I) и

фазой плагиогранитов, гранитов, гранит-пегматитов (П) известково-щелочной ветви, соответствующими орогенной гранитовой формации. Раннепалеозойские гипербазиты залегают в аллохтонах вдоль южной границы метаморфического комплекса. По его северному краю на сочленении с каледонской структурой Восточного Саяна распространены поля гранитных куполов зунмуринского интрузивного комплекса. Они соответствуют гранитовой формации коллизионного периода. Со средне-верхнепалеозойской посторогенной активизацией в западной части метаморфического ареала связаны мелкие массивы и крупные дайки пород лейкогранитовой формации. Мезокайнозойский магматизм дайкового характера локализован в Утуликской зоне смятия.

Формационный анализ магматитов уточняет положение регионального метаморфизма, наиболее древнего в супракрустальных блоках основания как глубинного инверсионного высоких давлений, низких давлений при орогении в рифеидах и уметенных давлений при коллизии, сопутствующей формированию структуры Восточного Саяна.

РЕГИНАЛЬНЫЙ МЕТАМОРФИЗМ ХАМАР-ДАБАНА.

В строении метаморфического поля участвует цоколь комплекса как терейн или фрагмент гетерогенного основания складчатой области в котором выделяются гранат-кордиеритовая и шперстен-кордиеритовая субфации (Слюдянский кристаллический...,1981). Зональные преобразования рифеид отражают сложное палеотемпературное поле, в общем конформное региональным тектоническим элементам. В метапелитах фиксируется последовательность субфаций: би-хл, гр-би, гр-анд,ст-анд, сил-му, зоны плагио- и калишпатмигматитов. В западной части комплекса вместо андалузита в парагенезисе би+ст+гр+му присутствует кианит. На сочленение древнего кратона, рифейской и каледонской складчатых структур, какой является структура комплекса, проявлено три крупных метаморфических этапа. Глубинный выступ основания переработан при 750-850° С и 6-8,3 бар. Рифейский метаморфизм андалузит-силлиманитов ого типа происходил при 2,5-4,5 кбар, а последующий каледонский - локально при 4-6 кбар.

Метаморфиты слюдянского кристаллического комплекса соответствуют карбонат-гранулитовой метаморфической формации (Метаморфические..., 1986). В складчатой толще рифеид распространены преобразования андалузит-силлиманитовой гнейсо-сланцевой зональной формации. На нее вдоль границы с саянскими калсдонидами наложена кианит-силлиманитовая зональная метаморфическая формация нижнего палеозоя.

Флюидогенерирующий потенциал хамар-дабанского комплекса определяется продуктивностью дегидратации и декарбонатизации.

Регрессивный метаморфизм, не столь мощно и объемно выраженный, связан с областями динамического воздействия поздне- и постметаморфических тектонических зон, вмещающих жильные мета соматические и регрессивные аллохимические изменения пород.

МЕТАМОРФОГЕННЫЙ МЕТАСОМАТОЗ В ХАМАР-ДАБАНСКОМ

КОМПЛЕКСЕ

В гранулитовом основании комплекса представлены скарны магнезиальные магматической и постмагматической стадий и постмагматические известковые(Слюдянский кристаллический..,1981) .С ними связаны месторождения флогопита, лазурита и волластонита. В .зонально мепаморфизованных рифеидах метаморфогенными образованиями являются пегматиты, кварцевые, жилы, постмигматитовые изменные кв+пол.шп породы, альбитизированные и карбонатизированные породы.

Состав пегматитов изменяется с увеличением метаморфизма от микроклин-сподумен-альбитового на изограде ст до биотит-микроклин-плагиоклазового (зона кши+енл П). Далее они сменяются фронтом гранитизации. Пегматиты пересекают ранние генерации метаморфогенного кварца. Для кварцевых жил, связаных как с региональным метаморфизмом, так и с поздним диафторезом выделяются раннемегаморфогенные желвако-и линзовидные мелкие тела, создающие эшелонированные скопления, пластовые прожилково окварцованные зоны и поздние плитообразные жилы. При'низком метаморфизме в жилах устойчива слюдисто-альбит-карбонатная ассоциация, затем сменяемая слюдисто-плагиоклазовой. В зоне кпш+енл П преобладают кварц-плагиоклазовые тела с биотитом. Околожильные изменения слабо контрастны и регрессивны, хотя зависят от уровня метаморфизма.

Постмигматитовые микроклиновые метасоматиты связаны с зонами калишпатовой мигматизации. Образование микроклин-плагиоклаз-кварцевых парагенезисов между изоградами сил I н сил П отражено выделением формации ранних метасоматаческих калишпатитов. На изограде фибролита (сил I) в неконтрастных участках распространения ассоциации ¡му+сил+кв возникают прожилки крупнокристаллических альмандин-спессаргзшового граната и ставролита, выделившиеся при 550600° С и 6 кбар. Их аналоги в сил-му субфации представлены также крупнокристаллическими скоплениями кварца, граната, биотита и шерла. Ставролит-гранатовые метасоматиты сопровождаются мелкими линзами тонкозернистых углеродисто-фосфатных псевдосланцев (кв+гр+му+грф), возникших при кристаллизации геля из пересыщенного флюида.

Региональная альбитизация связана с крупными зонами смятия, и диафтореза типа Утуликской и Снежнинско-Оронгодойской. В сечении

метасоматических колонок выделяются внешняя зона рассеякых порфиробластов альбита, промежуточная зона полного замещения им породобразующего плагиоклаза и тыловая - альбитизации и хлоритизации с . кварц-карбонатно-хлоритовьши жилами. Альбитовые метасоматиты ', .сокращаются по мощности в гр-би субфации и замещаются на изограде ставролита кварц-слюдисго-графитовыми диафторитами, исчезающими в области кварцевых мигматитов. На изограде биотита альбитизация сопровождается мелкими тонко- и криптокристаллическими линзами слюдисто-альбит-кварцевого состава, образовавшихся при кристаллизации гелей.

Проявления карбонатизации завершают регрессивные метаморфо-ыетаСоматические преобразования, локализуясь в зонах регионального смятия. Для них характерно появление интерстициального карбоната, во внешней зоне до 2-3% увеличивается количество \ig-Fe карбоната. Промежуточные зоны, сложены паратенезисом кв+ал4-хл+№^-Ре к+кал. В тонких тыловых зонах содержание кварца 30%, а карбоната - 50% и более в присутствие 1-3 % пирита. В амфиболитовой фации более локально распространена ассоциация кв+ал+Л^-Ге к+хл.

Метаморфогенные метасоматиты по вещественно-структурным и генетическим признакам объединены в метаморфо-метасоматические формации: кварцево-жильную сквозную, пегматитовую, постмигыатитовые-калишпатитов, гранат-ставролитовых и апатитоносных пород,

регрессивно-диафторические - альбитизированных и кварц-слюдисто-графитовых метасоматитов и поздних карбонатизированных пород. На регрессивной метаморфической ветви выделяются два кислотно-щелочных полуритма с отчетливым увеличением щелочности на постмигматитовом и • регрессивно-диафторическом подэтапах.

Рудоносность формаций комплекса вписывается в температурные градации регионального метаморфизма: в зональных рифеидах поле зеленосланцевой фации содержит золотоносную россыпь: в амиболитовой фации находятся снодуменовые и редкоземельные пегматиты; в кристаллическом супракрустальном блоке для амфиболитовой фации свойствена сгратиформная вкрапленность шеелита, а для гранулитовой -■ марганцевое оруденение (гондитовая формация) и комплекс нерудного . сырья.

3.5 ВОСТОЧНО-ТУНКИНСКИЙЗОНАЛЬНЫЙ МЕТАМОРФИЧЕСКИЙ

КОМПЛЕКС

• Эгот комплекс располагается на восточном краю более крупного зонального метаморфического ареала в структуре термального купола

Тункинских Гольцов. Его наиболее древним образованием является китойкинская серия нижнего протерозоя (7)-возможный возрастной аналог Слюдянского кристаллического комплекса, слагающая основание складчатых каледонид. Они подразделяются на следующие тектоно-литокомплексы. Субплатфорыенный автохтон сложен терригенно-карбонатной и карбонатной формациями (венд-нижний кембрий, по схеме Бооса,1988). Аллохтон состоит из обдуктированной офиолитовой толщи (верхний протерозой ?) и вулканогенно-терригенно-карбонатной формации (ордовик-силур). Неоавтохтон представлен девонской молассой. Выше с размывом залегают континентальные грубые полимиктовые песчаники и конгломераты нижней юры.

Структурообразующими элементами является Главный Саянский разлом и региональный Ихэ-Гольский разлом, разграничивающие инфра- и супракрустальные выступы и складчато-надвиговый блок каледонид, а также его сочленение с рифейской структурой Хамар-Дабана. Супракрустальный блок, выделяющийся по составу, возрасту и метаморфизму, представляет структурный ярус аккреционной природы. Линейно удлиненные блоки в нем с круто залегающими изоклинальными складками образуют северное крыло Ихэ-Гольского разлома. А в целом его строение определяют плагиомигматитовые купола. В автохтоне доминируют крупные симметричные складки с мелкими изоклинальными усложнениями на его верхней границе. От аллохтона он отделяется серией надвигов, погружающейся на юг под углами 30-50°. Аллохтон расчешуен на пакеты пластин мощностью 1,3-3,7 км. В них преобладают антиклинали, надвинутые на ядра синклиналей. На фронте серии надвигов располагаются эрозионные останцы с серпентинитовым меланжем в подошве, частично переработанным в региональные тальк-карбонатные метасоматиты. В основании аллохтона находится пластовая залежь нижнепалеозойских плагиогранитов. Нижнепалеозойский складчато-надвиговый ансамбль и размещенные в нем гранитные купола с размывом перекрыты орогенной девонской молассой, на которую надвинуты тектонические покровы, сохранившиеся лишь в останцах на вершинах Тункинских Гольцов. Совмещение в структуре комплекса супракрустальных, субплатформенных и окраино-морских образований соответствует представлению о структуре тектонического скучивания на краях платформы и фрагмента складчатого пояса, "подпираемого" с юга рифейским терейном Хаыар-Дабана.

МАГМАТИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ ВОСТОЧНО-ТУНКИНСКОГО МЕТАМОРФИЧЕСКОГО КОМПЛЕКСА

В нижнепротерозойском супракрусталыюм блоке выделяются клинопироксенит-габбровая и ыигматит-плагиогранитовая магматические

формации. В каледонидах нижне-палеозсйский инициальный магматизм представлен дуниг-перидотитовой и базальт-андезит-риолитовой формациями островодужной стадии. Гранитоидный магматизм в нижнем и начале среднего палеозоя представлен эволюционным рядом формаций инверсионной, орогенной и посторогенной стадий. Разновозрастные гранитоидные формации имеют идентичный тренд дифференциации относительно нормативного кварца, альбита и ортоклаза, обусловленный кристаллизацией в присутствии расплавной фазы. Нижнепалеюзойские граниты разделяются на известково-щелочной, плюмазитовый и щелочной геохимические типы Таусона. Плавление толщ связано с тепловой активностью инверсионной стадии и коллизии каледонской структуры Восточного Саяна с рифейским терейном Хамар-Дабана.'

РЕГИОНАЛЬНЫЙ МЕТАМОРФИЗМ КОМПЛЕКСА

Структуру комплекса создают полиметаморфический супракрустальный блок и зонально ыегаморфизованные складчатые каледониды. В первом наиболее древним является гранулитовый метаморфизм, зафиксированный редкими реликтами высокобарических минеральных ассоциаций (Геология и метаморфизм..., 1987), и широко распространены регрессивные преобразования со степенью гранатовых амфиболитов. В складчатых каледонидах ореол зонального метаморфизма удлинен в субширотном направлении, на юге, накладываясь на сопредельный комплекс Хамар-Дабана. Неширокие повторные зональные ореолы сопряжены с гранитными куполами орогенного этапа. Последовательность, представленная би-хл, альм-хл, альм-ст,. альм-сил, сил-би-кпш субфациями, объединяется в зональную кианит-силлиманитовую метаморфическую формацию. По изоградам, вокруг орогенных гранитных куполов, расположенных в региональном поле зеленосланцевой фации, в ореалах шириной около 2 км выделены би-хл, альм-хл, альм-хл-ст, альм-ст-сил и сил-би субфации . В них кн отсутствует, но устойчивы хдд и кор, характеризующие низкобарную андалузит-силлиманитовую зональную метаморфическую формацию .Весь метаморфический разрез охвачен дегидратацией, сопровождаемой в области калишпатовых ассоциаций выносом кремнезема. В низкобарной метаморфической формации во флюидогенерирующих реакциях проявлен ионный обмен с участием кислотных компонентов.

Вариации Р-Т параметров процесов определены по фазовым соответствиям породобразующих минералов: гранатов, биотитов, амфиболов, полевых шпатов, ставролитов, мусковитов, хлоритов и карбонатов. Температуры и давления регионального метаморфизма рассчитаны по 1]>+6и, гр+а+ыл и сил+ст геотермобарометрам. Вычисленные параметры, дополненные статистическими различиями составов

сосуществующих гранатов и биотитов, отражены трендами кианит-силлиманитовой метаморфической формации в аллохтоне и андалузит-силлиманитовой формации, сопровождающей гранитные купола орогенного этапа. Гранитоиды тоналит-плагиогранитаой формации стадии инверсии кристаллизовались при 930-870° С, общем давлении 3-5 кбар и содержании воды 0,5-8 мас.%, РН20 от 0,5 до 2 кбар. Становление куполов плюмазитовых гранитов соответствует интервалу 740-650°С при давлении воды от 4 до 12 мас.% и давлении ее 3-4 кбар.

МЕТАСОМАТИЗМ В ПОРОДАХ ВОСТОЧНО-ТУНКИНСКОГО КОМПЛЕКСА

Закономерная смена минеральных комплексов метасоматитов в метаморфической зональности представлена последовательностью метаморфо-метасоиатических формаций (таблица 3). Их эволюционный ряд характеризует колебательные пространственно-временные изменения состава флюида. Пространственные или фациальные ряды (фельдшпатиты -извесгковистые скарны, эйситы, гумбеиты - контактово-реакционные взаимодействия) связаны с влиянием субстрата.

Тренд термодинамических параметров метасоматитов снижается по Р и Т от двуполевошпатовых пегматитов (3,7-3 кбар,740° С) до отложения кварц-карбонатных жил при 0,7-0,2 кбар и 200-170° С. Поле регрессивных метасоматитов вмещает локальный тренд приразлоыных диафторитов супракрустального комплекса.' Формирование их на завершающем этапе обусловлено разрядкой тектонических напряжений, предел которых не более 2,5-0,5 кбар.

Поведение примесей в метаморфогенных и постмагматических метасоматитах связано с динамикой инфильтрации и соосаждения с концентраторами. Такова ассоциация сидерофилов и халькофилов с сульфидами железа, а литофилов - Li,Sr,Ba,отчасти РЬ и Sn с карбонатами, полевыми шпатами и слюдами. Очевидно влияние эффекта выщелачивания.

ЗОЛОТОНОСНОСТЬ К1ЕТАСОШ ТИТОВ КОМПЛЕКСА • В породах тоналит-плагиогранит-гранодиоритовой формации содержания золота повышаются с увеличением их основности, а в нормальных металелитах - с возрастанием их сульфидизации. Среди метасоматитов наибольшей золотоносностью выделяются фации эйситов, гумбеитов, относящихся к кварц-полевошпатовой формации. В них концентрации Аи увеличиваются от фронтальных зон к тыловым до 0,2 г/г при максимуме содержаний золота (0,375 г/т) в жильном кварце центральных зон внутриинтрузивных аполейкогранитных гумолитов. В апометапелитовых слюдисто-кварцевых метасоматитах золотоносность увеличивается при пиритизации с корреляцией содержаний Аи, J4» и Со,

повышаясь в жильном кварце семикратно, но на порядок понижается с ростом метаморфизма. В контактово-реакционных метасоматитах наиболее золотоносны мелкие линзовидные сульфидные тела. Содержание золота максимально (1,91 г/т) в пирите из поперечно пластовых жильных апометалелитовых метасоматитов.а в постмагматических гумбеитах оно достигает 0,5 г/т.

В составе самородного золота из метаморфогенных эйситов и кварц-слюдисто-пиритовых меггасоматитов содержится, мас.%: Аи 96.12, А$ 2,313.63, Си 0,26. Золошны из постмагматических кварц-полевошпатовых мегасоматигов включают, мас.%: Аи 83, Ад 16,87, Си 0.13. С •спшентанизацией дукнтов и гарцоургитов связан самородный железо-никель (аваруит, до 84 мас.% N4). Региональной особенностью золотоносности на восточном замыкании саянских каледонид является смена формации рудоносных березитов на действующих месторождениях кварц-полевошпатовыми метасоматитами.

4. ФОРМИРОВАНИЕ ФЛЮИДНЫХ СИСТЕМ В ЗОНАЛЬНЫХ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСАХ

Метасоматоз проявляется в метаморфических зональных формациях как на прогрессивном, так и на регрессивном этапах. Развитие метасоматитов литологически обусловлено и связано с тектоническими зонами, имеющими сдвиговую компоненту. ФС, контролирующие их, расположены в интервале глубин 3-40 км. Их образование на прогрессивном этапе отсекается от регрессивных аналогов пегматитами и аллохтонными гранитами.

Ассоциации метасоматитов группируются в мегаморфо-метасоматические формации, создающие эволюционные формационные ряды, характеризующие пространственно-временные изменения составов флюидов. Пространственные ряды отражают прежде всего щелочно-ионный обмен. Зональность региональных метаморфических формаций зависит от увеличения отношений ФлЯ1, отражаемых выделением стержневой флюидодоминирующей и краевой пор од одо минирующей областей. На переходе между ними происходит сопряженное отложение оснований, с которым связаны подвижные геохимические барьеры.

Наиболее дальними мигрантами в ыетаморфогенном флюиде являются вода и углекислота. Подвижность примесей и петрогенных компонентов на прогрессивном этапе не более 1км. На регрессивном этапе дальность их транспорта превышает 2-10 км. Минимальные размеры метаморфогенных ФС достигают 0,06-11 км. Золотое оруденение фиксируется в ФС с протяженностью более 0.3км. Продолжительность эндогенных процессов при тепловых воздействиях в зональных метаморфических комплексах

достигает десятков и сотен миллионов лет, охватывая временной интервал от доыетаморфйческих надвигов до "запечатывания" комплексов молассами. Минералообразукяцая деятельность метаморфогенного флюида продолжается в течении десятков миллионов лег, хотя образование отдельных мелких элементов структуры ФС занимает лишь десятки часов, т.е.происходит в геологическом времени практически мгновенно.

Из сопоставления фактических и рассчитанных кривых дегидратации метапелитов при зональном метаморфизме следует, что вода удаляется из амфиболитовой фации в режиме сушки. В зеленосланцевую зону она поступает как теплоноситель, замедляя дегидратацию и производя эффект пропаривания. На абиссальном уровне гранитные эвтектики и котектики поглощают воду из флюида, обезвоживая прилегающие гнейсы. Эффективные давления в продольном сечении метаморфогенного флюидопотока изменяются от минимальных величин на уровнях флюидогенерации до повышенных значений между изоградами, где поток стягивается в проницаемые зоны с формированием ФС. При Рэф—>0 появляется объемная флюидная фаза.

По сечению зонального комплекса от изменения реологии пород зависит структура пористости и проницаемости. Проникновение флюида по трещино-поровому пространству сохраняется до глубин не менее 12км. На уровнях флюидогенерации возникают зоны флюидодинамического диспергирования. В метаморфитах проницаемость изменяется нелинейно, имея экстремумы, обычно увеличиваясь в метасоматитах. Упруго-пластические деформации воздействуют на фильтрационные свойства, вызывая возвратно-поступательный обмен флюида между флюидо- и порододоминирующими частями ФС. Размер областей пульсаций зависит от проницаемости, величины потока и перепада величин Рфл в сечении ФС. Флюид мигрирует через метаморфические породы, используя элементы их директивных структур. Неполярные газы движутся в виде молекулярного потока по типу пристеночного скольжения. В тонкопористых кристаллических сланцах поток обусловлен диффузией Кнудсена. Миграция углекислоты зависит от мольной доли воды. В потоке СС>2 выделяются непрерывная и дискретная компоненты. Последняя имеет волновой колебательный характер. Водород из водной составляющей флюида вследствие фракционирования в низкотемпературном интервале обогащен протаем. Аналогичный эффект во внутренних частях ФС обусловлен увеличением отношения Упар/Уп0р.

Вследствие заполнения флюидом трещино-порового пространства породы теряют прочность, возникает поток установившегося их пластического течения, во фрагментах которого появляются элементы

неустановившегося потока. Степень нарушенное™ увеличивается за счет динамодислокаций, появлющихся из-за разности скоростей течения твердых пород, определяемых н еодн ор одн о ст.тми распределения вязкости. Метасоматоз еще более уменьшает прочностные параметры, способствуя локализации и разрядке напряжений в объемах, вмещающих ФС. Региональные ФС образуются в течение длиннопериодических деформационных периодов, тогда как их отдельные зональные фрагменты тыловых зон подчиняются коротко периодическим колебаниям напряженного состояния. ФС зарождаются и развиваются в связи с миграцией областей концентрации напряжений. Локализация максимумов касательных напряжений определяется суммой гармонических колебаний с различными периодами.

Таким образом при структурировании потока мегаморфогенного флюида образуются флюидные системы. Они располагаются в контурах зонального метаморфизма, в его стационарных тепловыводятцих структурах. Их размещение определяется положением аномалий флюидного давления на флюидогенерирующих уровнях и динамикой поля тектонических напряжений. В ФС метам орфогенный флюидопоток структурируется с сепарацией объемной флюидной фазы, создающей стандартные формационные ряды мегасоматитов и орудененис. При нестационарном процессе возникают сегрегации в объеме реликтоносных частей ФС.

5. ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ ЗОНАЛЬНЫХ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ И ФЛЮИДНЫХ СИСТЕМ

Термодинамический анализ флюидного режима метаморфических систем отражает как влияние минеральных буферов так и зависимость от химических потенциалов воды, углекислоты и макропримесей таких как водород, сероводород, хлористый водород. В метаыорфогенных ФС факторами равновесия выступают химические потенциалы вполне подвижных компонентов флюида и массы инертных компонентов.

Леггучесть Н2О и СО2 на фациальных уровнях зонального метаморфизма задается моновариантными равновесиями с участием гидратных и карбонатных минералов. С увеличением температуры летучесть СО2 во флюиде быстро возрастает, вследствие чего отношения flI20/'C02 уменьшаются. Рост доли СО2 в водно-углекислотной смеси обусловлен декарбонатизацией и газификацией графита выше поверхности fo2 буфера QFM. Мольная доля воды в высокотемпературном флюиде уменьшается как вследствие сокращения массы гидратов, так и при понижения ее активности. В чистой бинарной системе Н-О выделяются водородная и кислородная

области, разделенные крутой барьерной ступенью образования воды с мольными долями Н2=0,4-0,5 и ^0=0,6-0,9. Незначительными буферными свойствами обладают лишь Н и О поля. Минеральные окисно-силикатные буферы находятся на водной ступени с Хц2О=Ф<95-0,85. а силикатно-металлические ассоциации смещаются к величинам Хр12о=0,7-0,8. Наибольшая мольная доля Н2, поддерживаемая окисно-металлическими буферами, равна 0,12. В реальных окиси о-силикатных буферах с участием биотитов она не более 0,0015. Их действие создает инверсию летучести водорода в смежных зонах гранитизации, калишпатовых мигматитов и гнейсов амфиболитовой фации, отождествленную с понижением ГН2 на 5 порядков под воздействием буфера бн-мг. Оксидно-металлические буферы создают водородные аномалии в серпентинизированных пластах и блоках гипербазитов. Локальные водородные зоны ' инициируют автометасоматаческос образование самородных железо-никелевых и платиноидных минеральных фаз.

У макропримесей метаморфогенного флюида таких как метан, летучесть является функцией соотношения С/Н. Она снижается в присутствие графита. Но его доля повышается как в зоне слабого, так и гранулигового метаморфизма. Сероводород в областях метагенеза, слабых и низких метаморфических преобразований имеет лигогенегическую природу. Н<1 с ростом температуры и переходом серы в подвижное состояние его летучесть определяется отношениями иБ/ иН(иО). В глубинных уровнях амфиболитовой фации сульфидно-окисно-силикатные буферы стабилизируют летучесть серы в форме сернистого газа. На тех же глубинах во флюиде увеличивается фугитивность азога, достигающая первых килобар. Поровая и порово-пленочная флюидная фаза пересыщена растворенным кремнеземом но отношению к объемной фазе, что приводит к спонтанной кристаллизации кварца в возникающих зонах разуплотнения.

Исследование флюидного режима зональных метаморфических комплексов через определение состава газовых вытяжек из пород и минералов обнаружило повышение летучести Н2 в высокотемпературных зонах. В потоке флюида-теплоносителя происходит конверсия водорода ,так как газовый водородный компонент восстановлипает высокоокисленное железо в минералах окисно-силикатных ассоциаций с образованием связанной воды. Конверсии сопутствует повышение мольных долей восстановленных газов в фациях с высоким метаморфизмом. Но окисление флюида вновь возрастает в области калишпатовых мигматитов и гранитизации. Коэффициент восстановленности флюида повышается с возрастом зональных комплексов, так как он связан с миграцией фронта окислением верхней коры. ^ •

В зависимости от Р-Т параметров в сечении метаморфических комплексов устанавливается смена составов флюидов от водно-утл оси слотных при слабом и низком метаморфизме к водно-водородным смесям с СС>2 и Н2$, свойственыы высокотемпературным частям амфиболитовой фации, до угпекислотно-газовых в гранулитах, трактуемая как флюидные фации. К ряду причин обезвоживания глубинных метаморфических областей относится более высокий коэффициент диффузии воды в потоке. Факторный анализ содержаний петрогенных и флюидных компонентов отражает региональное влияние ФС, в виде кислотного выщелачивания и щеяочно-ионного обмена, происходящих вслед за региональными калиевым метасоматозом и гранитизацией.

Количество воды во флюиде, выделенное из породообразующих кварцев метаморфитов и из жил в ФС, соответствует одному порядку величин. Но в ФС устанавливается меньшая углекислотносгь объемной фазы флюида, а с увеличением метаморфизма в жильных кварцах уменьшается сумма газов и величина отношения Н2О/СО2. При диафторезе мольная доля воды во флюиде увеличивается. Повышение углекислотности газа, извлекаемого из минералов поздних карбонатных базификагов и эйситов регрессивного этапа обусловлено воздействием растворов, проникающих с глубинных уровней амфиболитовой фации. Естественные водородные газовые аномалии, обнаруживаемые в ФС регрессивного этапа, формируются за счет взаимодействия водного компонента с субстратом основного или близкого к нему состава. В них повышается содержание абиогенного РОВ, и возникают подвижные геохимические барьеры. Присутствие переотложенной органики ряда керит->антраксолит->шунгит->графит коррелирует с содержаниями водорода во флюиде, приближающимися к 1x105-- Ы02- моль, а сероводорода - к 0,1 моль.

На прогрессивном этапе метасистема "ыетаморфит-ФС" состоит из потенциалопределяющей мультисистемы "метаморфическая

порода+поровый раствор" и реагирующей мультисистемы "метасоматическая зональность ФС". На регрессивном этапе мультисистемы меняются местами - потенциалопределяющей становится ФС, а реагирующей - окружающая порода с поровым раствором.

6 ДИНАМИКА ФОРМИРОВАНИЯ СОСТАВА ФЛЮИДА В ЗОНАЛЬНЫХ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСАХ И В МЕТАМОРФОГЕННЫХ ФЛЮИДНЫХ СИСТЕМАХ

Как эффективный расчетный метод для исследования динамики образования метаморфических и метасоматических парагенезисов и сосуществующих с ними в равновесии флюидов привлечено физико-

химическое моделирование. Численной имитацией воспроизведен региональный метаморфизм пелитов в стандартном сечении метаморфического комплекса рассчитана динамика смены составов флюидов, соответствующих зональности парагенезисов метаморфтенных ФС прогрессивного этапа и а формациях березнтов. поздних базифнкатов. пропилитов и аргилличигоа регрессивного этапа. Вычислены иu.öapno-изотермические по т снимал 1! (функции цг) комплексных частиц и нонов' железа, золота, едких натра и кали в гидротермальных хлорпдных и гидросульфидных растворах, мольные объемы ортокремневой, угольной кислот и бикарбонат-иона для исследований повеления зопита в метаморфогенном флюиде.

Расчетное моделирование регионального метаморфизма пелитов выполнено по стандартной геоизотерме 30° С/км с сокращением пористости и влажности от 80% до 1% и менее. При погружении на глубину 15 км предположены термонапряжения до 8,3-9,3 бар/°С. В исходном валовом составе кремнистого, слабо ипнестковистого и карбонатного пелитовых илов участвует морская вода нормальной солености. Интервал расчета по Р и Трасширен от стандартных условий до 7 ко и 950« С.

Составы исходных пели гов влияет и выделяющихся из них флюидов взаимно связаны. В докритичсском интервале зеленосланцепой фации доминирует хлоридно-карбонапю-сульфидный раствор (C+S)/Cl=57.19 с повышенным потенциалом калия. В закригическом интервале кривая флюидовыделения в виде зависимости отошеннй Фл/П от температуры имеет максимумы, вызванные импульсами reitqjamin парогазовой смеси. На границе биотит-силлиманш-ортоклазовой калишпаговой субфации доля хлористого водорода во флюиде увеличивается до 0.11-0,67 мол."« за счет "залпового" гидролиза хлоридов. Выделение углекислотного флюида в условиях гранулитовой фациии (850° С) обусловлено глубоким процессом декарбонатизации. В нем отношение Xf[20^C02 снижается до 0.246-0,476.. соответствуя переходу Н-типа газа в С-тип. Минеральные ред-окс буферы наиболее эффективны в биотит-хлоритовой субфации и при больших температурах. Генерирующийся газ покидает систему в виде фронтального или локализованного потока.

Динамика формирования состава пород и флюида в метаморфогенных ФС прогрессивного этапа исследована так же с помощью физико-химического моделирования для жильной. ссрпентинитовой и мигматитовой кварц-полевошпатовой метаморфо-мегасоыатических формаций. При возникновении ФС в кароонашо-амфиболово-слюдистом сланце (300-400° С, 1,2-1,55 кбар) происходит частичная низкотемпературная декарбонатизация и повышение минерализации

раствора до 96,07 г/кг Н2О. При 400° С во внешней зоне ФС возникает известковисгый скарн. Стягивание потока насыщенного раствора (300° C.I кбар) сохраняет устойчивость внешних зон до величин Фл/П=5Д Далее выщелачиваются кварц, карбонат, образуется слюдистая зона.

Региональная серпентннитовая формация в гарцбургита имеет зональность, зависящую от величин отношений Н2О/СО2 и СС>2флЯ1 (Секерин, Лашкевич,1980). Так из-за высокой гидратации в расширяющемся поле оливинсодержащей ассоциации с клроонатом и графитом снижаются отношения Н2О/СО2 во флюиде. Когда они достигают 0,2. в парагенезисе появляется кварц, а при X СО2фл>0.62 образуются кварц-карбонатные зоны. Графит даже в количестве 0,14 мас.% инициирует повышение летучести Н2- Стягивание потока при возникновении ФС в гипербазитах уменьшает отношение ПлО/СОт, повышает потенциал водорода, способствующего удержанию части выносимого никеля в саыородно-металлической фазе - аваруите. При моделировании кварц-полевопшатовой мигматитовой формации по гипербазитовому субстрату, взаимодействующему с-флюидом, насыщенным относительно гранигогнейса (Грудинин, Меньшагин,1987), обнаруживается устойчивость ультраосновного базиса, преобразующегося лишь при интенсивном флюидообыенс или пересыщении флюида. В центральных частях ФС возникают ыегадиориты, высокобарными аналогами которых являются чарнокиты, с ростом температуры, переходящие в эндербиты. Высоко интенсивный флюидообмен имеет альтернативу в виде метамагмэтичсского замещения.

В расчетом моделировании метаморфо-метасоматических формаций регресивного этапа применен алгоритм последовательного изменения состава метасоматита за счет • реакций с раствором (флюидом). Парагенезисы порододоминирующей реликтоносной области определяются химическими потенциалами Н2О и СО?. Ассоциации зональной флюидодоминирующей области зависят от потенциалов ВПК во флюида и отношений Фл/П. Появление ранних высокогяиноземисгых формаций обусловлено воздействием насыщенного метаморфегенного флюида либо, постмигматитовьш выщелачиванием. Растворы, образующие березигы, пересыщены по отношению к кремнезему. Карбонатизация расширяется в сторону высокотемпературного интервала с увеличением ц СО2-

Метаморфогенные метасоматиты формации поздних базификатов, находятся в равновесии с растворами, имеющими ссрнистость не менее 0,001т и количеством солей до 356,3 г/1 кг Н2О при 400о С. Эти растворы с отрицательным редокс-потенциалом и близнейтральными свойствами при геггерогенизации дают летучесть углекислоты в 1,5-2,5 раза больше,- чем у

воды. Пропилиты отличаются постоянным присутствием эпидота. И в данной формации минеральные ассоциации порододоминирующих областей ФС так же зависят только от ЦН2О и р.СС>2, изменяясь лишь во фяюидодоминирующей части при . концентрации компонентов раствора> 0.01т, образующей зональность колонок (Мурашко,1990). Пирит образуется, если содержание растворенного НДО превышает 0,2ш. Карбонат выделяется при углекислошом кипении. Характерные для пропилитов подщелоченные карбонатно-сероподородно-хлоридные воды типичны для глубинных жидких метаморфогенных флюидов, разбавленных глубинной циркуляцией вдоль разломов. Высокотемпературные хлоритовые мегасоматиты южного Прибайкалья соответствуют гранат- и пироксенсодержащиы зонам региональной пропилитизации. При понижении температуры их парагенезисы включают хлорит и карбонаты. В формации регрессивных аргиллизитов представлены три зоны: внешняя -собственно аргиллизитов (гидрослюдизация, оглинение), сла1ающая основной объем, промежуточная-осветления (окварцевание с примесью адуляра, магнетита, гематита) и внутренняя - карбонатных прожилков по растворопроводящим трещинам.

Состав реликтоносных частей регрессивных метасоматитов устойчиво независим, определяясь лишь Р, Т, ЦН2О и (ХСО2 в пределах .метаморфической субфации. Влияние калия увеличивается с ростом температуры и давления. Уровни пересыщения растворов связаны с флюидодинамикой ФС. Мезасоматические формации прогрессивного этапа образуются в режиме стягивания флюидопотока при воздействие насыщенных растворов. Зональность метасомаштов ФС- рецессивного этапа свойственарежиму расгекания при участии пересыщенных растворов. Основой и причиной минералообразования в ФС является соотношение масс и потенциалов ВПК. Число степеней свободы существенно больше для регрессивных ФС.

7. ЗОЛОТОНОСНОСТЬ МЕТАМОРФОГЕННЫХ ФЛЮИДНЫХ

СИСТЕМ

Рассматриваемые типы месторождений золота в зональных метаморфических комплексах относятся к метаморфическому и ультраметаморфическому типам. Наибольшие масштабы золотого оруденения в складчатом обрамлении Сибирской платформы связаны с рифейскиы текто- и метаморфогенезом при существоавнии функциональных зависимостей между количеством рудных объектов, обшей длиной россыпей, а также между площадью выхода зеленосланцевой фации X) и россыпной золотоносностью Оё^). имеющей среднюю плотность 0,069.

Минимальная длина россыпи образуется при размыве 40 км2 низких метаморфитов. Из метаыорфогенно-метасоматических формаций золотоносны кварцево-жильная, березию-лиственитовая и позднебазификатная карбонатная.

Наибольшие концентрации Аи фиксируются в растворах цз вакуолей минералов продуктивных стадий рудных месторождений и в современных глубоководных горячих рассолах. Состав растворов варьирует от хлоридно-натровых сульфидных до бикарбонатно-натровых, содержащих Са- и Mg-солевую компоненту. Экспериментами и физико-химическими расчетами изучена растворимость золота в воде, хлоридных, гидросульфидных, сурьмянистых и арсенидных растворах. В воде при повышенном окислительном потенциале растворенное золото представлено ионными и нейтральными частицами на основе ,Аи(Ш) и в виде золя. А в надкритическом водном флюиде и в менее окислительных условиях (буфер N¡-N¡0) золото мигрирует в составе моногидроксида АиОН.

Концентрация золота в хлоридных растворах, особенно кислотных, пропорциональна содержанию хлорид-иона со степенной зависимостью ог температуры. В надкритических флюидах растворимость Аи определяется их хлоридностью, снижаясь с появлением дополнительных кагионов (Экспериментальные исследования.,,1989). При охлаждении от 300° С и ниже существует область образования золей со стадиями скрытой коагуляции. Со снижением температуры раствора сопутствующий кремнезем переходит на 85-90% в состояние поликислот, стабилизирующих коллоидальное золото. В подкисленном хлоридном флюиде с буфером гем-мг растворимость Аи аномально повышается вследствие увеличения окислительного потенциала.

Золото транспортируется в форме дихлораурата [АиС121", сменяемого при уменьшении coдq:>жaння С1_- смешанным комплексом [АиС1(ОН)]\ а затем - Аи(ОН). В надкритическом флюиде Аи подвижно в форме монохлорида АиС1, а с уменьшением хлоридности до 0.001т моногидроксида АиОН. При 950-1000° С доминирует атомарное летучее Аи°- Содержание кислорода в неконтролируемой атмосфере способствует образованию свободного хлора, резко увеличивающего растворимость золота.

Аи растворяется при взаимодействии с сероводородом и гидросульфид-ионом в зависимости от Р, Т и редокс-потснциала. Физико-химическим расчетом, моделирующим растворимость золота в гидросульфидно-натровом растворе с пирит-пирротиновым буфером, доказала устойчивость комплексов типа Н[Аи(Н5)2], [Аи(Ш)2]", [Аи(ОН>2]", Аи(ОН). Добавление до 2т ЫаС1 увеличивает концентрацию [АиСЬ]". Показана однозначная

зависимость растворимости золота от сернистости. Увеличение водородного потенциала снижает содержание Аир.р. Окисление малосернистых растворов не способствует выделению золота при его низких концентрациях.

Растворимость Аи в координатах рН-1° С характеризуется положительными экстремумами в области кислых растворов и отрицательными в растворах, слабо сернистых и более щелочных. Максимумы обусловлены выделением серы при 200° С и меньшей температуре, минимумы - ^монеустойчивостъю гиоауратов и сменой их гидроксоауратами. В открытых системах с вполне подвижным поведением серы (метасистемах) растворимость золота увеличивается с ростом щелочности. Ниже 250° С она минимальна в слабокислом и близнёйтральном растворах. В метасистеме мегасоматиг-рудное тело концентрация растворенного золота . уменьшается со снижением температуры.

Рост растворимости золота и антимонита в сернистых растворах с увеличением Р и Т свидетельствует о совместной миграции Аи и 5Ь в виде гетерополиядерного комплекса Н2[Аи5Ь8з]°. В зависимости от концентрации растворенного мышьяка изотермическая растворимость золота проходит через максимумы, и в присутствие Ля наряду с гидросульфидами также образуются гетерополиядерные комплексы. Аналогии с растворимостью золота в сернистых растворах свидетельствуют о вхождении мышьяка в анионную группу. Концентрация золота в гидротермальных растворах снижается при охлаждении, нейтрализации и уменьшении концентрации лигандов.

Аи представлено в рудах свободной и ассоциированной тонкодисперсной формами. Рассеяное субмнкроскопическое золото стягивается, укрупняется в дислоцированных участках кристаллов сульфидов и кварца, мигрируя при перекристаллизации пирита, что не подтверждает его изоморфизм в структуре сульфида. Кривые растворимости кварца и золота в зависимости от температуры и суммы Бр.р имеют одинаковый облик, что объясняет их одновременную и совместную кристаллизацию. Впервые установлено взаимодействие частиц золя Аи и отрицательно заряженных мицелл поликремнскислот в охлаждающемся гидротермальном растворе. Коллоидная система БЮ2 - Аи неустойчива и разрушается многовалентными электролитами.

Субмикроскопическая разновидность золота при соосаждении с сульфидами распределяется в их массе. Кристаллической форма Аи выделяется на фаиях, границах кристаллов, в пустотах, деффектах. Количество частиц и их величина прямо пропорциональны содержанию

золота в питающем растворе. Гидротермальным синтезом золотоносных пирита и пирротина показано, полное, до 100%, осаждение Аи с сульфидными фазами и тонкозернистым закалочным осадком. В пирите Аи располагается на поверхности кристаллов. В пирротине кристаллическое и тонкодисперсное золото осаждается в неоднородностях. мелких полостях и деффектах кристаллов. Впервые установлены зависимость золотоносности от зернистости сульфидов, их удельной поверхности, времени контакта с раствором и сульфидным осадком, in situ сложенным метастабильным сульфидом железа, при старении преобразующимся в смесь пирита, пирротина и троилита, содержащую фазу тонкодисперсного золота.

.Цитологическая обусловленность золотоносности черносланцевых формаций обусловлена прямыми корреляциями содержаний Аи, С0рт и пелитовых фракций. При диагенезе и литификации металлоносных плов золото распределяется в сульфидах, глинах, РОВ и поровом растворе. Из РОВ при его минерализации, графитизации часть Аи переходит во флюид. В метаморфогенно-ыетасоматических формациях РОВ переотлагаегся с осаждением аплохтонных форм во флюидодоминирующих частях ФС и создает прямые статистические связи Аи и С0рГ в рудных столбах.

В метаморфогенных растворах Аи переносится в форме гидросульфидных, арсенидных, сурьмянистых, хлоридпых комплексов. Их концентрации возрастают до 300° С. На переходе между биотит-и альмандин-хлоритовыми субфациями растворимость золота понижается на 2-4 порядка вследствие смены состава комплексов на сольватированные и гидратированные moho-, трихлориды и моногидрат, летучесть которых стабилизирована оксидно-силикатными буферами и гидролизом хлористых соЛей. Аи отлагается на подвижных геохимических барьерах. Его кристаллизация, сокристаллизация, соосаждение и адсорбция обусловлены электронным обменом и гетерогенными электронными окислительно-восстановительными взаимодействиями при особой роли электроно-донорных свойств минераЛов-осадителей. Распределение рудных столбов в сечении ФС-случайная функция. При отсутствии зон осаждения ФС превращаются в транзитные области выщелачивания Аи.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В представленной работе впервые исследованы закономерности образования и миграции метаморфогенного флюида, впервые выделены флюидные системы, устойчиво существующие вследствие структурирования флю идо потока. Рудоносные контуры возникают в них как функции случайного сочетания, совмещения многих факторов, из которых с дна ли не

каждый оказывается необходимым. Они проявляются в сложных процессах взаимодейтвия.

1. Зональные метаморфические комплексы образуются в складчатом поясе на границе геоблоков, фрагментов их кристаллического основания, выступов фундамента платформы при участии гранитогнейсовых куполов. Обычно проявление двух зональных метаморфических формаций: 1) умеренных давлений при инверсии и на сочленении гетерогенных блоков и 2) низких давлений при орогениях. Выделение флюида происходит по всему сечению зонального комплекса. Региональный метаморфизм сопровождается региональными метасоматитами, объединяющимися в формации, которые группируются в формационные ряды: эволюционные, обусловленные пространственно-временными изменениями состава флюида, и пространственные, связанные с катионным обменом. Ряды обусловлены автоколебательным режимом параметров флюида. Масштабная метаморфогенная золотоносность проявлена в наиболее крупных метаморфическкких комплексах: Мамско-Бодайбинском, Енисейском, Западноприбайкальском; в мелких комплексах она связана с регрессивным постмагматическим этапом. Ранее неизвестный в западном и южном Прибайкалье тип тальково-хлоритовых метасомагитов в незональных метаморфических формациях сопровождается полиметаллическим и железомарганцевым оруденением.

2. Структура трещино-порового пространства, от которой зависит плотность метаморфогенного флюидопотока и распределение флюидных систем, определяется напряженным состоянием пород, их прочностью и реологией. ФС развиваются в областях максимумов касательных напряжений, миграции и положение которых описываются волновыми функциями. Упруго-пластические реакции исходных пород и метасоматитов участвуют в установлении режима фильтрационной динамики флюидопотока и самопроизвольном флюидообмене в ФС. При Рэф->0 сепарируется объемная фаза флюида с явлениями инфильтрации. В глубинных уровнях ЗМК в режиме сушки генерируется эмиссионный поток теплоносителя, производящий в фации зеленых сланцев эффект пропаривания. Экспериментально установлена молекулярная природа потока неполярных газов в виде пристеночного скольжения и диффузии Кнудсена. Поток газов - молекулярных диполей состоит из непрерывной и дискретной компонент.

3. В пластовых условиях режим флюидогенерации регулируется минеральными буферами, участвующими в формировании повышенных Рц2 в амфиболитовой фации, включая зону плагиомигматитов. Поэтому особенно на высокотемпературной периферии гранитогнейсовых куполов

на несколько порядков возрастают водородо-водные отношения во флюиде. Зональное распределение газов в типичных сечениях метаморфических комплексов в зависимости от Р и Т выражено флюидными фациями, важнейшие из которых - водноуглекислотная с углеводородами в до- и зеленосланцевом уровне, водно-водородная с углекислотой на амфиболитовом и мало водная, углекислотно-газовая на гранулитовом. Газохроматографическое определение составов флюидов показало увеличение углекислотности как с усилением метаморфизма, так и при регрессивном метасоматозе в связи с поступлением флюида из глубинных метаморфических уровней.

4. В физико-химических расчетных моделях зонального регионального метморфизма установлен импульсный характер выделения флюида в разрезе стандартного зонального комплекса. В пелитоморфных толщах зеленосланцевой фации содержится сернистый бикарбонатно-хлоридный поровый раствор с повышенным потенциалом калия и вариациями кальций-магниевых солей. В амфиболитовой фации вслед за дегидратацией мусковита во флюиде резко увеличивается доля хлористого водорода из-за "залпового" гидролиза хлоридов. В гранулитовой фации водородный Н-тип флюида сменяется углеродным С-типом. В зонах стягивания флюидопотока в ФС прогрессивного этапа образуются слюдистые метасоматиты, а в гипербазитах на фоне гидратации и понижения Н2О/СО2 - тальк- и кварц-карбонатные замещения с повышенным потенциалом водорода во внешних оливинсодержащих зонах. На регрессивном этапе для образования кварц-глиноземистых формаций достаточно взаимодействия с субстратом насыщенных или слабо кислотных флюидов, а для березитов требуются пересыщения растворов кремнеземом и щелочно-ионными компонентами. Пропилиты и поздние базификаты образуются при участии метаморфогенных растворов с долей флюида из глубинных частей разреза метаморфических комплексов. Позднеметаморфическая аргиллизация связана со слабыми бикарбонатно-калиевыми растворами.

5. В метаморфогенной флюидной фазе содержания золота увеличиваются с ростом концентрации лигандо- и комплексообразующих компонентов: Б, С1, Аб, БЬ, но более сложно зависят от температуры. Аи выщелачивается и переносится во флюидопотоке. Отложение золота на геохимических барьерах обусловлено инверсиями окислительно-восстановительных и кислотно-щелочных свойств, совмещенных с термоступенью. Металлическая фаза выделяется в гетерогенных ред-окс реакциях с минер'алами-электронодонорами. Впервые выявлены полное соосаждение золота с гидротермальным осадком тонкозернистых сульфидов и функциональная связь объемных параметров рудной, россыпной

золотоносности и метаморфитов зеленосланцевой фации. Реально формирование золотого оруденения в крупномасштабных блоках с метаморфической зональностью и литогеохимической обусловленностью. В объемной гидротермальной фазе ФС рост частиц самородной фазы происходит автокаталитически с появлением металлического золота.

СПИСОК ОСНОВНЫХ РАБОТ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

I .Вилор Н.В.,Казьмин Л.А.,Шкарупа Т.А. Система золото-вода-кремнезем при высоких температурах и давлениях. // Эксперимент в минералогии и петрографии. М,:Наука, 1975, с.236-239

2.Летников Ф.А.,Вилор Н.В.,Гантимурова Т.П. и др. Эволюция флюидов при формировании золотоносных метаморфогенных кварцевых жил и возможные формы переноса золота.//Геохимия, 1975, N 12, с. 1827-1836.

3.Вилор Н.В.,Шкарупа Т.А. Термодинамика гидротерм, связанных с региональным метаморфизмом. // Современные исследования земной коры. Иркутск, ИЗКСО АН СССР, 1975, с.34-38

4.Летников Ф.А.,Вилор II.В.,Иванов Л.А. Физико-химические аспекты динамики формирования золоторудных месторождений. //Условия образования и размещения золоторудных месторождений Сибири, Новосибирск, ИГиГСО АН СССР, 1975, с. 175-180

5.Вилор Н.В.,Гантимурова Т.П.,Коновалов И.В. и др. Состав газов в кварцевых жилах севера Байкало-Патомского нагорья. // ДАН СССР, 1977, T.232.N2, с.1175-1178

6.Вилор Н.В. Взаимосвязь флюида с минеральным составом в метаморфических комплексах. // Динамика земной коры, Новосибирск, Наука, 1978, с.36-42

7. Вилор Н.В..Казьмин Л.А. Исследование равновесий в гидротермальных растворах методом моделирования на ЭВМ.// Физико-химия эндогенных процессов. Новосибирск, Наука, 1979, с.44-65

8. Вилор Н.В..Казьмин Л.А. Исследование возможных форм переноса железа в кислых гидротермальных растворах методом физико-химического моделирования на ЭВМ. Иркутск, Ин-т геохимии СО АН СССР, 1979, с. 194200

9. Вилор Н.В..Казьмин Л.А. Исследование возможных форм переноса железа в кислых гидротермальных растворах методом физико-химического моделирования на ЭВМ.// Геология рудных месторождений,1979,т.212, N 2, с.65-71

10. Вилор Н.В., Макрыгина В.А. Флюидный режим формирования зональных метаморфических комплексов Хамар-Дабана и метаморфогенной

жильной серии Патомского Нагорья. // Флюидный режим метаморфизма. Новосибирск, Наука, 1980, с. 107-145

11. Летников Ф.А., Вилор Н.В. Золото в гидротермальном процессе. М.: Недра, 1981, с.224

12.Винор Н.В., Гепегай В.Ф., Козлова Г.В., Лепин B.C., Миронов А.Г. Эксперментальное исследование совместного переноса и кристаллизации золота и сульфидов железа. // X Всесоюзное совещание по экспериментальной и технической минералогии. Киев, Наукова думка, 1981, с. 145-154

13. Вилор Н.В., Фефелов H.H., Солодянкина В.Н., БрандгС.Б. Особенности изотопного состава рудных свинцов некоторых месторождений Саяно-Байкальской горной области. II Геология и геофизика, 1982, N3, с.65-71.

14. Флюидные постмагматические системы. Новосибирск,Наука, 1983,с.207.

15. Вилор Н.В. К проблеме золотоносности черных сланцев. // Геохимия, 1983, N 4, с.623-634

16. Вилор Н.В..Казьмин Л.А. Физико-химическое моделирование метаморфогенного золотого оруденения. II Региональный метаморфизм и метаморфогенное рудообразование. Киев, Наукова думка, 1984, с.179-188

17. Вилор Н.В. Оценка физико-химических условий инфильтрационного метасоматоза с помощью ЭВМ. II Геология рудных месторождений, 1985, т.27, N1, с.80-90

18.Вилор Н.В. Водно-водородные зоны гранитогнейсовых куполов. // ДАН СССР, 1985, т.280, N4, с.998-1003

19. Вилор Н.В. Растворимость золота в сернистых растворах.//ДАН СССР, 1987, т. 1292, N3, с.698-701

20. Вилор Н.В. Структура, метаморфизм и метасоматическая минерализация Тункинских гольцов (Восточный Саян). II ДАН СССР, 1987, т.296, N6,

с. 1428-1432.

21. Вилор Н.В., Брандт С.Б., Брандт С.С.и др. Гнейсокупольная система: палеотемпературные, флюидные, изотопно-водородные исследования. // Советская геология, 1987, N9, с.98-106

22. Вилор Н.В., Брандт С.Б., Брандт С.С. и др. Гнейсокупольная система. II Земная кора и верхняя мантия. Иркутск, Вост.-Сиб.филиал СО АН СССР, 1987, с.56-63

18.Батурин Г.Н.,Вилор Н.В..Курский А.Н.Золото в осадках Черного моря. // Литология Черного моря. М.:Наука, 1987, с.105-108

19. Вилор Н.В., Медведева Т.И., Богданов Г.В. Петрология и флюидный режим становления гранитогнейсового купола. // Петрология флюидо-силикатных систем. Новосибирск, Наука, 1987, с.87-103

20 .Вилор H.B. Физико-химическое моделирование процесса метаморфизма метапелитовой системы. // Петрология и флюидный режим континентальной литосферы. Новосибирск, Наука, 1988, с.101-118

21 .Вилор Н.В..Летников Ф.А. Флюидный режим процессов метаморфизма и гранитизации. // Петрология и флюидный режим континентальной литосферы. Новосибирск, Наука, 1988, с. 118-126

22 .Вилор Н.В., Казьмин Л.А., Лашкевич В.В. Физико-химическое моделирование доинверсионного регионального метаморфизма. // Метаморфогенное рудообразование низких фаций метаморфизма складчатых областей фанероЗоя. Киев, Наукова думка, 1988, с. 131-141

23. Вилор Н.В., Лашкевич В.В. Влияние кислотно-основных и окислительно-восстановительных условий на концентрацию золота в сернистых гидротермальных растворах. // Геология рудных месторождений, 1988, т.30, N4, с.70-79

24. Вилор Н.В., Брандт С.Б., Брандт С.С., Лепин B.C. Изотопно-флюидная динамика метасоматоза в докембрийском метаморфическом комплексе. // Метасоматиты докембрия и их рудоносность. М.:Паука, 1989, с.214-221

25. Вилор Н.В. Формирование металлоносных растворов и метасоматоз в докембрийских метаморфических комплексах. // Метасоматические процессы в докембрийских толщах. С.-Петербург, Наука, 1991, с.17-28

26. Вилор Н.В.,Забоева Н.В.,Нартова Н.В. и др.Метаморфогенная кварцево-жильная минерализация в западном Прибайкалье.// Советская геология, 1991, N5, с.49-57

27. Вилор Н.В., Богданов Г.В., Медведева Т.И. Эндогенные формации восточной части Тункинских гольцов (Восточный Саян). И Геология и геофизика, 1991, N7, с. 17-26

28. Letnikov F.A., Vilor N.V. Gold in the hydrothermal process. Perth, University of West Australia, 1991, p.l 10

29. Вилор H.B., Шерман С.И., Буддо В.Ю. Тектонические факторы в формировании метаморфических комплексов и метаморфогенных флюидных систем. //.Геология и геофизика, 1992, N9, с.45-52

30. Вилор Н.В., Развозжаева Э.А., Медведева Т.И. и др. Минералогия метасоматитов в рифее южного. Прибайкалья. II Минералогия метаморфических и магматических комплексов Восточной Сибири. Иркутск, Изд-во Иркутского госун-та, 1993, с.75-86

31. Вилор Н.В., Богданов Г.В., Медведва Т.И. и др. Докембрийские метасоматиты и флюидные системы краевого шва Сибирской платформы (южное Прибайкалье). // Геология и геофизика, 1994, N 2, с.35-47

32. Вилор Н.В. Золотоноснось Прибайкалья. //Российский фонд фундаментальных исследований в Сибирском регионе, т.2, Иркутск, ИЗК СО РАН, 1995, с. 20-21

33. Вилор Н.В. Метаморфические флюидные системы. // Российский фонд фундаментальных исследований в Сибирском регионе, т.2, Иркутск, 1995, с. 19-20

СПИСОК ПРИНЯТЫХ СОКРАЩЕНИЙ

ВПК - вполне подвижный компонент

РОВ - рассеяное органическое вещество

ФС - флюидная система

С^ИМ- буфер "кв+мг+фа"

Фл/П- отношение флюид-порода

Р- давление

Рфл - давление флюида

Рэф - давление эффективное

Ргф - давление твердых фаз

РН2 • давление парциальное

Г- летучесть

X - мольная доля

т - моляльность

химическии потенциал ионно-водородный показатель

Н-рН-

Упар - объем пара Упор - объем породы ттах ■ максимальные касательные напряжения фа - фаялит

пл -

плагиоклаз

сер.- серицит

а - амфибол ал - альбит алм - альмандин анд - андалузит би - биотит гем - гематит гр - гранат грф - графит кв - кварц ки - кианит кпш - калишпат к - карбонат

М§-Ее к - магнезиально-же-лезистый карбонат мг - магнетит му - мусковит пи - пирит пир - пирротин сил - силлиманит хл - хлорит хлд - хлоритоид кор - кордиерит эп -эпидот

Метасоматиты в Южно-прибайкальском зональном метаморфическом

комплексе

Возраст,структу- Генезис, Состав.зональ- Кислот- Метасоматиче-ра этап ность ность-ще- екая формация

лочность

АК.2-Р111, фунда- метаморфи-кпш->ал мент ческий

ал -> сил

ал->сил+кор

ал->кпш

ранняя ще- плагиоклази-лочная тов кислотно- кордиерит-го выщел. -силлиманит, поздняя ще- калишпати-лочная тов

РЛ1 .синметамор- то же, про- му,хл,ал-> фич.надвиги и грессивный кпш->кв сдвиги кшн->кв,му,

анд

РЕ-1, связь с конце- регрессив-нтрич. сбросами ный

то же

То же, оперения радиальн. и кон-центрич.сбросов

постмагматический то же

слаоо ще- кварцево-лочная жильная кислотно- андалузит, го вышеяач. грейзенов кв,ал,му,хл,би, поздняя ще- кварц-поле-->кв.ал,кнш,мг лочная вошп. мета-

соматитов кпш->кв,му,тур-кислотно- турмал.-му малин го выщелач. грейзенов

кв,му,хл,ал-> переход к березитов му,кв,к,пи щелочной

М§-Ре к, каль- поздняя ще- карбонат-цит щелочная ных мета-

соматитов

Я2, метаморфи- метаморфо- му,хл,ап,к,эпи- то же пропили-

ческий компл., генный, ре- дотлейкоксен, тов

приразломные грессивный пи

КЗ, структурное несогласие с №]

метаморфо- кв,му,клинопи- щелочная поздних ба-

генный, ве- роксен, кв.хл.гр, зификатов

рхнего ри- кв,хл,к,тальк талько-хло-

фея ритовых

Метаморфо-метасоматичсские формации Западно-прибайкальского зонального метаморфического комплекса

Возраст, стру- Генезис,этап Состав, зональ- Кислот- Метасомати-ктура ность ность-ще- ческаяфор-

лочностъ мация

РИ-!, синметамо- метаморфо- пл,би,мг рфические сдвиги генный, про-и надвиги грессивный кварцевый

то же, позднеме- то же, нача- кв,му(+би),гр таморфич. сдви- ло регресси-го-взбросы вного то же, приразло- регрессивный кв,слюды мные диафторез

кв,му(хл),к,пи

то же + сульфи-ды+золото карбокатиза-ция

то же, постмета- регрессив- хл,(кв,ал) морфический ный

ранняя ще- плагиокла-лочная зитов нейтраль- кварцево-жи ный насыщ. льная кислотно- кварц-слюди го выщела- сто-гранато-чивания вая то же кварц-слюдистая, диафто-ритовая березитов

переход к щелочной поздняя щелочная то же

щелочная

рудных бере зитов поздняя карбонатная

поздних бази фикатов хлоритовых

Метасоматические формации Восточно-Тункинского зонального метаморфического комплекса калсдоннд

Структурное полозке- Генезис, этап Состав Кислотность- Метасома-ние щелочность тическая

формация

Внутрипластовые метаморфичес- серпен- щелочная серпентини-

Син-и позднесклад-чатые дислокации

Внутрипластовые

Приразломные

Поперечно-пластовые раздвиги Периферия гранитных куполов

То же

Виутриинтру-зивные

То же и внутрипла-стовый

То же и межпластовые

Оперения надвигов в неоавтохтоне

кии, прогрессивный то же и регрес сивный

регрессив-вный то же

тин, к

товая

кварцевый

кв,му со

то же

позднемагма-тический

постмагматический то же

то же и рсгрес- кв,ал,к,

сивныи то же

дислокационный .регрессив ный

нейтраль- кварцево-ная, слабо жильная

кислотная кислотного кварц-муско-ст,гр,ки,хл выщелачив. витовая кп,ал,к переход к эйситов

щелочной кальцит,ал, поздняя поздних ба-турмалин щелочная фикатов кпш,ал ранняя альбититов, щелочная калишпати-тов

известкови- то же скарнов стые скарны

кв,му,пи кислот- мускови-ного товых

выщелачив. грейзенов переход к эйситов и щелочной гумбеитов контакгово-

кв,кпщ,к скаполит, то же тремолит, тальк.фло--гопит и к

хл.гем, щелочная эпидот.ка-льцит

реакционных мета соматитов пропи-литов