Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Метасоматические процессы на золоторудных месторождениях в метатерригенных комплексах

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Метасоматические процессы на золоторудных месторождениях в метатерригенных комплексах"



Санкт-Петербургский государственный университет

На правах рукописи

КОЛЬЦОВ Александр Борисович

Метасоматические процессы на золоторудных месторождениях в метатерригенных комплексах

04.00.08 - петрология, вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 1996

Работа выполнена в Санкт-Петербургском государственном университете

Официальные оппоненты:

член-корреспондент РАН В.А.Глебовицкий

доктор геол.-мин. наук В.В.Доливо-Добровольский

доктор геол.-мин. наук В.Л.Русинов

Ведущая организация: Институт экспериментальной минералогии РАН

" 2 / 1996 г. в

Защита состоится ¿г I ис^ОКЛ 1996 г. в V Э час.

на заседании диссертационного совета Д 063.57.27 по защите диссертациР на соискание ученой степени доктора наук в Санкт-Петербургском государ ственном университете по адресу: 199034 Санкт-Петербург, Университете кая наб. 7/9.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке СПбГУ.

Автореферат разослан " I 1996 г.

Ученый секретарь диссертационного совета

Т.Ф.Семенова

Актуальность работы определяется тесной пространственной и генетической связью процессов метасоматоза и рудообразования, их недостаточной изученностью, своеобразием метасоматитов (присутствие углеродистого вещества, внешнее сходство с вмещающими породами), наличием ряда теоретических проблем их генезиса. К ним относятся фациальная и формационная принадлежность этих метасоматитов, физико-химические условия их образования, причины и механизмы эволюции метасоматических процессов и отложения золота, роль вмещающих толщ в формировании флюидного режима. Насущной задачей является разработка количественных моделей метасоматических процессов, которые способствуют обобщению и объяснению обширного фактического материала и получению новых знаний о природе этих процессов, их связи с магматизмом, метаморфизмом и тектоникой.

Цель работы заключается в выяснении условий и закономерностей процессов метасоматоза, проявленных в зонах разрывных нарушений в метатер-ригенных (черносланцевых) толщах. Для достижения этой цели решались такие конкретные задачи, как детальное изучение состава метасоматитов и слагающих их минералов, горизонтальной и вертикальной зональности, стадийности рудно-метасоматических процессов; определение значений независимых интенсивных параметров состояния систем в этих процессах; фациаль-ный анализ метасоматитов, определение положения граничных равновесий различных фаций; построение компьютерных физико-химических моделей, соответствующих различным типам изменений пород.

Научная новизна. Установлено, что устойчивость углеродистого вещества в гидротермальных условиях ограничена явлением гетерогенизации метан-

углекислотно-водного флюида. Впервые проведен термодинамический анализ баланса азота во флюиде и минералах и показано, что аммонийный азот образуется преимущественно при низких температурах за счет органического вещества вмещающих осадочных пород. Получены новые термодинамические константы конечных членов серий твердых растворов слюд и хлоритов - фен-гита, истонита, амезита, согласованные с природными и экспериментальными данными, предложены диаграммы для определения щелочности флюида по глиноземистости этих минералов в различных парагенезисах. Впервые среди метасоматитов в черносланцевых толщах выделены скарноиды, проведено их фациальное расчленение и установлена ведущая роль вмещающих пород как источника вещества при их образовании. Выявлено два типа режима СОг при метасоматозе, отвечающих открытой и закрытой для СОг системам, выделены фации карбонатсодержащих метасоматитов. Впервые проведен анализ фазовых соотношений и растворимости минералов в системе Ре-Аз-Б-НгО. Предложена новая физико-химическая термобароградиентная модель метасомати-ческих процессов. Установлена роль компрессии - декомпрессии как регулятора процессов образования силикатов, карбонатов, сульфидов, углеродистого вещества при метасоматозе. Обоснованы различные механизмы отложения золота в разных обстановках: при декомпрессии в кварцевых жилах и метасо-матитах, при окислении флюида в близповерхностных зонах аргиллизации, при сорбционном захвате сульфидами в углеродистых серицитолитах.

Практическое значение. Результаты работы создают основу для построения количественных моделей золотого оруденения различных формационных типов. Анализ условий образования метасоматитов, поведения Аи в конкрет-

ных процессах, выявленный закономерный характер связей между определенными типами метасоматитов и руд позволяют разработать новые критерии поисков и оценки золоторудных месторождений. Исследования проводились по заданию ГКНТ и в рамках хоздоговорных работ. Их результаты переданы в Министерство геологии, ПГО "Севвостгеология", "Кызылкумгеология", "Самаркандгеология".

Основные защищаемые положения. 1. Формирование полиформационных и полистадийных метасоматитов на золоторудных месторождениях в метатер-ригенных комплексах протекало под воздействием чередующихся в различной последовательности процессов кислотного выщелачивания, калиевого, натриевого и кальциевого щелочного метасоматоза, сопряженных с отложением или растворением углеродистого вещества. Эти процессы сочетались с различным режимом СОг и НгЭ. Важную роль в образовании восстановленных форм углерода и азота во флюиде играли вмещающие углеродсодержащие толщи.

2. Переход от одного типа метасоматитов к другому при эволюции исследованных метасоматических систем определяется инверсией кислотно-щелочного режима и других физико-химических параметров флюида, а также сменой набора вполне подвижных компонентов. Фациальные различия метасоматитов в пределах одного типа связаны с вариациями активностей вполне подвижных компонентов и температуры.

3. Согласно предложенной модели, образование метасоматитов с присущими им особенностями флюидного режима и сочетанием типичных признаков минерального состава обусловлено:

- выявленными закономерностями взаимодействия флюидного потока с породами в термобароградиентных условиях, определяющими соотношение активностей компонентов во флюиде и вмещающих породах, т.е. направленность процесса;

- формированием флюидного потока в пределах различных по составу пород, что определяет соотношение активностей компонентов флюида между собой, т.е. тип процесса (К, Ма, Са);

- участием глубинного потока СОг, оказывающего влияние на подвижность оснований.

4. Образование золотого оруденения различного типа и сопровождающие его характерные изменения вмещающих пород определяются разными физико-химическими механизмами, связанными с протеканием метасоматических процессов в градиентных условиях. Режим декомпрессии способствует отложению высокотемпературного самородного золота в кварцевых жилах и сопряженных с ними кварц-полевошпатовых метасоматитах. Режим компрессии благоприятен для концентрирования золота в сульфидах при образовании углеродистых серицитовых метасоматитов. Отложение низкотемпературного самородного золота в связи с процессами аргиллизации происходит вследствие окисления НгЭ в близповерхностных условиях.

Фактический материал собран в ходе экспедиционных работ на золоторудных месторождениях Центральных Кызылкумов (Даугызтауское, Мурунта-уское рудные поля, Амантайтау) и Чукотки (Майское рудное поле). Уникальный материал по четырехкилометровому разрезу метасоматитов получен при бурении Мурунтауской сверхглубокой скважины СГ-10. При обработке материа-

ла автором просмотрено около 800 шлифов, выполнено более 200 рентгеновских анализов минералов и пород. Использованы данные около 400 силикатных анализов пород (НИИЗК СПбГУ, ЦЛ Мингео Узбекистана), 35 микрозондо-вых анализов минералов (ЦНИГРИ, Механобр), около 60 анализов флюидных включений (НИИЗК СПбГУ, ГЕОХИ). Физико-химический анализ и моделирование метасоматических процессов выполнены автором.

Публикации, апробация работы. По теме диссертации опубликовано 42 работы. Ее отдельные положения обсуждались на I и II Всесоюзных совещаниях "Генетические модели эндогенных рудных формаций" (Новосибирск, 1981,

1985), семинарах экспериментаторов (ГЕОХИ, Москва, 1982, 1983, 1988, 1989, 1996), Всесоюзном совещании "Геология и методы прогнозирования месторождений серебра в вулканогенных областях" (Магадан, 1983), X Всесоюзном симпозиуме по стабильным изотопам в геохимии (Москва, 1984), VII Всесоюзном совещании по термобарометрии и геохимии рудообразующих флюидов (Львов, 1985) и VIII совещании по термобарогеохимии (Александров, 1992), X Всесоюзном совещании по рентгенографии минерального сырья (Тбилиси,

1986), I, II Всесоюзных и 111 Российском симпозиумах "Термодинамика в геологии", I и II международных симпозиумах "Термодинамика природных процессов" (Суздаль, 1985; Миасс, 1988; Новосибирск, 1992), XI Всесоюзном и XIII Российском совещаниях по экспериментальной минералогии (Черноголовка, 1986, 1995).

Объем и строение работы. Диссертация содержит 228 страниц текста, 68 иллюстраций, 24 таблицы и список литературы из 327 наименований. Она состоит из введения, 6 глав и заключения. В главах I-IV обосновываются первые

два защищаемые положения, в главе V - третье, в главе VI - четвертое защищаемое положение.

Благодарности. Проведению полевых работ содействовали геологи производственных и научных организаций России и Узбекистана Ю.Н.Зверев, А.Я.Котунов, В.Ф.Проценко, В.М.Донской, Н.К.Джамалетдинов, И.С.Розен-блюм, С.А.Григоров, Б.С.Андреев. В выполнении аналитических работ, программном обеспечении исследований и обсуждении результатов принимали участие Н.Н.Акинфиев, Н.Н.Баранова, Д.В.Гричук, Л.Д.Каплунов, А.С.Кириллов, Ю.А.Костицын, П.И.Пивень, О.В.Русинова. Всем им автор выражает глубокую признательность. С особой благодарностью автор вспоминает совместную работу с Н.В.Котовым, который организовал и возглавлял исследования золоторудных месторождений в терригенных толщах на геологическом факультете СПбГУ.

Глава I. Геологическая позиция и внутреннее строение золоторудных месторождений.

Золоторудная провинция Центральных Кызылкумов расположена в западной части герцинских складчатых структур Южного Тянь-Шаня. Большинство месторождений приурочено к флишоидной бесапанской свите (О-БО. Она сложена переслаивающимися углеродистыми сланцами, алевролитами, песчаниками, метаморфизованными в условиях зеленосланцевой фации. Внедрившиеся в связи с герцинскими деформациями гранитоиды (С3-Р1) почти все позднеколлизионные (Котов и др., 1993), образуют штоки, батолиты, представлены гранодиоритами, гранитами, граносиенитами, прорывают складчатые структуры и пересекаются рудовмещающими зонами разломов.

Дайковый комплекс включает породы от микрогаббродиоритов до граносие-иит- и гранитпорфиров и сближен во времени с золотым оруденением.

На территории Мурунтауского рудного поля расположено одно из крупнейших в мире золоторудных месторождений Мурунтау и ряд более мелких объектов. Наблюдения здесь, включая материалы бурения СГ-10, дают наиболее полную возможность проследить последовательность рудно-мета-соматических процессов, их стадийность, зональность, взаимоотношения с магматизмом и метаморфизмом. В районе рудного поля известны интрузии гранодиоритов-адамеллитов с возрастом 286,0±1,2 млн. лет (Костицын, 1991) и лейкократовых турмалинсодержащих гранитов. Оба массива окружены мощными зонами термального метаморфизма.

Возникновение многочисленных разрывных нарушений после становления гранитоидных интрузий привело к образованию различных по составу и структурному положению метасоматитов, жил и золотого оруденения. Наиболее ранними явились биотит-калишпатовые метасоматиты, наложенные на продукты регионального и контактового метаморфизма. С ними связаны линзо-видные субсогласные кварцевые жилы с самородным золотом. Они пересекаются мощными крутопадающими кварцевыми жилами с шеелитом и самородным золотом, с которыми сопряжены хлорит-калишпатовые метасоматиты. На глубоких горизонтах Мурунтау развиты скарноиды (по В.В.Жданову и др., 1983) - кальциевые метасоматиты, сопровождаемые кварц-актинолитовыми прожилками с диопсидом.

Внедрение даек гранитов, граносиенитпорфиров завершает образование ранних метасоматитов, объединяемых в золото-редкометальный комплекс по

геохимическим связям Аи с \Л/, Ви Этот комплекс типичен для месторождений золото-кварцевой рудной формации. Лоследайковые метасоматиты представляют собой околожильные, внутриразломные образования. К ним относятся хлорит-альбитовые метасоматиты и жилы с турмалином, пиритом, арсе-нопиритом и наложенные на них углеродистые серицитовые метасоматиты с брекчированным жильным кварцем, приуроченные к зонам катаклаза и рас-сланцевания. В поздних метасоматитах золото входит в состав сульфидов, образует геохимические связи с Аб, БЬ, Ад, что типично для золото-сульфидной рудной формации. Кроме того, на Мурунтау развиты аргиллизиты двух типов - с углеродистым веществом и без него.

В пределах Даугызтауского рудного поля расположены месторождения Даугызтау, Высоковольтное и ряд рудопроявлений. Все они представляют интерес как типичные представители так называемого кызылкумского типа ору-денения, для которого характерно обилие углеродистого вещества, рассеянная сульфидная минерализация, концентрирование золота в сульфидах. Магматизм в районе рудного поля ограничен проявлением маломощных даек лампрофиров. Рудолокализующими являются крутопадающие зоны брекчиро-вания и катаклаза, сопровождаемые интенсивной метасоматической переработкой пород в связи с неоднократными подвижками вдоль этих зон. Наиболее ранними явились углеродистые обогащенные сульфидами серицитолиты и связанные с ними маломощные кварцевые жилы с пиритом, арсенопиритом, обогащенными золотом. Затем сформировались крутопадающие кварцевые жилы с антимонитом, сопровождаемые околожильной альбитизацией и карбо-

натизацией. Здесь золото находится в самородной форме. Завершается процесс образованием углеродистых аргиллизитов с самородным серебром.

На месторождении Амантайтау прослеживаются разновозрастные разрывные деформации и связанные с ними жилы и метасоматиты (Котов и др., 1993). Вначале сформировались серицитовые метасоматиты с интенсивной сульфидизацией вплоть до колчеданных жил, сложенных золотосодержащим пиритом. Они пересекаются крутопадающими сбросами, вдоль которых проявлены хлорит-альбитовые метасоматиты с безрудным пиритом и кварцевыми жилами. Следующая генерация разрывов сопровождалась процессами карбо-натизации и окварцевания пород. Наиболее поздними являются зоны кэтакла-за и приуроченные к ним углеродистые серицитолиты и аргиллизиты.

Золото-сереброрудные месторождения Центральной Чукотки расположены в восточной части Чукотской складчатой области мезозоид в пределах Анюйско-Чукотской миогеосинклинальной зоны (Геология Северо-Востока.,., 1973; Парфенов, 1979; Котляр, 1986). В разрезе выделяется складчатый мета-терригенный комплекс триасового возраста. В меловое время сформировались толщи и покровы туфов, туфолав, игнимбритов Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. Образование рудно-метасоматичесшх систем произошло после внедрения гранитоидов Чукотского интрузивного комплекса с абсолютным возрастом 85-100 млн. лет, сопровождаемого контактовыми преобразованиями черносланцевых толщ, и было сближено по времени с внедрением по зонам глубинных сдвигов даек ичувеемского комплекса (Кг, сеноман).

На территории Майского рудного поля находятся крупное золоторудное месторождение Майское и более мелкие рудопроявления. Рудовмещающими

являются углеродсодержащие сланцы, алевролиты и песчаники кувеемкайс-кой свиты (Тз). Выделяется ранний золото-редкометальный этап (Гончаров, Сидоров, 1979), на котором сформировались биотит-полевошпатовые мета-соматиты, связанные с ними субсогласные и секущие жилы с самородным золотом и дайки гранодиорит- и гранитпорфиров. Отмечаются геохимические связи золота с \/\/, Бп, Мо, ВК Метасоматиты золото-мышьяк-сурьмяного этапа приурочены к зонам катаклаза, представлены углеродистыми серицитолитами с золотосодержащими арсенопиритом и пиритом. Затем сформировались кварцевые жилы с антимонитом и аргиллизиты.

Глава II. Состав и типы вмещающих пород и метасоматитов.

Вмещающие породы на всех изученных объектах представлены флишоид-ными образованиями, в их разрезе чередуются песчаники, алевролиты, сланцы, местами кремнистые сланцы, туфогенные породы. Главная породообразующая ассоциация включает кварц, кислый плагиоклаз, мусковит, хлорит; в песчаниках присутствует также калиевый полевой шпат. Отмечается примесь дисперсного аутигенного пирита. Количество углеродистого вещества возрастает от песчаников к сланцам и составляет 0,1-1%, его структурное состояние соответствует антрацит-графиту. Мусковит представлен политипом 2Мь обогащен парагонитовой составляющей (5-14 мол%), содержит 0,1-0,6 ат./яч. Ре + Мд. Хлорит содержит 2,0-2,4 ат./яч. Ре и 1,2-1,5 ат./яч. А1|у. Все эти признаки типичны для пород серицит-хлоритовой субфации зеленосланцевой фации регионального метаморфизма. В контактовых ореолах интрузий в породах появляется биотит, пирит уступает место пирротину. При приближении

к контакту такие пятнистые и узловатые сланцы сменяются роговиками с андалузитом, а затем и с кордиеритом. С увеличением степени метаморфизма глиноземистость мусковита возрастает от 2,4 до 2,6 ф.ед. А1, биотит содержит до 1,74 ф.ед. А1.

Биотит-калишпатовые метасоматиты наиболее полно проявлены на месторождении Мурунтау, где представляют собой ведущий тип изменений пород. Несмотря на длительную историю изучения (Шер, Юдин, 1971; Проценко, 1976; Савчук и др., 1987; Котов, Порицкая, 1991), остаются неясными соотношения метасоматитов с магматизмом и метаморфизмом, химическая направленность и физико-химическая сущность процессов их образования, проис-кождение растворов, причины тесной связи метасоматоза и золото-<варцевого оруденения. Метасоматиты приурочены к области развития узловатых и пятнистых сланцев, обладают характерной полосчатой текстурой, сложены кварцем, олигоклазом N 20-23, микроклином, биотитом. В центральной части месторождения обнаруживаются кварц-калишпатовые метасоматиты, локализованные в зальбандах линзовидных кварцевых жил. Наблюдается постепенный переход от биотит-калишпатовых метасоматитов к вмещающим метапелитам. Промежуточной разновидностью являются сланцы с кварцем, элигоклазом, мусковитом и биотитом. Такими изменениями охвачен большой эбъем пород (десятки км3), в его пределах чередуются участки с различной степенью метасоматических изменений, отвечающие различной мощности флюидного потока. Выявляется макрозональность, совпадающая в общих чертах с проявленной фрагментарно горизонтальной околожильной зональностью: зона 0 - кварц+плагиоклаз+биотит+мусковит+хлорит; зона 1 - кварц

+плагиоклаз+биотит+мусковит; зона 2 - кварц+плагиоклаз+биотит+кали-шпат; зона 3 - кварц+биотит+калишпат; зона 4 - кварц+калишпат. От внешней к внутренним зонам снижается содержание углеродистого вещества от 0,5-2% до нуля, возрастает отношение K/AI, снижается (Mg + Fe)/Al. Наблюдается уменьшение глиноземистости биотита до 1,37 ф.ед. AI и его железистости.

Скарноиды обнаружены нами на глубоких горизонтах Мурунтау, где образуют небольшие пластоообразиые, иногда секущие тела с признаками замещения минералов вмещающих пород. Типичные скарноиды содержат кварц, актинолит, плагиоклаз N 32-37, клиноцоизит, диопсид, сфен. Пример зональности скарноидов: в осевой зоне - гроссуляр, затем следуют зоны гроссу-ляр+диопсид; диопсид+клиноцоизит; диопсид+клиноцоизит+актинолит; акти-нолит+плагиоклаз+мусковит (+кварц). На глубоких уровнях разреза встречаются скарноиды с биотитом, на верхних - с пренитом и ломонтитом. Скарноиды сопровождаются кварцевыми жилами с амфиболом, диопсидом, глубже в них появляются гроссуляр, волластонит, анортит. Характерны обогащение пород СаО, снижение содержания №гО и КгО до десятых долей %.

Хлорит-калишпатовые метасоматйты развиты на месторождениях Мурун-тауского рудного поля. Для них характерно замещение биотита хлоритом, исчезновение углеродистого вещества и сульфидов вмещающих пород. Обычен парагенезис хлорита с кальцитом. Хлорит содержит 1,1-1,3 форм.ед. AIIV. В кварцевых жилах присутствует шеелит, небольшое количество сульфидов, самородное золото. Зональность этих метасоматитов: зона 0 - кварц+плагио-клаз+хлорит+мусковит+биотит; зона 1 - кварц+альбит+хлорит+мусковит; зона

2 - кварц+альбит+хлорит+калишпат; зона 3 - кварц+хлорит+калишпат; зона 4 - кварц+калишпат. Во всех зонах колонки может присутствовать кальцит.

Хлорит-альбитовые и карбонат-альбитовые метасоматиты приурочены к секущим кварцевым жилам, слагающим осевые части штокверковых зон на месторождениях Мурунтау, Амантайтау, Высоковольтном и других. Мощность околожильных изменений обычно не превышает 1-2 м. Хлорит-альбитовые метасоматиты сложены кварцем, альбитом, хлоритом и кальцитом. В Мурунтау они также содержат турмалин. На месторождениях Даугызтауского рудного поля в альбитизированных околожильных породах хлорита мало или он отсутствует, развиваются анкерит и брейнерит, а в кварцевых жилах - только анкерит. Во всех случаях хлорит- и карбонат-альбитовые метасоматиты обеднены углеродистым веществом и сопровождаются сульфидной минерализацией (пирит, арсенопирит, антимонит, различные сульфосоли). Для них характерно обогащение Ыа при сохранении содержания Ре и Мд на постоянном уровне. Хлорит содержит 1,3-1,5 ф.ед. А11У, железистость хлорита и брейнерита составляет 40-60%, анкерита - 25-30%. Хлорит-альбитовые метасоматиты характеризуются зональностью: зона 0 - кварц+плагиоклаз+хлорит+мусковит; зона 1 -кварц+альбит+хлорит+мусковит (± кальцит); зона 2 - кварц+альбит+хлорит (± кальцит); зона 3 - кварц+альбит (± кальцит)! В зональной™ карбонат-альбитовых метасоматитов место хлорита занимает анкерит.

Углеродистые серицитовые метасоматиты являются ведущим'типом измененных пород на золото-сульфидных месторождениях. С наибольшей полнотой они представлены на Даугызтау и Майском. Степень метасоматических изменений возрастает по мере усиления тектонических деформаций. Процес-

сы серицитизации проявлены в замещении мусковитом хлорита, полевых шпатов и кварца вплоть до образования почти мономинеральных пород. Они сопровождаются обогащением метасоматитов рассеянной вкрапленностью пирита и/или арсенопирита, как правило, золотосодержащих, а также появлением брейнерита или сидерита. Кроме того, наблюдается увеличение содержания в метасоматитах углеродистого вещества обычно до 3-5, а местами до 20 мас.%. Оно отличается от такового вмещающих пород более низкой степенью конденсации, что связано, видимо, с осаждением углеродистого вещества из гидротермального флюида. Мусковит из серицитовых метасоматитов принадлежит к политипу 2 Mi, отличается невысоким содержанием парагони-товой (0-5 мол. %) и повышенным - фенгитовой составляющей (0,1-0,5, местами до 0,6 ф.ед. Fe + Mg). На Майском и Мурунтау обнаружена аммониевая составляющая в мусковите (2-6 мол. %). Метасоматиты характеризуются увеличением отношений Al/Si, К/(К + Na), возрастанием содержания S и СОг при сохранении Fe и Mg на одном уровне, что свидетельствует о перераспределении последних из хлорита в пирит и брейнерит. Зональность серицитовых метасоматитов: зона 0 - кварц+плагиоклаз+хлорит+мусковит; зона 1 - кварц+ альбит+мусковит; зона 2 - кварц+мусковит; зона 3 - мусковит. Во всех зонах устойчивы углеродистое вещество, пирит, брейнерит.

Аргиллизиты повсеместно образовались на завершающих стадиях метасоматоза. Выделяется два морфогенетических типа: углеродистые катаклази-ты и жильные близповерхностные аргиллизиты. Первый тип представлен в типичной форме на месторождении Высоковольтное. Здесь аргиллизиты слагают крутопадающие зоны катаклазитов, брекчий, обогащенных углеродистым

веществом. Наблюдается замещение мусковита, плагиоклаза, хлорита каолинитом, диккитом; характерен брейнерит, отмечаются также барит, пирит, самородное золото, серебро, реальгар и др. Эти аргиллизиты сходны с,углеродистыми серицитолитами и связаны с ними постепенными переходами.

Типичные аргиллизиты второго типа обнаруживаются на рудо- проявлении Промежуточное. Их особенности - жильная форма локализации, многочисленные признаки окисления (отсутствие углеродистого вещества, развитие гетита по пириту, ярозита), наличие открытых полостей в осевых частях жил, заполненных рыхлой массой глинистых минералов, среди которых установлены диккит, каолинит, гидрослюда 1М, смектит, корренсит и Li-тосудит, Здесь же присутствует самородное золото низкой пробности (300-500 ед.).

Глава III. Состав и температура минералообразующих флюидов по данным изучения флюидных включений.

При микроскопическом изучении установлены включения с газовой, жидкой, кристаллической, углеводородной фазами в разных соотношениях.

Для определения температур методом гомогенизации включений использовались образцы жильного кварца, сингенетичного с метасоматитами. Био-тит-калишпатовые метасоматиты Мурунтау характеризуются Тгом. 420-450°, скарноиды - 380-390°, хлорит-калишпатовые метасоматиты Мурунтау - 260320°, Амантайтау - 280-340°, карбонат-альбитовые метасоматиты Даугызтау и Высоковольтного - 220-250°, углеродистые серицитолиты Амантайтау, Даугызтау, Майского - 300-350°, Мурунтау - 230-280°, аргиллизиты Высоковольтного, Промежуточного - 130-180°, Майского - 280°С. Согласно данным крио-

метрических исследований, при образовании рудных серицитолитов Амантай-тау давление флюида составляло 0,5-1,5 кбар, Майского - 0,5-1,0 кбар.

Данные о составе флюидных включений получены методами водных вытяжек (содержание солевых и микрокомпонентов), масс-термографии (Каплунов и др., 1983), газовой и ионной хроматографии (Миронова и др., 1990, 1992) (газовый состав). Концентрации хлоридов № и К составляют от 0,2 до 5 М, всюду Ыа преобладает над К. Согласно нашим данным и результатам других авторов (Ворцепнев и др., 1983; Ермолаев и др., 1994), намечается снижение концентрации солей во включениях при переходе от ранних высокотемпературных к поздним низкотемпературным стадиям метасоматоза на одном месторождении, на разных месторождениях и от центра к периферии рудного поля. Для аргиллизитов характерно резкое обогащение раствора сульфат-ионами вследствие окисления НгЭ и сульфидов.

Во всех типах метасоматитов основным газовым компонентом включений является СОг, в меньших количествах присутствует СНЦ, иногда обнаруживаются углеводороды тяжелее метана. Величины отношений мольных концентраций меняются в пределах: Н2О/СО2 в основном от 3 до 40, редко до 80-20; СО2/СН4 от 2 до 20, иногда от 1 до 50. Абсолютные концентрации компонентов во включениях в кварце разных генераций из Мурунтау составляют: С02 0,45,1, СН4 0,08-0,77, N2 0,05-0,25, ЫН3 0,26-0,81 М, т.е. углерод находится во флюиде преимущественно в окисленной форме, а азот - в восстановленной. Включения в золоторудном кварце из максимально переработанных участков характеризуются повышенным количеством СО2 и СН4.. Содержание НгЭ на

золоторудных месторождениях различного типа составляет 10'4-10и М (Моисеенко, 1977; Колпакова, 1982; Колпакова и др., 1988).

Концентрация Аи во включениях определялась методом ИНАА сухих остатков водных вытяжек. Полученные величины (2,9-3,6)-10'7 М для альбито-вых и 2,6-10"7 - 2,2 10"6 М для серицитовых метасоматитов Даугызтауского рудного поля согласуются с данными для других золоторудных месторождений, находящимися в интервале 10'7 - 9-10'5 М (Константинов и др., 1979; Ан-друсенко и др., 1980; Колпакова и др., 1988; Баранова и др., 1995). Тем же методом получены концентрации As, достигающие в рудном кварце из серицитовых метасоматитов с арсенопиритом 2 Ю'2 М.

Глава IV. Физико-химические условия формирования метасоматитов

Если рассматривать метасоматиты как породы, образующиеся в открытых системах с ВПК, то различия между ними (Коржинский, 1955; Жариков, Оме-льяненко, 1978) должны определяться различным режимом ВПК. Возникает проблема выявления возможных вариаций интенсивных параметров состояния систем в пределах одной фации, одного типа метасоматитов, условий смены одних метасоматитов другими. Для отдельных систем и формаций эти вопросы освещены И.П.Ивановым (1984), Г.П.Зарайским (1989), В.Л.Руси-новым (1989). На первый план здесь выступает задача определения граничных минеральных равновесий, а инструментами их исследования являются парагенетический топологический и термодинамический анализ системы.

В работе использовались программы расчета равновесий в гетерогенных системах BALANCE (Акинфиев, 1988), GBFLOW (Крайнов и др., 1988), база

данных для минералов (Berman,1968) с изменениями (Berman, 19S0; Sverjen-sky е.а., 1991) и дополнениями (Robie е.а., 1978). Константы частиц в растворе заимствованы из базы данных SUPCRT (Johnson е.а., 1992), газов - из сводок (А.Г.Булах, К.Г.Булах, 1978; Мельник, 1978).

Поскольку исследуемые метасоматические процессы включают одновременно кислотно-щелочное взаимодействие, окисление, карбонатизацию, сульфидизацию, то целесообразно в соответствии с требованиями фациаль-ного анализа рассмотреть более простые краевые системы, а затем объединить их в рамках более общей модели.

Система С-О-Н является ключевой для анализа процессов растворения и отложения углерода, образования карбонатов. В этой системе основные компоненты в гидротермальных условиях - НгО, СОг, СЩ, Нг, а равновесные концентрации СО и углеводородов тяжелее метана на несколько порядков ниже. Степень неидеальности такого флюида велика и возрастает в присутствии электролитов. Оценка коэффициентов активности компонентов флюида проведена нами на основе экспериментальных данных (Takenouchi, Kennedy, 1964; Welsch, 1973; Price, 1979; Шмулович и др., 1980; Jacobs, Kerrick, 1981; Bowers, Helgeson, 1983; Krader, 1985) для различных значений Т, Р, концентраций СОг, CH4l NaCI. Анализ фазовых соотношений в системе С-О-Н с использованием полученных величин показал, что устойчивость графита в присутствии водной фазы ограничена процессами гетерогенизации флюида в нонвариантных точках 1 и 2 (рис. 1). Точка 3 отвечает составу флюида в закрытой системе углерод-вода. Область возможных вариаций состава флюида с учетом данных о составе флюидных включений и ряда реперных минеральных

¥

Н5г

-{О

-0,5

О

<\5

О

1

2

Wcoz

Рис.1. Диаграмма состава флюида и фазовых равновесий в системе С-О-Н (300°С, Р=1 кбар, 1 М р-р NaCI). 1 - линии фазовых равновесий, 2 - изолинии содержания СОг (вертикальные линии) и СЩ во флюиде (мол.%). РРМ - пи-рит-пирротин-магнетитовый буфер, QFM - кварц-фаялит-магнетитовый буфер. Точками обозначена область типичных составов гидротермальных флюидов.

равновесий характеризуется стабильностью окислительно-восстановительных условий и значительным обогащением СОг по сравнению с системой углерод-вода (т. 3), что свидетельствует о наличии мощного внешнего источника этого компонента. Пересыщение относительно графита может достигаться при понижении Т, повышении Р и смешении растворов разного состава - равновесных с графитом и обогащенных С02 (вектор аб на рис. 1). Понижение Р приводит к растворению графита. Переход от углеродистых к безуглеродистым метасоматитам связан с инверсией режима углерода - сменой пересыщенного углеродом состояния флюида ненасыщенным. Сравнительная оценка емкости различных буферных пар показывает, что в присутствии графита потенци-

алопределяющую роль может выполнять в большинстве случаев пара С02-СН4. Соотношение этих компонентов в открытых системах складывается как суммарный результат высвобождения СОг во внешних (глубинных) источниках, где при высоких Т флюид в условиях буфера QFM имеет почти чисто угле-кислотно-водный состав, и СН4 вместе с СОг при взаимодействии углеродистого вещества с водой при относительно низких Т в верхних этажах земной коры. Преобладающим является влияние источников СОг.

Для оценки растворимости и реакционной способности углеродистого вещества проведена серия экспериментов при Т=300-650°С, Р=1 кбар по гидротермальной обработке образцов бурого угля и антрацита, близких по уг-лепетрографическим характеристикам к углеродистому веществу чернослан-цевых толщ. Количество углерода, перешедшее в раствор, в экспериментах оказалось близким к расчетному в закрытой системе графит-вода. Повышение отношения СО2/СН4 во флюиде резко усиливает растворение углерода, а присутствие буфера Ni-NiO такого влияния не оказывает. Результаты опытов свидетельствуют, что углеродистое вещество в гидротермальных условиях является реакционноспособным, близким в термодинамическом отношении к графиту, а окислительно-восстановительные условия в его присутствии определяются углеродным буфером СО2-СН4.

Поведение азота в системе N-C-O-H представляет интерес в связи с обнаружением значительных количеств азота и аммония во флюидных включениях, а также аммония в минералах - биотите, мусковите, полевом шпате (Honma, Itihara, 1981; Higashi, 1982; Sterne е.а., 1982; Kreulen, Schuiling, 1982; Duit е.а., 1989; наши данные, гл.Iii). Анализ показывает, что при постоянном

отношении СО2/СН4 понижение Т, повышение Р и кислотности приводит к обогащению флюида аммонийным азотом. Обработка имеющихся данных о составе флюидных включений (Мурунтау, также золоторудные месторождения Зармитан, Зод) выявила обогащенность СОг природных составов относительно равновесных С,N-содержащих. При этом высокотемпературные богатые СОг флюиды могут содержать азот только в форме N2. Остается возможной модель смешения глубинного потока СОг с азотно-аммонийным флюидом, источником которого является деструкция органического вещества осадочных толщ. Оценка баланса Ыг/ЫНз в этих условиях показывает, что экспериментальные значения соответствуют расчетным при Т = 200-250°С. Согласно расчетам, соотношение содержания аммония в исследованном мусковите и флюидных включениях отвечает равновесному при Т=200-350°С и Р=1 кбар, С повышением Т должно происходить резкое обеднение слюд аммонием. Таким образом, максимальное количество аммонийного азота может поступать во флюид на ранних этапах постдиагенетических преобразований пород, когда запасы азота в органическом веществе еще достаточно велики, а низкие температуры благоприятны для предотвращения его окисления. Эти же условия способствуют и образованию аммонийсодержащих минералов. Не исключена возможность образования части аммония за счет восстановлений эндогенного азота по мере понижения температуры.

Процессы калиевого, натриевого щелочного и кислотного метасоматоза вначале рассматриваются в рамках краевой системы К-(Мд+Ре)-А1-31-0-Н как базовой. К ней принадлежат главные породообразующие минералы метасо-матитов: кварц, калиевый полевой шпат, мусковит, биотит, хлорит. Положение

равновесий между ними во многом зависят от вариаций состава слюд и хлорита. Эти вариации обеспечиваются за счет замещения Чермака MgSi AIVIAIIV, приводящего к образованию серий твердых растворов мусковит-фенгит, фло-гопит-истонит, клинохлор-амезит, а также замещения 3Mg 2AIVI с образованием избытка октаэдрических катионов в мусковите и их дефицита - в биотите. При расчете активности миналов, связанных замещением Чермака, использовалась модель идеального многопозиционного раствора (Kerrick, Darken, 1975). Обработка выборки анализов природных и синтетических слюд и хлоритов с известными температурами образования позволила получить линейные уравнения для констант равновесия: Mus + Cln = Phn + Am, 1дК=897,1Д - 2,556 (±0,136); Phi + Am = Eas + Cln, IgK = 526,3/T - 0,880 (±0,113); 6Fsp + Cln + 2Qu + 2HzO = 5Phn + Mus, IgK = 8174,7/Г - 22,976 (±0,752), а также температурную зависимость для общего количества октаэдрических катионов в мусковите R0=2,197 - 2,19-10"4 Т(±0,020) ат./яч. Эта же величина в биотите составляет в среднем 2,92 ат./яч. На основе этих данных с использованием коэффициентов уравнения теплоемкости, рассчитанных по (Berman, Brown, 1985), получены стандартные термодинамические константы фенгита, истонита и амезита.

В работе проанализированы топологические особенности системы, связанные с возможностью существования биотита как более, так и менее глиноземистого, чем хлорит. С учетом этих особенностей и с использованием полученных констант и моделей твердых растворов построена диаграмма (рис.2), где выделяются поля устойчивости кварцсодержащих ассоциаций муско-вит+хлорит, мусковит+биотит, хлорит+калишпат, биотит+калишпат, соответ-

Т.'С

Рис.2. Диаграмма полей устойчивости кварцсодержащих ассоциаций слюд и хлорита переменного состава, Р=1 кбар. 1 - линии моновариактных равновесий; 2-4 - изолинии содержания А1|У (форм, ед.): 2 - в мусковите, 3 - в хлорите, 4 - в биотите; 5-6 - направление развития процессов: 5 - термального метаморфизма терригенных пород, 6 - образования биотит-калишпатовых ме-тасоматитов.

ствующие фациям кислотного и щелочного К-метасоматоза. В пределах каждой фации глиноземистость минералов отчетливо уменьшается при увеличе-

нии щелочности, в то время как ее зависимость от Т проявлена слабее. Это

позволяет использовать содержание А!17 в слюдах и хлорите как индикатор «

щелочности метасоматических процессов. В работе приведены также диаграммы равновесий в системах с подвижными К и Мд, характеризующие состав внутренних зон колонок.

Диаграмма позволяет различать метаморфические и метасоматические реакции образования биотита, используя его парагенезисы и состав. На рис. 2 показан тренд метаморфизма метапелитов с появлением биотита в ассоциации с мусковитом и хлоритом (пятнистые и узловатые сланцы), а затем андалузита (биотит-андалузитовые роговики). Содержание А1|у в биотите при этом возрастает. Положение тренда отвечает значениям а«+/ан+ раствора, равновесного с метапелитами. При воздействии на них раствора с повышенными значениями ак+/ан+ формируются биотит-калишпатовые (Т>400°С) и хлорит-калишпатовые (Т<350°С) метасоматиты, относящиеся к разным фациям щелочного К-метасоматоза (рис. 2). Во обоих случаях происходит снижение гли-ноземистости слюд и хлорита. При воздействии на терригенные породы растворов с пониженными значениями ак+/ан+ развивается кислотный метасоматоз, приводящий к образованию хлорит-серицитовых, а затем, после перехода Мд в подвижное состояние - серицитовых метасоматитов. Смена калиш-патовых метасоматитов серицитовыми характеризуется инверсией режима кислотности процесса, а также режима кремнезема (отложение кварца во внутренних зонах колонок сменяется его растворением).

При расширении состава системы за счет Ма к выделенным фациям добавляются хлорит-парагонитовая, хлорит-альбитовая, биотит-альбитовая. Из

них вторая соответствует описанным выше хлорит-альбитовым метасомати-там. Условия образования этой фации при небольшой глиноземистости хлорита отвечает повышенным значениям ама+/ак+ во флюиде относительно равновесных с вмещающими метапелитами и характеризует изменение набора вполне подвижных компонентов (Na вместо К).

Самостоятельной проблемой является выяснение условий образования аргиллизитов. Переход в поле устойчивости каолиновых минералов может осуществляться как при понижении Т, так и при повышении кислотности раствора. Для жильных безуглеродистых аргиллизитов приповерхностных зон характерны значительный разброс значений Тгом, низкие давления, развитие окислов и сульфатов. Это приводит к выводу о значительном повышении кислотности и окисленности среды в этих процессах. В отличие от них углеродистые аргиллизиты зон катаклаза характеризуются невысокими температурами, гомогенизацией включений в жидкую фазу, отсутствием признаков существенного окисления. Они могут, вероятно, рассматриваться как низкотемпературные фациальные аналоги углеродистых серицитовых метасоматитов.

Образование скарноидов рассматривается обычно как процесс базифика-ции, сопровождаемый отложением оснований - Са, Mg, Fe, - ранее выщелоченных из пород (Жданов и др., 1983, 1987). В.А.Жариковым (1987) отмечалось, что для базификации необходима инверсия кислотно-щелочных свойств флюида, однако ее механизмы изучены недостаточно. В активных термальных областях Солтон-Си, Лардерелло, Серро-Прието известны аналогичные по составу образования, развивающиеся по карбонатному цементу терригенных пород (Muffler, White, 1969; Cavaretta е.а., 1982; Bird е.а., 1984). Проведенные

расчеты показали, что появление диопсида, гроссуляра, волластонита при метаморфизме карбонатсодержащих пород без поступления Са извне возможно при Р<1 кбар, Т>500°С, т.е. в условиях контактовых ореолов малоглубинных интрузий. В расчетных парагенезисах присутствуют калиевый полевой шпат и избыточный кальцит. Все эти признаки нехарактерны для скарноидов, и необходимо обратиться к метасоматической модели.

Для выявления возможных соотношений между минеральными ассоциациями скарноидов и составом растворов нами предложен специальный вид физико-химических диаграмм - карта концентраций растворов (Кольцов, 1990). Ее анализ свидетельствует, что для образования скарноидов необходим щелочной Са-содержащий раствор с повышенными значениями аса++/а2н+ относительно вмещающих метапелитов. Как показало компьютерное моделирование колонки скарноидов, процесс начинается с разрушения К, содержащих фаз, а затем происходит последовательное замещение одних минералов другими, все более богатыми кальцием. Различия в минеральном составе скарноидов носят фациальный характер, поскольку связаны с влиянием растворов разного состава. Переход от одной фации к другой определяется реакциями гидролиза, факторами равновесия которых являются Т, Р, аса++/а2н+. Нижней границей поля скарноидов по щелочности можно считать реакцию образования актинолита, которая определяет переход к наименее щелочной фации - акгинолит-хлоритовой. По мере увеличения аса++/а2н+ происходит ее смена актинолит-клиноцоизитовой, диопсид-клиноцоизитовой и диопсид-гроссуляровой фациями. Верхней границей скарноидов по щелочности в кварцсодержащих породах является реакция образования волластонита.

Эта последовательность осуществляется в интервале 400-460°С. При более низких температурах возникают фации с пренитом и ломонтитом. При повышении температуры появляются фации с участием биотита и анортита. В целом для скарноидов изученного состава благоприятны Т=350°-500°С и Р не ниже 1 кбар. Наблюдаемая в Мурунтау вертикальная зональность скарноидов определяется в основном повышением температуры сверху вниз по разрезу.

Карбонатсодержащие парагенезисы имеют важное значение для определения режима СОг при метасоматозе. Они включают брейнерит в углеродистых серицитолитах и аргиллизитах, анкерит и брейнерит в карбонат-альбитовых метасоматитах, кальцит в хлорит-полевошпатовых метасоматитах. Равновесия реакций карбонатизации с их участием многочисленны (Зк1рреп, 1974; Перцев, 1977; Керрик, Гент, 1979; Шмулович, 1988), однако граничными для фаций рассматриваемых метасоматитов являются те из них, которые реализуются в насыщенной А!гОз и БЮг системе. Последнее выражается в присутствии кварца, мусковита, полевых шпатов. При этом условии в координатах Т-1Ъо2 для краевой безжелезистой системы выделяется четыре фации карбо-нзтсодержащих метасоматитов: брейнерит-анкеритовая, хлорит-анкеритовая, хлорит-кальцитовая, биотит-кальцитовая, сменяющие друг друга по мере повышения Т. Все они ограничены сверху по Хсог кривой гетерогенизации флюида. Верхним пределом по Т и нижним пределом по Хсог для всех этих фаций являются сближенные между собой равновесия реакций декарбонатизации, при которых хлорит и кальцит сменяются актинолитом, мусковит и кальцит -алюмосиликатами Са. В зависимости от Т это могут быть плагиоклаз, клино-цоизит, пренит, ломонтит.

Влияние переменной железистости карбонатов, проанализированное с учетом экспериментальных данных (Мартынов, 1988, 1990), приводит к увеличению разнообразия минеральных ассоциаций в области, соответствующей при Хсог =0,1 температурному интервалу 330-360°С. За ее пределами ассоциации карбонатов просты и мало зависят от железистости.

В целом с учетом данных о составе флюидных включений все выделенные фации карбонатсодержащих метасоматитов образуют единый ряд по режиму СОг. Он характеризуется поддержанием Хсог при разных Т на уровне не ниже 3-10 мол.%, что позволяет определить данную систему как открытую для СОг. Флюиды с соотношением НгО/СОг около 10 широко распространены в разных геологических обстановках (Шмулович, 1988). Того же порядка она и в газах из основных расплавов (Наумов и др., 1995). Проведенные в работе расчеты растворимости кальцита и доломита свидетельствуют, что вплоть до 700°С концентрация СОг в равновесии с этими минералами на 1-3 порядка ниже. Все это свидетельствует в пользу внешнего глубинного источника углекислот-ного флюида. В таких условиях Са, Мд, Ре связываются в форме карбонатов и оказываются инертными. При стабильном режиме СОг главным фактором смены карбонатных парагенезисов является температура. Иной тип режима СОг реализуется при образовании скарноидов. Пределы устойчивости ломон-тита, пренита, клиноцоизита, гроссуляра, волластонита (Хсог от 0,01 мол.% при 250° до 1 мол.% при 450°С) соответствует величинам концентрации СОг в равновесии с углеродистым веществом и кальцитом в закрытой системе. Карбонатообразование здесь может протекать за счет ресурсов углерода во

вмещающих терригенных породах. При этом Хсог оказывается зависимым от температуры параметром, а Са может приобретать подвижность.

Режим Нгв при метасоматозе проанализирован с использованием параге-незисов наиболее распространенных сульфидов - пирита, пирротина, арсе-нопирита, а также хлорита, биотита, карбонатов, углеродистого вещества. Процессы серицитизации характеризуются повышением ангэ во внутренних зонах колонок, в то время как при образовании биотит-калишпатовых метасо-матитов эта величина снижается. Хорошим индикатором ангэ и анг являются ассоциации арсенопирита с другими сульфидами. При увеличении ангэ он уступает место реальгару и аурипигменту, при ее уменьшении - леллингиту, при окислении системы - самородному мышьяку и арсенолиту. Растворимость арсенопирита в условиях процесса серицитизации при Т=300°С составляет около 10*2 М Аэ, что согласуется с данными анализа флюидных включений. На всех температурных уровнях выявляется буферирующая роль минеральных ассоциаций метасоматитов по отношению к НгЭ: при 400-450° - биотит+пир-ротин, при 300-350° - хлорит+пирит, ниже 300° - брейнерит+пирит. Концентрация НгЭ не превышала пЮ"2 М и по мере понижения Т уменьшалась до 10"3 М и ниже. Вместе с тем ненасыщенность флюида НгБ в осевых зонах высокотемпературных метасоматитов и пересыщенность его в осевых зонах низкотемпературных метасоматитов указывают на то, что в участках максимальной переработки пород мог реализовываться режим открытой для НгЭ системы при его концентрации около 10'2 М. Переход к инертному поведению НгЭ в основном объеме метасоматитов обусловлен как высокой буферной емкостью этих железосодержащих пород, так и небольшими абсолютными концентра-

циями H2S. Это отличает режим H2S от режима СОг, концентрация которого на несколько порядков выше.

Глава V. Термобароградиентные модели метасоматических процессов.

При фациальном анализе метасоматитов остаются неясными такие вопросы, как причины проявления определенных типов изменения пород, инверсии ряда параметров флюидного режима, сочетания в метасоматических формациях признаков, не связанных друг с другом в физико-химическом отношении (например, серицитизации, отложения углеродистого вещества, сульфидов, растворения кварца в серицитолитах).

Предлагаемая термобароградиентная модель метасоматических процессов в зонах разрывных нарушений включает такие элементы, как отношение флюид/порода Q, состав субстрата, т.е. породы (расплава), в которой формируется состав флюида, величина градиентов Т и Р при движении флюидного потока, внешний источник летучих компонентов, главным образом СОг- Флюид вне зон разломов находится в порододоминирующей системе в условиях равновесия с субстратом при Q около 1 (Файф и др., 1981; Thompson, Connolly, 1992). В зоне разлома при Q до 103-104 возникает открытая флюидодомини-рующая система, в которой валовый состав флюида сохраняется практически неизменным. Поскольку переход флюида из порового пространства в трещину и движение по зоне разлома связаны с изменениями Т и Р, то флюид оказывается неравновесным с вмещающими породами. Общий эффект неравновесности создается двумя механизмами: смещением флюидно-минеральных равновесий и смещением равновесий между компонентами флюида в гради-

ентном поле. В конкретных геологических условиях в зависимости от соотношения градиентов Р и Т могут реализоваться различные типы эволюции флюидного потока: с преобладанием эффектов декомпрессии, компрессии или охлаждения. Компьютерный расчет модели осуществлялся методом ступенчатого реактора (Коротаев и др., 1992). Метасоматическая колонка представлялась как последовательность ячеек реактора, в каждой из которых флюид из предыдущей ячейки реагировал с породой при заданном О. В ячейке с максимальным О формировалась минеральная ассоциация внутренней зоны колонки, а по мере ее убывания - ассоциации последующих зон.

Анализ поведения основных петрогенных и летучих компонентов в термо-бароградиентных процессах показал, что при декомпрессии степень насыщения флюида Б и С снижается, 31 и А1 - увеличивается, что благоприятствует растворению сульфидов и углеродистого вещества, отложению кварца и алюмосиликатов. Величины ак+/ань ама+/ан+, асз++/а2н+ возрастают, что обеспечивает возможность щелочного метасоматоза. При компрессии направленность всех процессов противоположная. При охлаждении возрастание кислотности сопряжено с увеличением насыщенности флюида Б, С, Б"! и А1. Конкретный тип метасоматоза (К, Ыа, Са) определяется соотношением активностей этих компонентов и зависит от состава субстрата и от притока СОг, который способствует переводу Са, Мд, Ре в инертное состояние. На основе выявленных закономерностей проведено моделирование образования конкретных типов метасоматитов. Основные особенности биотит-калишпатовых метасоматитов отвечают декомпрессионной модели при грани-тоидном составе субстрата и присутствии во флюиде не менее 1 М СОг

(рис.3, а). На рисунке справа показана жильная ассоциация, возникающая в трещине вследствие пересыщения флюида. Предположение о терригенном составе субстрата (метаморфогенно-гидротермапьная гипотеза) приводит к колонке натриевого профиля. Подобные колонки формируются и при субстрате более основного состава, чем гранодиорит. В условиях более низких Т в этих случаях образуются колонки хлорит-альбитовых и карбонат-альбитовых метасоматитов, подобные наблюдаемым на Амантайтау и Высоковольтном. Высокие значения dP/dT в вертикальном разрезе, а также высокие концентрации СОг предполагают глубинное размещение источника флюидного потока. С этим источником может быть связано и образование внутрирудных даек. Модельная колонка скарноидов получена в условиях декомпрессии при отсутствии притока СОг из внешнего источника (рис. 3, б). В качестве субстрата могут служить как терригенные вмещающие толщи, так и основные и карбо-натно-терригенные породы. Выбор одного из этих вариантов проведен с помощью изотопного анализа Sr скарноидов. Согласно этим данным (Кольцов, Костицын, 1995), скарноиды характеризуются начальным изотопным отношением (87Sr/86Sr)0 = 0,7135 - 0,7164, что свидетельствует о заимствовании вещества преимущественно из терригенных пород. Для ортоамфиболитов, гранитов и осадочных доломитов региона эта величина значительно ниже (0,708 и менее). Таким образом, как мобилизация Ca, так и пониженное содержание СОг обеспечивалось формированием состава флюида в пределах вмещающих пород, а декомпрессия явилась эффективным механизмом повышения щелочности флюида и проявления Са-метасоматоза.

Основные черты состава углеродистых серицитовых метасоматитов согла-

мае. %

Рис.3. Модельные колонки метасоматических изменений минерального состава метапелитов при переменном отношении флюид/порода (О).

а - декомпрессия от 3 до 2 кбар, Т=450°С, 1 М СОг, субстрат - адамеллит; б - декомпрессия от 5 до 3 кбар, Т=450°С, 0,17 М СОг, субстрат - метапелит; в -компрессия от 0,5 до 1 кбар, Т=300°С, 1 М СОг, субстрат - метапелит.

суются с компрессионной моделью их образования, в рамках которой обеспечивается процесс кислотного выщелачивания, растворение кварца, отложение углеродистого вещества и сульфидов (рис.3, в). Необходимым элементом, обусловливающим образование Ре-Мд карбонатов, является поступление СОг из внешнего источника. Для создания пересыщения флюида НгЭ при комп-

рессии достаточно наличия сульфидов во вмещающих породах, однако не исключается и поступление глубинной серы. Компрессионная модель согласуется с позицией углеродистых серицитолитов в зонах смятия и катаклаза, где реализуется движение флюидных потоков по механизму сейсмонасоса (McCaig, 1988). Вместе с тем неравномерное перемещение блоков пород, их отслаивание в таких зонах могут приводить к локальным перепадам давления, что обусловливает наблюдаемые явления переотложения кварца, чередование различных по насыщенности серой и углеродом участков.

Глава VI. Процессы переноса и отложения золота

в гидротермально-метасоматических системах.

Основой для анализа условий переноса и отложения Аи и закономерностей их связи с метасоматическими процессами являются данные о растворимости и формах переноса Аи в природных флюидах. Использовались термодинамические константы хлоридных и гидрокомплексов (Баранова и др., 1977, 1983; Зотов и др., 1990). Зависимости констант диссоциации гидросульфидных комплексов от Т и Р в форме уравнения Рыженко получены путем обработки экспериментальных данных (Shenberger, Barnes, 1989; Benning, Seward, 1995). Анализ зависимости растворимости Аи отТ, Р, ангэ, аа- показывает, что в условиях образования метасоматитов и руд преобладающей формой переноса является Au(HS)"2. Концентрация Аи во флюиде при 300°, 1 кб составляет 10'6 -10'7 М, при 450°, 3 кб 10~5-10'6 М, что согласуется с данными изучения флюидных включений. При окислении H2S происходит резкое уменьшение растворимости Аи на 2-3 порядка вследствие гидролиза Au(HS)"2. Этот механизм

наиболее вероятен для образования самородного золота в близповерхност-ных аргиллизитах (золото-серебряное оруденение).

Роль пробноети самородного золота как индикатора условий его образования рассмотрена на основе данных о термодинамических свойствах золото-серебряных сплавов (White е.а., 1957). Величина пробности золота в присутствии других минералов серебра зависит от Т, Р, анг. a^s, рН. Выделяются обстановки: высокотемпературная сероводородная с высокопробным золотом (700-800 ед. и выше); переходная к сульфатной с низкой (300-600 ед.) изменчивой пробностью; окислительная с почти чистым золотом. Первая характерна для золото-кварцевого оруденения, другие две - для низкотемпературного золото-серебряного оруденения зон окисления и аргиллизации.

Экспериментальное исследование образования золотосодержащих сульфидов проведено с целью выяснения условий концентрирования в сульфидах так называемого "невидимого" золота. Пирит и пирротин с различным содержанием Аи получены в ходе гидротермального синтеза (Т=200-600°С, Р=1 кбар) из РегОз и S в присутствии металлического Аи при переменной щелочности раствора. Максимальные концентрации Аи до 3,4-10"2 мас.% обнаружены в наиболее дисперсных продуктах, полученных в щелочных условиях, а минимальные (0,3-И,6Ю"4 мас.%) - в крупных хорошо оформленных кристаллах, синтезированных в концентрированных хлоридных растворах. Опыты показывают, что содержание Аи в пирите возрастает по мере роста пересыщения раствора относительно пирита. Помимо повышения рН, факторами этого роста могут являться увеличение ангэ, уменьшение аа- и анг- Эти же факторы приводят к повышению концентрации Аи в растворе. Такие соотношения согла-

суются с сорбционным механизмом захвата золота из раствора при росте кристаллов пирита. Анализ природных парагенезисов показывает, что главным фактором при образовании золотосодержащих сульфидов являлось относительное повышение ангэ. Вероятной моделью этого процесса представляется компрессионная, в рамках которой получает объяснение наблюдаемая локализация золото-сульфидного оруденения в зонах катаклаза, серицитиза-ции, отложения углеродистого вещества.

Поведение Аи в термобароградиентных процессах рассмотрено в двух вариантах флюидного режима: открытого (флюидодоминирующего) и закрытого (порододоминирующего). Расчеты показали, что в открытой системе положительная температурная зависимость растворимости Аи проявлена лишь до Т=150-170°С, выше она становится отрицательной, что связано со смещением поля комплексообразующего аниона НБ' в щелочную область. В закрытой системе положительная зависимость растворимости Аи от Т сохраняется до 300-350°С. В обоих случаях отчетливо выражена положительная барическая зависимость растворимости Аи, особенно при Т>300°С, что определяет возможность отложения Аи вследствие декомпрессии. Получает естественное объяснение приуроченность высокотемпературного самородного золота к кварцевым жилам и сопряженным с ними полевошпатовым метасоматитам, образование которых обеспечивается в рамках декомпрессионной модели (золото-кварцевое оруденение).

Содержание диссертации опубликовано в следующих работах:

1. Мейер В.А., Захаревич К.В., Ваганов П.А., Котов Н.В., Кольцов A.B. Пет-ролого-геохимические условия формирования золото-серебряного орудене-ния Центральных Кызылкумов // Петрология рудоносных метасоматитов. Фрунзе, 1980, с.128-129.

2. Кольцов A.B. Об условиях переноса и отложения Au и Ад в некоторых низкотемпературных гидротермальных процессах //Доклады АН СССР, 1981, 261, N 5, с. 1231-1234.

3. Кольцов А.Б. Термодинамический анализ условий образования низкотемпературных метасоматитов в черносланцевых толщах // Доклады АН ХСР, 1981, 261, N 6, с.1413-1417.

4. Котов Н.В., Кольцов A.B., Захаревич К.В., Донских A.B., Кузнецов В.П., Кольцова А.Г., Галибин В.А. Некоторые особенности термодинамического ре-кима формирования золоторудных метасоматитов в черносланцевых породах Западного Узбекистана//Вестн. ЛГУ, 1982, N 18, с.13-19.

5. Захаревич К.В., Кольцов А.Б., Котов Н.В., Мейер В.А., Ваганов П.А. Пет-юлогия и геохимия некоторых типов золото-сереброрудных метасоматитов в ерригенных породах Центральных Кызылкумов // Записки ВМО, 1982, 111, N I, с.39-52.

6. Захаревич К.В., Мухин П.А., Мамчур Г.П., Кольцов A.B., Голубчина М.Н. £>ормы углеродистого вещества на золото-серебряных месторождениях (по 1анным изотопного анализа углерода) // Минерал, и геохимия месторожд. цв. I благород. мет. Сред. Азии. Ташкент, 1983, с.109-118.

7. Каплунов Л.Д., Котов Н.В., Кольцов А.Б. Изучение термического разложения некоторых минералов и газово-жидких включений методом масс-спектрального термического анализа // Вестн. ЛГУ, 1983, N 18, с.87-90.

8. Кольцов А.Б. Условия накопления и разделения золота и серебра на низкотемпературных гидротермальных месторождениях // Динамич. и физ,-хим. модели магматогенных процессов. Новосибирск, 1983, с.49-57.

9. Кольцов А.Б. Фазовые соотношения и растворимость в системе Fe-As-S-H20 при температуре до 300°С // Вестн. ЛГУ, 1983, N 12, с.10-17.

10. Кольцов А.Б., Мамчур Г.П., Котов Н.В. Экспериментальное исследование поведения изотопов углерода при гидротермальной обработке угля // 10 Всес. симп. по стабильным изотопам в геохимии. Тез. докл. М., 1984, с.123.

11. Кольцов А.Б. Минеральные равновесия в присутствии флюида состава С-О-Н // Термодинамика в геологии. I Всес. симпозиум. Т.1. Черноголовка, 1985, с.131-132.

12. Кольцов А.Б. Пробность золота как индикатор термодинамических условий рудообразования // Там же, с. 151-152.

13. Ваганов П.А., Мейер В.А., Пивень П.И., Захаревич К.В., Кольцов А.Б. Многоэлементный нейтронно-активационный анализ в изучении генезиса и совершенствовании поисков золото-серебряного оруденения в черносланце-выхтолщах// Вестн. ЛГУ, 1985, N 1, с.37-43.

14. Кольцов А.Б., Котов Н.В. Термодинамическая модель формирования месторождений золота в терригенных толщах // Генетические модели эндогенных рудных формаций. Тез. докл. II Всес. совещания, Т.П. Новосибирск, 1985, с.142-143.

15. Кольцов А.Б., Котов Н.В., Нестеров А.Р. Закономерности формирования состава самородного золота в гидротермальных условиях // Доклады АН СССР, 1985, 283, N 5, с.1264-1268.

16. Баранова H.H., Кольцов А.Б. К вопросу о поведении золота в гидротермальном процессе в свете данных по изучению флюидных включений // Термобарометрия и геохимия рудообразующих флюидов. Тез. докл. VII Всес. совещания, ч.И. Львов, 1985, с.39-40.

17. Баранова H.H., Кольцов А.Б. Влияние рудных и летучих компонентов гидротермального раствора на процессы переноса и отложения золота // Геохимия, 1986, N 6, с.739-750.

18. Кольцов А.Б., Котов Н.В., Пивень П.И., Нестеров А.Р. Экспериментальное исследование условий синтеза золотосодержащих сульфидов железа при повышенных Р-Т параметрах // Вести. ЛГУ, 1986, N 7, с.34-41.

19. Кольцов А.Б., Котов Н.В., Кузьмин С.А. Преобразования сланцевого материала в присутствии золота, серебра и поведение некоторых элементов в гидротермальных условиях при повышенных Р-Т параметрах // Записки ВМО, 1986, 115, N 2, с.247-257.

20. Кольцов А.Б., Котельникова E.H. Литиевый тосудит: природный парагенезис, гидротермальный синтез, модель формирования // Тез. докл. X Всес. совещания по рентгенографии минерального сырья. Тбилиси, 1986, с.263.

21. Кольцов А.Б. Физико-химический анализ флюидного режима при образовании карбонатсодержащих парагенезисов // Тез. докл. XI Всес. совещания по экспериментальной минералогии. Черноголовка, 1986, с.90.

22. Koltsov А.В., Kotov N.V., Kuzmin S.A. Alteration of shaie in the presence of gold and silver: the behavior of some elements under hydrothermal conditions at elevated P and T // Int. Geol. Rev., 1986, 28, N 6, p. 670-679.

23. Захаревич K.B., Котов H.B., Ваганов П.А., Кольцов А.Б., Донских А.В. Золото-сереброрудные метасоматиты в черносланцевых толщах. Л., изд-во ЛГУ, 1987, 252 с.

24. Донских А.В., Захаревич К.В., Кольцов А.Б., Котов Н.В. Условия формирования метасоматитов с золото-сульфидным оруденением в черносланцевых толщах // Геохимические идеи В.И.Вернадского в наши дни. Л., 1987, с.101-118.

25. Baranova N.N., Koltsov А.В. The influence of metals and volatiles in hydrothermal solutions on gold transport and deposition based on fluid inclusion studies // Geochem. Int., 1987, N 6, p. 1-12.

26. Кольцов А.В., Котельникова E.H., Котов H.B., Франк-Каменецкий В.А. Условия образования и синтез Li-тосудита // Записки ВМО, 1988, 117, N 5, с.615-622.

27. Кольцов А.Б. Экспериментальное исследование взаимодействия углеродистого вещества с гидротермальным раствором // Инф. о новых эксперим. работах в области геохимии глубинных процессов. М., 1988, с.25.

28. Кольцов А.Б. Физико-химический анализ гидротермальных процессов с участием углерода // Термодинамика в геологии. Тез. докл. II Всес. симпозиума, т.1. Свердловск, 1988, с. 193-194.

29. Кольцов А.Б. Соотношения между солевым составом растворов и ми-еральными парагенезисами метасоматитов в системе K-Na-AI-Si-O-H-CI // естник ЛГУ, 1990, N 21, с.26-31.

30. Кольцов А.Б. Особенности флюидного режима гидротермальных сис-зм в углеродосодержащих толщах // Геохимия, 1990, N 3, с.336-345.

31. Котов Н.В., Кольцов А.Б. Вертикальная метасоматическая зональность а золоторудном месторождении Мурунтау (по данным глубокого бурения) // естник ЛГУ, 1991, N 14, с.23-32.

32. Баранова Н.Н., Козеренко С.В., Кольцов А.Б., Миронова О.Ф., Дарьина Г., Волощик И.Н. О формировании состава азот- и углеродсодержащих люидных включений на золоторудных месторождениях // Термобарогеохи-ия геологических процессов. Тез. докл. VIII совещ. по термобарогеохимии. ., 1992, с. 103.

33. Кольцов А.Б.. Условия образования слюд и хлоритов переменного со-гава в метасоматических процессах// Геохимия, 1992, N 6, с.846-857.

34. Koltsov А.В. Coexisting micas and chlorites as indicators of alkalinity of ineral-forming processes // Abstr. II Int. Symp. "Thermody-namics of Natural ocesses". Novosibirsk, 1992, p. 106.

35. Кольцов А.Б. Моделирование процесса формирования скарноидов и их ациальное расчленение //Записки ВМО, 1993, 122, N 2, с.123-134.

36. Котов Н.В., Кольцов А.Б. Некоторые проблемы моделирования эндо-нных золоторудных метасоматических систем в зонах глубинных разломов Вестник СПбГУ, 1994, N 7, с.30-41.

37. Кольцов А.Б., Каплунов Л.Д., Кириллов A.C., Котов Н.В. Реликтовые флюидные среды в жильных кварцах золоторудного месторождения Мурунтау // Вестник СПбГУ, 1994, N 28, с.20-27.

38. Кольцов А.Б., Костицын Ю.А. Изотопно-термодинамическая модель образования скарноидов Мурунтау // Геохимия, 1995, N 4, с.512-523.

39. Поршняков Г.С., Котов Н.В., Кольцов А.Б., Ваганов П.А., Захаревич К.В., Зубцов С.Е., Донских A.B., Нестеров А.Р., Порицкая Л.Г. Геологическая позиция и петролого-геохимические особенности золоторудных метасомати-тов в черносланцевых толщах. СПб., изд-во СПбГУ, 1995, 295 с.

40. Кольцов А.Б. Компрессионная модель формирования углеродистых серицитовых метасоматитов золоторудных месторождений // Записки ВМО, 1995, 124, N 2, с.1-11.

41. Кольцов А.Б. Термобароградиентные модели метасоматических процессов в зонах разломов // Тез. докл. XIII Росс, совещания по экспериментальной минералогии. Черноголовка, 1995, с.148.

42. Koltsov A.B. Temperature and pressure gradient models for metasomatism in the fault zones // Experim. Geosci., 1995, 4, N 4, p. 32-33.