Парагенетический анализ минеральных ассоциаций в рудах гидротермальных месторождений цветных и благородных металлов

Бортников, Николай Стефанович

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Парагенетический анализ минеральных ассоциаций в рудах гидротермальных месторождений цветных и благородных металлов
ВАК РФ 04.00.11, Геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений, металлогения

Автореферат диссертации по теме "Парагенетический анализ минеральных ассоциаций в рудах гидротермальных месторождений цветных и благородных металлов"

г РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

О \ V Институт геологии рудных месторождений,

кО петрографии, минералогии и геохимии

(ИГЕМ)

УДК 553 441 (751.Й) На правах рукописи

БОРТНИКОВ НИКОЛАЙ СТЕФАНОВИЧ

ПАРАГЕНЕТИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ МИНЕРАЛЬНЫХ АССОЦИАЦИЙ В РУДАХ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ ЦВЕТНЫХ И БЛАГОРОДНЫХ МЕТАЛЛОВ

04.00.11 - "Геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений; металлогения"

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктор» геолого-мниерапогических наук

Москва 1<Ю5

Работа выполнена в Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии Наук (ИГЕМ РАН)

Официальные оппоненты: академик Д.В.Руидквист член-корреспондент РАН Н.И.Еремин

доктор геолого-минералогических наук, профессор В.И.Рехарский

Ведущая организация: '

Московская Государственная Геологоразведочная Академия

Зашита состоится^Уг?и 1995 года в 15го часов на заседании /

Специализированного ученого совета Д.002.88.01. при Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии Наук (ИГЕМ РАН).

Отзывы на автореферат в 2-х экземплярах, заверенные печатью учреждения, просим направлять по адресу: 109017 Москва, Ж-17, Старомонетный переулок, 35, Специализированный совет Д.002.88.01., Ученому секретарю.

С1 кхертацией можно ознакомится в Отделении геологической литерагуры БЕН РАН, Москва, Старомонетный переулок, 35.

Автореферат разослан ¡/.У А у, ~«хЛ995 года

Ученый секретарь специализированного совета,

кандидат геолого-минералогических наук ' "'

"Д.1.Ч человеческого ума недоступна совокупность причин явлений. Но потребность отыскать причини вложена в душу человека. И человеческий ум, не шикнувши в бесчисленность И сложность условий явлений, из которых каждое оиельно может представляться причиною, хватается за первое самое понятное сближение и говорит: вот причина".

Л.Н.Толстой, Война и мир.

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследований. Разработка теории рудообразования являйся актуальной проблемой в учении о рудных месторождениях. Как и несколько десятилетий назад основные дискуссии ведутся по следующим направлениям: (I) природа и происхождение минерал ообразуюшего флюида; (2) способы переноса рудообразуюших компонентов гидротермальными растворами; (3) причины, механизмы и условия отложения минералов из флюида. Основные успехи последних лет связаны с интенсивным внедрением в геологические исследования достижений в области изучения флюидных включений, изотопной геохимии, термодинамического И экспериментального моделирования. Однако особенность процессов минере юобраэованин состоит в том, что они подставляют собой физико-химические процессы, протекающие в земной коре в определенной исторической последовательности. Поэтому для правильного их понимания требуется использование такого подхода, который позволил бы определить эволюцию отложения минералов и выяснить механизмы, причины и параметры, при которых происходило отЛожение минералов; Таким метолом является парагенетический анализ минеральных ассоциаций, который включает решение двух задач:

1) расшифровку возрастных соотношений минеральных агрегатов и закономерностей изменения минерального состава при отложении руд путем изучения их вещественного состава и текстурно-структурных особенное! ей;

2) выявление зависимостей химического состава минералов, соотношения стабильных изотопов в них и минеральных ассоциаций от физико-химических параметров и поведения различных компонентов в мииералообразующем процессе.

Исследованию факторов и механизмов, конгролируюших сосгам мннеран.-иых ассоциаций, распределение элементов-примесей, фракционирование стабильных изотопов и приполиших к образованию различных тексгур и сфумур

рул посвяшено много работ (Ьетсхтин и др., 1958; 1964; Коржинский, 1973; Жариков, 1976; Рртиквисг. 1968; Генкин и др., 1984; Гриненко, Гриненко, I968; Еремин, 1983; Barton, 1991; Darton, Skinner,1979; Scott, 1976; Craig, Vaughan, 1981; Olimoto, 1986; Toulniin ct al., 1991).

Тем не менее, происхождение многих структур срастания до сих пор является предметом дискуссии, что в ряде случаев делает крайне трудной задачей реконструкцию истории отложения руд и выделение в них парагенетических минеральных ассоциации (Крейг, Borau, 1983; Barton, 1991; Boitnikov et al., 1992). В петрологии чрезвычайно плодотворным для оценки условий образования горных пород охазалось использование метода фазового соответствия, в основе которого лежит изучение закономерностей распределения изоморфных компонентов между сосуществующими минералами (Перчук, 1970; Перчук, Рябчиков, 1976 и др.). Если породообразующие минералы в этом отношении исследованы достаточно хорошо, то данные о составе сосуществующих сульфидов пока фрагментарны и недостаточны. Неоднократно отмсчалась сложность применения сосуществующих пар сульфидов для целей геотермометрии и барометрии (например, Toulmin et at., 1991). Использование для расшифровки физико-химических условий отложлшя руд экспериментальных и термодинамических данных во многих случаях не дает ожидаемых результатов (Бартон, Скиниер, 1982). Это связывается с недостаточной надежностью критериев выделения равновесных и неравновесных минеральных ассоциации (Генкин и др., 1984; Бортников, Генкин, ¡987) или недостижением равновесия при отложении минералов или его нарушением при последующих процессах (Ohmoto, 1986; Toulniin et al., 1991). Подчеркивалась недостаточность текстурно-структурных критериев при I i,»делении равновесных ассоциаций минералов. В последние годы наметилась тенденция к реконструкциям условий образования месторождений главным образом на основании результатов изучения только флюидных включений или изотопных данных, хотя многими исследователями подчеркивалось, что это |о,1жно проводиться при сочетании микроскопических наблюдений с деталь-пмми исследованиями химического состава сосуществующих минералов и интер-'ц'.чпчнм наблюдаемых текстурно-структурных соотношений на основе экспе-■ мM ',.irtibiii,!x данных о стабильных фазовых соотношениях рудных минералов. :<п»1 м'релслясгся актуальность тех вопросоп, которые рассматриваются нами в I'.t'i 'лг .loiofi работе.

Цель н задачи исследования. Основная цель проводившегося исследования — реконструкции условий минералообразования п гидротермальных месторождениях цветных и благородных металлов на основе анализа результатов изучения текстур и структур руд и минеральных парагенезисов, химического состава минералов, соотношения а них изотопов.

Дли достижения поставленной пели автор предпринял попытку изучить и проанализировать наиболее типичные структуры срастания и минеральные ассоциации с участием обычных рудообразукицих минералов в большом числе месторождений различных генетических типов (от фейзеновых до стратиформных) и возраста (от докембрийских золоторудных и колчеданных месторождений в зеле-нокаменных поясах до современных сульфидных руд, образующихся на дне Мирового Океана). Кроме того, автор провел детальный анализ последовательности формировании минеральных ассоциаций, химического состава, соотношения стабильных изотопов и флюидных включений в минералах в типичных месторождениях некоторых генетических типов: мезотермальных золоторудных, эпн-термальных цветных и благородных металлов, современных сульфидных постройках. При изучении природных объектов главное внимание было уделено анализу равновесия в реальных минералообразуюшнч системах. Для выяснения условий образования минеральных ассоциации автор также провел экспериментальное изучение фазовых соотношений некоторых сульфидных систем и термодинамический анализ минеральных равновесий.

При проведении исследований решались следующие задачи:

1) выяснялось происхождение структур срастания, включающих основные рудообразуюшие минералы, и особенности поведения химических элементов при формировании этих структур;

2) изучались особенности изменения химического состава, распределения элементов-примесей и фракционировании стабильных изотопов между сосуществующими минералами и различных минеральных ассоциации* разных типов месторождений цветных и благородных металлов;

3) сопоставлялись ретулылты определении физико-химических параметров, главным образом, температуры, полученных при помощи различных минеральных термометров, и результаты изучения температур гомогенизации флюидных включений;

4) проводило! термодинамический анализ минеральных равновесий В гидротермальных месторождениях цветных и благородных металлов;

5) экспериментально изучались фазовые соотношения В сульфииныч системах, разрабатывались генетические модели конкрешнх гинрои-рмаиьных месторождении цветных и блаюродных металлом;

6) анализировались проблемы, связанные с приложением чкснеримешаль-ных данных к ргичьным минеральным системам.

Новизна и научная значимость диссертации состоит в решении крупно! научной задачи — реконструкции условий образования гидротермальных ру; цветных и благородных металлов о условиях малых и больших глубин и на д» современного океана на основе изучения минеральных парагенезисов и анализ; природных минеральных равновесий.

На основании проведенных исследований предложена новая интернретаци условий и механизмов образования структур срастаний минералов, считавшихся ранее классическими показателями распада высокотемпературных минеральны твердых растворов. 1С числу таких образований относятся мельчайшие включенм халькопирита в сфалерите, "звездочки" сфалерита в халькопирите, решетчатые I мнрмекитовые структуры срастания сульфидов и сульфосолей. Показано, что и образование может происходить в результате разных процессов. Выявлено разли чие в повелении металлов при формировании одних и тех же структур срастани! Изменение температуры, не может рассматриваться как главная причина образо вання этих структур, как это считалось ранее; в большинстве случаев их возник новение в гидротермальных рудах обусловлено процессами замещения при измс нении активностей рудообразуюших компонентов и сокристаллизации из мине ралообразующих растворов.

При изучении химическою состава и распределения элементов-примесс между сосуществующими сульфидами (арсенопирита в ассоциации с сульфидам железа и сфалеритом, сташшна и сфалерита, галенита и сфалерита, самороднсн золота, блеклых руд и др.) выявлена взаимосвязь их с составом минералы» ассоциации. Обоснована достоверность арсенопиритового, кадмиевого галени сфалеритового и станнин-сфалеритового геотермометров в области высок) температур (>250°С). Составы сосуществующих сфалерита и арсенопирита и ра! пределение марганца между галенитом и сфалеритом не рекомендованы к и пользованию как геотермомстры. В большом числе образцов установлено несоо ветствие температур, рассчитанных на основании экспериментальных и теорет ческих уравнений фракционирования изотопов серы между сосуществуют^ сульфидами, с температурами гомогенизации флюидных включений.

Впервые были получены сведения об устойчивости и фазовых соотношени ряда сульфидных минералов.

Предложены оригинальные генетические модели образования эпитермал пых месторождении Си-ВьА^-РЬ в Алрасманском районе и мезотермам,к месторождений золога Чармитан, Нежданннское, Дел ига и современных су/ филнмх рул в задуговых бассейнах Тихого океана Манус м Лау.

Практическая значимость работы определяется следующим;

- получены сведения о формах нахождения полезных компонентов (золою, :еребро, висмут) и срастаниях промышленных минералов в ряде гилротермаль-1ых месторождений цветных п благородных металлов;

- выявлены поля устойчивости и условия синтеза минералов, имеющих 1рименснис о различных областях техники;

- предложены генетические модели месторождений, которые могут нсполь-юваться при разработке их критериев прогноза и оценки.

Достоверность научных положений работы определяется соотнесением ре ]ультатов полевых и микроскопических наблюдений с данными экспериментальных и теоретических исследований, применением комплекса методов, с привлечением наиболее точных и современных из них: рентгеноспектралшого, электронно-микроскопическою, млсс-спектромегрического, термобарогеохимнческо-го, нонно-масс-спектрометрического, протонного анализов, экспериментальною изучения фазовых соотношении и термодинамических расчетов.

Исходные материалы н личный вклад автора. В основу диссертационной работы положены материмы, полученные автором в результате двадцатилетних полевых и лабораторных исследований при разработке плановых тем в Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН: "Разработка теоретических основ гиломорфизма минералов" (1976-1983), "Мине-ралого-геохимические, текстурные особенности рул гидротермальных месторождений цветных и благородных металлов и условия их образования" (1983-1985), "Минеральные парагенетические ассоциации в гидротермальных рудах цветных и благородных металлов" (1986-1990), "Закономерности формирования минеральных парагенезисов в эндогенных процессах" (1991-1994), "Происхождение текстур и сгруктур н парагенетических ассоциаций минералов в рудах цветных и благородных месторождений" (1994-1995). Некоторые исследования проводились в рамках Государственных научно-технических программ: по проектам "Рудоге-неэ" ГНТП "Комплексное исследование океана и морей, Арктики и Антарктики" и "Золото" ГНТМ "Ресурсосберегающие технологии...".

Исследования, материалы которых включены в диссертацию, выполнены частью лично анюром, частью в соавторстве. Автором сформулированы задачи, р;ираОюгаиы подходы, собран и проанализирован фактический материал, обобщены ре»улы;иы. Сделанные выводы поЛноаьв» щниг.шмежл! ;««ору и он один

<НКН'1№ННОС|1> м них.

Апробация работы. Основные положения диссертации докладывалнс различных международных и российских совещаниях. Среди них сессии Ме народного Геологического конгресса (1979, 1984), Международной минера/ ческой ассоциации ,(1978, 1982, 1994), Международной ассоциации по ген< рудных месторождений (1982, 1990), съезде Международного общества по ге гин рудных месторождений (1991, 1993), Международной геохимической ко ренции (1994), Международном симпозиуме по тектонике плит (1991), па В< юзных совещаниях по моделям рудных формаций (1986, 1990), Годичной се Всероссийского минералогического общества (1994), сессиях Австрийского логического общества (1992, 1993).

Публикации. По теме диссертации опубликовано 80 статей и 25 тез докладов.

Благодарности. Автор искренне признателен член-корреспонденту И.Я.Некрасову и канд. гсол.-мнн. наук А.Д.Генкину, оказавших огромное в пне на выбор направлении исследований и многолетнюю поддержку благодарен член-корреспонденту РАН Ю.Г.Сафонову за помощь при изуч< медно-внемутовых и золоторудных месторождений и плодотворные дискусси их гене псе. Автор благодарен академику В.А.Жарикову, привившего' на! физико-хнмическсго анализа ларагенсзисов минералов в период моего обут в аспирантуре ИЭМ РАН. Первые шаги в научных исследованиях автор сл под руководством Р.М.Константинова. Память о нем — замечательном зна рудных месторождений - навсегда сохранилась в моем сердце.

Исследования проводились в тесном сотрудничестве с коллегами по лаб тории минераграфии проф. Т.Н.Шадлун, В.В.Дистлером, к.г.-м.н. М.Г.До польской, ТЛ.Евстигнеевой, В.А.Коваленкером, О.Н.Заозериной и Н.В.Разд ной. Я благодарен всем коллегам за помощь, плодотворное обсуждение и от пенный обмен мнениями. Очень плодотворным было мое научное сотру, честно с коллегами из ИЭМ РАН В.И.Сорокиным, Н.С.Горбачевым, Е.Г.С чнм, Т.Н.Докиной. Отдельные разделы выполнялись вместе с акад. А.П сипмнмм, д. г.-м. наук ПН.Гашишным, И.В.Чернышевым, Н.Н.Мозго Н.Л.Озеровой, к. г.-м. наук Ю.С.Бородаепым, Д.Т.Федоровым, Г.В.Морлле! И.Н.Нпкеитьепым, К.Г.Муравьевым, Л.Г.Крапивой, А.В.Борисенко, Г.Н.1 ловоп. Х.Л.Крамером (Куба), проф. В.Брескопской (Болгария), и

A.Мукерджн (Индия), др. К.Басу-Саньял и Мишра (Индия), И.Моело (Фрак цни). Изучение флюидных включении проводилось совместно с В.Б.Наумовым,

B.В.Шапенко н В.Ю.Прокофьевым.

Ббльшая часть аналитических исследований выполнена в ИГЕМ РАН. Ана лизы проводились В.С.Маловым, Т.И.Головановой, Г.Н.Муравицкой, И.П.Лапу тиной, Н.В.Троневой, А.И.Цепиным, Л.ПНосиком, А.А.Агаповой, Н В.Трубки-ным, О.В.Кузьминой, Е.А.Кориной, Г.Е.Калинчук. Я признателен им за кропотливую и тщательную работу. Часть аналитических исследований была проведена в Московском Государственном Университет«, Институте геологии ЯФ РАН, Инстигуге геологии и геофизики СО РАН, Центре по синтезу минералов (Орлеан, Франция), Зальцбургском университете (Австрия) и Университете Западного Онтарио (Лондон, Канада).

Оглельные аспекты проводившихся исследований обсуждались с акадсмн ком А. 11 .Лисииыным, проф. Ю.А.Боглановым, проф. ССкогтом (Канала), проф. Г.Р.Колонинмм, проф. В.Лааром (Австрия), проф. В.Туффаром (ФРГ), приф. А.Муке| (жн (Индия), проф. Дж.Крсйгом (США), проф. Х.Барнсом (США), проф. Л.Кабри (Канада), лроф. И.В.Чернышевым, проф. А.Ю.Лейн, проф. Л.И.Горшковым, д-ром П.Ветке (США), проф. Т.Сьюардом (Швейцария), лр. М.Клтшию (Фракция), др. С.Коджнма (Япония), npoiji, К.Амшгуием (ФРГ). Я признателен им за конструктивные советы. Особую благодарность я бы хотел выразить др. Г1.Бартоку-мл. за интерес и острую, но исключительно доброжелательную критику некоторых моих представлений, что заставило меня искать дополншельную аргументацию моих выводов.

Я признателен рудничным геологам, кто помогал мне в сборе коллекций дли исследований на месторождениях Средней Азии, Приморья, Забайкалья, Урала, Якутии. Пользуясь случаем я благодарю Министерство науки РФ за финансовую поддержку исследований в 1991-94 г. Финансовая поддержка была октана пи тру Зальибургским Университетом (Австрия). Я благодарен за это ироф. В.Паару и Г.Амтауэру (Австрия).

0|ромнум помощь н окончательной подготовке рукописи была оказана мне Н Н.Ра то шной, Г.1!.Мор.тлеимм, Я.И Микляепым.

Трудно 1К'|1сопс11И1ь долготерпение и адбогу моей жены н период написании jroii работ.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ И ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

Обзор современного состояния проблемы лара генетического анализа и критика существующих представлений составляет основное содержание первой главы. Во второй главе изложены результаты изучения структур срастания, возникших при преобразовании ранее отложившихся минералов или их замещении. Проанализировано поведение рудных компонентов прн явлениях преобразования и замещения и обсуждается происхождение этих структур. Третья глава посвящена в основном проблемам минералогических термометров. На основании анализа распределения металлов и фракционирования изотопов серы между сосуществующими сульфидами и результатов изучения температур гомогенизации флгоид-ньгх включений в минералах обсуждается достоверность галенит-сфалеритового, станнин-сфал ритового, арсенопиритового и арсенопирит-сфалеритового геотер-момегров. В этой же главе рассматриваются факторы, контролирующие особенности химизма сфалерита и блеклых руд в разных ассоциациях и тинах месторождений.

В четвертой главе излагаются результаты изучения минеральных парагене-зисов, особенностей химического состава, соотношения стабильных изотопов н флюидных включений в минералах из месторождений Нежданинское, Чармитан И Делнта. На основании этих данных и термодинамических расчетов обсуждаются условия и механизмы отложения минералов, природа и происхождение мин-ралообразуюшего флюида.

В пятой главе представлены сведения о последовательности отложения минералов, особенностях фракционирования в них стабильных изотопов, о флюидных включениях в минералах из эпитермальных Си-Ш-Аё-РЬ месторождениях Адрасманского рудного района. Они положены в основу развиваемой гипотезы происхождения этих месторождений.

Шестая глава содержит данные о минеральном составе, химическом составе минералов, соотношении стабильных и радиогенных изотопов п них, текстурах и структурах руд сульфидных построек из задуговья бассейнов Манус и Лау в Тихом Океане. В ней обсуждаются последовательность и условия отложения минералов, механизм формирования построек. Рассматриваются причины различий в минеральном составе разных построек, источники металлов.

П заключении обсуждаются проблемы' Парагенсточеского анализа и минеральных равновесий в рудных месторождениям.

На 'основании проведенных исследований и изложенных в диссертационной работе и публикациях данных автором выдвинуты три защищаемых положения, формулировка и аргументация которых приводится ниже.

Положение 1.

Одинаковые структуры срастания рудных минералов могут образовнваться а результате различных процессов и химических реакций. Структуры срастания сульфидов, рассматривавшиеся ранее в качестве классических примеров распада высокотемпературных минеральных твердых растворов (элтьсиевидиая вкра/иешюсть, яамеяли халькопирита в сфалерите, решетчатые структуры сулыридоа меди и железа, сульфосолей, звездочки сфалерита в халькопирите) возникают как при процессах сокристаллизации из гидротермальных растворов, так и в ходе процессов избирательного замещения. Появление этих структур срастания обусловлено изменениями активностей рудообразующих компонентов и не может расаш/гриватьсн как следствие тмько термических преобразований. Образование этих структур при охлаждении установлено лишь в отдельных высокотемпературных месторождениях.

Этот вывод основан на личных результатах изучения структур срастания минералов. Для. подтверждения приштекались литературные данные, анализировались собственные и опубликованные экспериментальные исследования.

Халькопиритовые включения в сфалерите. Мелкие халькопиритоиые включения в сфалерите широко развиты во многих гидротермальных месторождениях. В подавляющем большинстве случаев появление халькопирита рассматривалось как результат распада твердого раствор,- при снижении температуры (Бетехтнн и др., 1958; Рамдор, 1964; Исаенко, 1975). Лвт тром эти структуры были изучены в рудах сшшцово-цннковых (Первый Советский рудник, Верхний рудник, Чернинское, Шарчакмак, Джимидон), олово-полиметаллических (Кир-тишо), золото-полиметаллических (Дзрасунское, Среднеголгогайское), медно-цннковых (Яман-Касы, Хукаро) месторождений и современных сульфидных построек на дне океана. Включения халькопирита в сфалерите многообразны по размерам, формам и типам распределения (Вой! ¡коу е! а!., 1991; Бортников и др., 1993). Наиболее распространены включения округлой, линзовидной, каплевидной формы. Иногда включения идиоморфиые, в виде ламеллеи, скелетной формы.

В рудах исследованных месторождений в сфалеритах наблюдаются различные типы распределения включений халькопирита. Часть их может быть отнесена к закономерным с зональным расположением включений в кристаллических зернах сфалерита (Первый Советский рудник, Дарасун). О ;ень часто включения халькопирита распределяются в сфалерите без видимой закономерности, при этом наряду с участками сфалерита с равномерным насыщением включениями встречаются участки, не содержащие включений (месторождения Верхний рудник, Чернинское, Дарасун, Шарчакмак). Реже наблюдается расположение включений в тесной связи с прожилками халькопирита и блеклой руды и трещинками и сфалерите (месторождения Киргишо, Среднеюлготанское). В рудах ряца

месторождений развиты несколько из перечисленных типов расположен! включений в сфалерите (месторождения Верхний Рудник, Дарасун, Джимидон).

В колломорфных и почковидных выделениях сфалерита, часто обладают! признаками концентрически-зонального строения, халькопиритовые включен! образуют полоски-цепочки зерен, распределяющиеся по зонам роста, подчерк! вал внутреннее строение почек или дендритовых выделений (месторождеш Яман-Касы, сульфидные постройки Мануса и Лау) и волосовидные паутиновн ные прожилки халькопирита, секущие почки сфалерита.

Особенности распределения включений, их морфологию и размеры труд! объяснить с позиций теории кристаллизации фаз в процессе распада тверд! растворов (Nabbano, 1940; Brett, 1964). Наблюдаемые различия в количест включен,(й ххлькопирита, сосуществование участков с обильными мельчайшш вглючениями и участков, не содержащих халькопирит, не могут быть обусло лены особенностями процесса кристаллизации халькопирита при распаде выс котемпературного медьсодержащего сфалерита. В этом случае "очищение" сфал рита должно приводить к укрупнению включений халькопирита путем "сращ вашл" мелких включений и образованию аллотрнаморфнозернистых структ) Причиной изменения в морфологии халькопиритовых включений мог бы бы переход от когерентного к некогерентному распаду (Brett, 1964). В этом случ должна наблюдаться взаимосвязь между морфологией, размером и плотносп включений вновь кристаллизующегося халькопирита. Однако таких взаим отношений в изученных образцах не наблюдалось.

Гипотеза об образовании халькопиритовых включений в указанных мест рождениях в результате распада твердого раствора не подтверждается также результатами экспериментального изучения системы Cu-Fe-Zn-S (Wiggins, Cra 1980; Kojima, Sugaki, 1985). Они показали, что растворимость меди в сфалери при 200-400°С, при которых произошло образование этих минералов в под: ляюшем большинстве изученных месторождений (Bortnikov et а!., 1992; 19! Шадлун и др., 1992, Бортиков и др., 1993), ничтожно мала и не может об< печнть то колнчетво включений халькопирита, которое обычно присутствует сфалерите.

Механизмы и особенности химических процессов, приводящих к возни новению халькопиритовых включений в сфалерите проясняются -результата! изучения железистости сфалерита в этих срастаниях. Включения халькопир» присутствуют в сфалерите с различным содержанием железа — как в маложе! шетых (содержание Fe от 0,5 до 2 мае. %), так и железистых разностях (соД( жание Fe свыше 14 мае. %), причем не установлено предпочтительной Лриу] ченносги хплькопирпговых включений к маложелезистому сфалериту, ни ук! чеиия их количества. Выявлены различия в изменении железистости сфалер!

при образовании в нем халькопиритовых включений. Наблюдалось уменьшение его железистости, неизменность и увеличение. Последние два явления к.огут служить химическим критерием, доказывающим несостоятельность гипотезы распада твердого раствора: в этом случае сфалерит должен "очищаться" от железа. Эти данные также не подтверждают вывод о том, чте образование халькопирита происходит главным образом за счет взаимодействия содержащегося в нем FeS с медьсодержащими растворами (Barton, Uctlike, 1987). Возникновение включений халькопирита в сфалерите в большинстве случаев было обусловлено замещением сфалерита под воздействием растворов, несущих не только медь, но и железо.

Предложены различные схемы замещения сфалерьга халькопиритом. Образование вместо железистого сфалерита ассоциации халькопирит + маложелезистый сфалерит можно представить в виде химической реакции:

ZnoeoFeotoS + O.lOCu* + О.ЮН* - O.eZnosFeo .S + 0.")CuFeS2 + 0.107n" + Q.05H». Ц)

Селективное растворение части сфалерита объясняет неизменность состава сфалерита при замещении его халькопиритом. Последующее отложение халькопирита происходит за счет привноса железа и меди, в соответствии с реакцией:

2Znoi95Feoi(is + 0.90Fe+í + Cu+ + Н* -» CuFeS2 + l,9Z«|2+ + 0.50Иг. (2)

или привноса части железа и меди раствором:

Zno,8Feo,2S + 0,8FeJ+ + Cu4 + HS ~ -> CuFeS2 + 0,8Zn2+ + 0,SH2. (3)

Замещение сфалерита халькопиритом, в результате чего возникли поздние маложелезистые генерации, обусловлено реакцией:'

2(Zna,«Feo,|)S + O.ICu* + 2Н1Г 0.54(Zn0eFeoí)S + O.lCuFeS» + 1.4Zn*'+ 1.3H,S ,(4)

в соответствии с которой образование этих структур произошло вследствие освобождения FeS из сфалерита и его взаимодействия с медьсодержащими растворами. Таким образом, автор приходит к выводу, что включения халькопирита в изученных месторождениях возникли не в результате распада твердых растворов, Их образование происходило при одновременной кристаллизации сфалерита и халькопирита вследствие пересыщения флюида в отношении этих сульфидов и при замещении раннего сфалерита халькопиритом и сфалеритом другого состава. Роль процесса замещении в формировании этих структур в природе значительнее, чем полапиюсь ранее П.Рлмдором (Raindohr, 1980) и лру|ими исследователями, но, вероятно, менее существенна, чем считают II.Картон н Ф Rene (Bailón ai id Beilike, 1987). Механизм образования этих структур вкпючшм не юшки inri-

нмоденствие освободившегося из сфалерита железа с медьсодержащими раствс рами (Barton, Bcthke, 19S7), 110 и дополнительный привнес железа. Образован« хальк пиритовых включений в сфалерите путем замещения и сокристаллизацн было подтверждено экспериментально (Eldridge ct al., 1989; Bente, Doering, 199; Kojima, I990>. Однако, автор не отрицает, что в некоторых высокотемпературны месторождениях включения халькопирита п сфалерите возникли при охлаждени руд, как это было показано для ряда скарновых месторождений (Shimizu,1990) метаморфизованных колчеданных месторождений (Toulinin et al., 1991 Бортников, не опубл.).

"Звездочки" сфалерита в халькопирите. Эти образования обычно рассмат ривалио» как результат распада высокотемпературного твердого раствора npi охлаждении руд (Бетехтнн и др., 1958; Rnmdolir, 1980; Sugaki et а!., 1987). Прове денные в последние годы исследования позволили высказать иную гипотезу < возникновении скелетных кристаллов и звездочек сфалерита (Бортников, Ген кип, 1990; Marignac, 1989; Bonev, 1994).

Автором это структуры изучались в рудах Депутатского сульфндно-кассн геритового, Турьинского скарнового медного, Николаевского свинцопо-ципко вого в скарнах и Дар^гунского золото-полиметаллического месторождений. Был| установлены три типа включений сфалерита различной формы. В Депутатское месторождении скелетные кристаллы сфалерита обладают формой "песочны часов". В образцах из Гурьннского и Николаевского месторождений наблюдалис трехлучевые простые и усложненные звездочки. Крестообразные скелетные виде ления сфалерита обнаружены в Дарасунском и Николаевском месторождения* Выявлено неравномерное распределение скелетных выделений сфалерита i халькопирите: наряду с участками, несодержащими таких включений, наблюда лись участки халькопирита с большим количеством включений сфалерита. Н обнаружено предпочтительное концентрирование "звездочек" сфалерита по гра ницам зерен и двойниковым швам халькопнр>гга. Такие картины не согласуйте: со структурами, возникающими при распаде твердых растворов, когда выделяю щнеся фазы в минерале-хозяине закономерно распределяются в трехмерном про -!ранстпе и равномерно по площади минерала-хозяина (Brett, 1964). Обнаружен! также отсутствие взаимосвязи между плотностью и морфологией "звездочек" сфа тернтя. Как уже отмечалось, такие срастания не согласуются с гипотезой образо чяння "звездочек" сфалерита при выделении этого минерала из цннксодержащеп varibKoriitpiiTOBoro твердого раствора.

П изученных образцах составы сосуществующих минералов, отлагавшихс] • «и температурах 250-300"С (Bortnikov et al., 1994; Некрасов, 1976), оказали«

несоответствующие равновесным составам. Содержание Си в сфалерите состав ляет соответственно 2,4 + 3,8 ат. % в Турмшском месторождении, 2,2 ат. % ь Николаевском месторождении и 0,9 + 1,1 ат. % в Дарасунском. Эти значении выше величин (менее 0,9 ат. %), установленных в сфалерите, кристаллизовавшемся в равновесии с халькопиритом в интервале температур 300-5Q0°C (Kojima Sugaki, 1985). Содержание Zn Р халькопирите из Николаевского месторо ждении составляет 0,13 ат. %, из Дарасунского месторождения — 0,08 ат. %, а из Турьим-ского месгорождения оно оказалось ниже чувствительности метода. Содержание Zn в халькопирите в равновесии со сфалеритом изменяется от 0.6 ат. % при 300°С до 0,9 ат .% при 500°С (Kojima,Sugaki, 1985). Таким образом, данные о химизме минералов также не согласуются с гипотезой образования скелетных кристаллов сфалерита в халькопирите в результате распада твердого раствора. Возникновение рассматриваемых структур могло произойти В результате отложения сфалерита на фронте роста халькопирита вследствие пересыщения минера-лооОразующего раствора в отношение сфалерита (Marignac, 1991). Альтернативной является гипотеза о более позднем образовании сфалерита при замещении халькопирита (Бортников, Гецкин, 1990; ßoiiev, 1994) ИЛИ при росте сфалерита в стесненных условиях в уже закристаллизовавшемся сфалерите (Бортников, Ген-кин, 1990). Процесс образования "звездочек" сфалерита при твердофазовой диффузии был смоделирован экспериментально (Beule,Doe ring, 1993).

Решетчатые структуры срастания сульфосолей. Образование закономерных структур срастания сульфосолей в результате распада высокотемпературных минералов или минеральных твердых растворов детально исследовалось во многих работах (Мозгова, 1975; Momma, 1976; Мозгова и др., 1988; Ефимов и др., 1990; Ефимов, 1993; Бресковска и др., 1986; Paar," 1984). Ярким примером распада высокотемпературных соединений могут служить сульфовисмутигы свинца. Система Cb-Ui-S включает в себя ряд минералов: хейровскнт, лнчлианнг, коза-лиг, галенобисмутит, которые часто встречаются в рулах как реликты среди продуктов разложения или как новообразованные продукты распада других сульфо-солей (Рамлорг 1962; Колонии, 1971; Craig, 1965; Мозгова, |985; paar, Clien, 1980). Происхождение ною вида структур подобным образом не выбывает сомнения, так как при микроскопических исследованиях наблюдаются и продукты раснала и протоминералы. Они также согласуются с экспериментальными данными о минеральных равновесиях (Годовиков, 1972).

I) ряде случаев минералы, которые подверглись разложению, не были определены, так как реликты иротомицералов не наблюдались в изученных образцах,

Нласпнгкпые структуры срастания сульфоантнмоннтов свинца н серебра^ рамлорнм и андорнта, шкже рассматриваются как слсдс!вис распада выспко|ем-

перагурного твердого раствора (Мозгова, 1976; 1985). Казалось бы, что это объяснение согласуется с результатами экспериментальных исследовании системы Ag-Pb-Sb-S: в этой области в интервале температур от 300 до 500"С существует область гомогенности (Hoda, Chang, 1976). Однако автор (Бортников и др., 1978 покачал разрыв смесимости уже при 400'С. Было установлено два твердых раствора с упорядоченной структурой (Мозгова, Бортников и др., 1983). Поэтому i рудах, отложившихся даже при более низких температурах (обычно ниже 250°С андорит-рамдоритовые срастания не могли образоваться при распаде твердой раствора. Они возникли при одновременной кристаллизации из гилротермаль ного раствора и представляют собой эпитаксические срастания.

Еше один случай, когда минерал, подвергшийся разложению определит! невозможно, представляют собой закономерные срастания минералов гомологической серии семсейита-фюллепита. Предполагалось, что эти структуры воз никли в результате распада твердого раствора (Мозгова, Бородаев, 1972). Однако при экспериментальных исследованиях системы PbS-Sb2Sj существование лолоб ных твердых растворов не было установлено (Бортников, 1977; Bortnikov et al. 1981). Поэтому нет оснований предполагать их образование в рудных месторож дсниях. Следовательно, необходимы другие объяснения происхождения лодоб ных структур. На наш взгляд они представляют собой эпитаксические срастани минералов с подобной кристаллической решеткой, отлагавшихся одновременно.

Мнрмекитоподобмые структуры сульфидов. В классических работах он рассматривались как. свидетельство перегруппировки элементов при охлаждени руд (Raindohr,1980) или изменении окислительно-восстановительных услови (Генкии, 1958). В ряде месторождений было обнаружено образование за сче блеклых руд решетчашх, субграфических, мирмекитовых агрегатов сульфидов, месторождении Раджлура-Дариба вместо теннантита-тетраэдрита возникла ассс циацяя халькопирита, сфалерита, арсеноиирита и теннантита (Basu, Bortnikov i al., 1984). В месторождении Кедабек вместо теннантита образовались халькопи рит, арсенопириг, сфалерит и тетраэдрит (Bortnikov et al., 1993). В месторожш нии Южном вместо тетраэдрита появился агрегат пирротина, халькопирита гудмундита (Бортников и др., 1974). Во всех случаях прослеживались все стади процесса образования нового агрегата: от тонкозернистых до ярко выраженнь мирмекитолодобных структур.

Сопоставление химического состава блеклой руды — протоминерала и вале вого состава новообразованных агрегатов и химизма, минералов, слагающих и показало различия в поведении компонентов и причинах замещения. Разложен! блек/;« руд из Раджиура-Дариба происходило с привносом мышьяка, железа

сери н выносом меди, сурьмы, цинка и серебра. Протекавшая реакция моле/ быть представлена следующим образом:

13,58Сн911(Ре,,62|1о,7А&),б5Ьз,2А8,,28и -» 61,ЗРеА$8 + |,14См^4Ре|>}(гио,5Лв|.28Ь4(зАяо,281з + 65,4СиРеБ2 + 2,52п8 (5)

Интересно отмстить, что минеральные составы ранней и поздней мигераль-ных ассоциаций остались одинаковыми - обе состоят из арсенонирита, халько-пирита, сфалерита и блеклой руды. Происходило лишь изменение химического состава одного из минералов, входящего в раннюю ассоциацию, а именно, блеклой руды. Следовательно, вынос и привнес компонентов не приводит к изменению минерального соаава, а только к изменению количества фаз.

1} месторождении Кедабек выявились различия в химическом составе гене раций блеклых руд из разновозрастных агрегатов. Ранняя блеклая руда - теннан-тит с незначительным содержанием сурьмы, а поздняя - тетраэдрит, обогащенный серебром. Химические составы ранней и поздней генераций сфалерита н арсенонирита практически неразличимы, т.е. практически унаследованы.

Сравнение химических составов ранней блеклой руды и валового состава продуктов ее разложения показывает, что рассматриваемый процесс сопровождался выносом мели и привносим железа. Он может быть представлен в виде реакции;

Очевидно также, что неустойчивой оказалась лишь блеклая руда определен ного состава: теннангит, неравновесный в новых условиях и заместившийся тетраэдритом. Изменение содержания меди и железа не повлияло на минеральный состав и на химический состав минералов, оно лишь вызвало перемену количественною соотношения минералов. Следовательно, образование за счет теннангита тетраэдрита могло быть связано только с повышением активности сурьмы или изменением соотношения активностей сурьмы и мышьяка. Таким образом, на самом деле реакция, оф.тинчиваюшал устойчивость раннего и позднего парагенезисом, должна быть представлена в следующем виде:

Сиш(Гем/.Ц),*>Л<!.,8,з + йу,, » СиюиЧч^ц,),^^!, Аур. (7)

Таким образом, замещение блеклых руд обусловлено изменением активности компонентов, а не окислительно-лосстлногяпе.инмх услоннй, как счнпмось ранее Оенкнн, 1958; Ьесн.теи п лр., 1970; Портиков и др.. 1975).

Положсние 2,

Устппоплспо, что арсенопиритовый, кадмиевый галеншп-сфагеритооый и ипан-нин-сфалеритовый геотермометры являются достоверными только в области температур выше 250'С. Сероизотоппый галенит-сфалеритовый геотермометр в подавляющем большинстве случаев не позволяет получить реальные температуры минер&юобразова/шя. Выявлено, что составы сосуществующих сфалерита и арсено-пирита и распределение марганца между галенитом и сфалеритом не могут эффективно использоваться при оценке температур минералообразования.

Этот вывод обосновывается сопоставлением температур минералообразования, рассчитанных "а основании выявленных экспериментально зависимостях состава сосуществующих минералов, распределения между ними элементов и фракционирования изотопов серы и температур гомогенизации флюидных включении в минералах.

Станнин-сфалеритовмн геотермометр. Станнин-сфалеритопыс срастания исследованы в образцах из месторождений Арсеньевское, Высокогорское, Смирновское, Встречное, Лысогорское, Дальнее (Приморье), Валькумеиское (Чукотка), Депутатское (Якутия), Цнновец (Чехия), Фрейбергское (Германия) (Бортников и др., 1990).

Коэффициенты распределения железа и цинка между сосуществующими сфалеритом и станнином, вычисленные для одного и того же месторождения могут варьировать, но остаются практически неизмененными для сосуществующих минералов из одного образца. Полученные данные свидетельствуют о подчинении закону Нернста распределения железа и пинка в сосуществующих сфалерите и станнине. Поскольку подобные картины распределения установлены во всех типах срастания вне зависимости от времени отложения станнина по отношению к сфалериту можно полагать, что химическое равновесие достигалось но крайней мере в мнкрообъемах рудных тел.

Связь константы равновесия обменной реакции Тп и • Ре между сфалеритом и станнином и температурой определена экспериментально (Ыекгаяоу с1 а!., 1976; Осадчий, 1993; Ыакапшга, БЫта, 1982). Па Рис. 1 сопоставлены собственные и опубликованные результаты определения температур минералообразования по станнин-сфалеритовому геотермометру и методом термобарогеохимии. Как известно, истинные температуры минералообразования выше температур гомогенизации флюидных включений (Реддер, 1984). Поэтому последние могут рассматриваться как минимальные величины. Очевидно, что даже максимальные значения, рассчитанные по уравнению Е.Г.Осадчего, оказались ниже температур гомогенизации флюидных включений. Поэтому они не могут быть приняты за температуры минералообразования. Напротив, величины, полученные при помощи уравнения Накамуры и Шимы, вполне удовлетворительно согласуются с результатами термометрических исследований флюидных включений. На этом основании их уравнение рекомендуется для оценки температур. Таким образом, кристаллизация сфалерита и станнина в изученных автором месторождениях происходила в интервале температур от 225 до ЗЗО'С (Бортников и др., 1990).

100

- 3 00

200

100

ккчшдно

ШШДАЕВСКОЕ

АРСгНЬЕВСКОЕ \ ОХТАКИ ' ^П

'■ ,ЦИН6Ь£И

•ОШРА"

КАМ'ИОКА

¡ТАКАЮТ :

ЛШТЛТОШЕ ' ТСТМО

мтаовскоЕ

ЯТАШ|

400

300

-1 200

100

200

300

400 100

^ НЕГСЕГИАНО

яде-ок**2*3" АгсгньшжоГ

ОХТАНИ '•■. ■•"'" 1 ЦТ I - — 1Пти"-:'|| М1 ! КАК;

СМИРНОВСКОЕ X || [1!

КАМИОКА

щиавщ «

ТАКАТОРИ

200

ЗЗЕТАЮТЕ

300

в ч

ГСА.

400

ТЕМПЕРАТУРА ГОМОГЕНИЗАЦИИ ФЛЮИДНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ (°С)

Рис. 1. Сопоставление температур формирования руд, рассчитанных по сфалерит-станншовому геотермометру и по результатам термометрического изучения фтюидных включений: а) по уравнению Накамуры и Шимы; б) по уравнению И.Я.Некрасова и др.

Каамневый, марганцевый н ссронютоннмй сфалерит-галенитовый гео Н-рмомстрм. Распределение кадмия и марганца и фракционирование изотопен серы было изучено в образцах из 30 месторождений различных типов (Вогйнко\ с! а1.,1992: 1994). Среди них РЬ-7н месторождения в скарнах (Николаевское Верхний Рудник, Садовое, Восточный Партизан, Советский Рудник, Светлы? Отвод и Оснково), в жильных 5п и Бп-РЬ-гн месторождениях (Арсеньевское Крнспшорское, Смирновское, Встречное и Кпртншо), в эпитермальных Ли и ГЪ £п-Лр месторождениях (Кочбулак, Флоренсня, Замбарак, Канимансур, Канджол Банска Шгявница, Маджарово и Докучаеве), в стратиформных месторождениях I карбонатных породах (Мпргалимсай и Белый Орел), мезотерм ал ьных золоторуд ных месторождениях (Дарасун и Делита), в жильных № и 2п месторождения; (Архонское, Верхний Згид, Джимидон, Рыбница и Шумачевский Д»л). В подав ляюшем большинства случаев выполнены анализы одних и тех же образцов. Дл1 многих из них были проведены термометрические исследования флюидны: включений.

Выявлены различия в картинах распределения кадмия и марганца межл; сосуществующими минералами. Для ряда месторождений (Николаевское, Верх нии Рудник, Восточный Партиын, Красногорское, Смирновское, Маджарово Дарасун, Верхний Згид, Садовое) установлено, что величины соотношений кои центраипй калмня в сосуществующих минералах группируются около прямы лини»"!, проходящих через на что координат, т.е. удовлетворяют закону Чернел Для остальных месторождс!чш значения отношений концентраций С<] в сульфи аах расппсдсляются хаотично. Наоборот, картины распределения марганца межд сосуществующими сфалеритом и галенитом как правило характеризуются нсзако номерным расположением величин отношений лого элемента. Слабая теплен ция к группировке точек анализов вблизи прямых линий, проходящих черс начало координат, установлена для месторождений Верхний Рудник, Смнрног екое, Николаевское и Верхний Згид.

Температуры мннералообраэования, рассчитанные на основании распрелс ления кадмия, располагаются 1 данным образом в интервале 320-370"С. Для бот шинста месторождений они примерно на '10-100'С выше температур юмогс низании флюидных включений (Рис. 2а). Высказано предположение, что в ря; скарновых, жильных 8и-Р1>-7п и золотых мезотермальных месторождений ра< хождения величин находятся в пределах неопределенности обоих методов. Ра: лнчия и 150-200°С показывают, что температуры, установленные для апитс| мпчьиых и стратнформных месторождений, прелставляются некорректными.

На основании распределения Мн между сосуществующими сульфида», интервал температур минераюобрдзования лежит в области от 61 до 737'С, Нр| мерин 30% полученных значений оказались слишком высокими дли тнлротс| мяльных месторождений. Только для четырех из изученных объектов результа! сопоставимы с температурами гомогенизации флюмпнмх включений, п л ли )2 I 70 оСч>л топ с температурами но С<1-геогермомсгру.

температура (°с) по сероизотопнону геотермометру

ТЕМПЕРАТУРА (°С) ПО РАСПРЕДЕЛЕНИЮ КАДМИЯ МЕЖДУ ГАЛЕНИТОМ И СФАЛЕРИТОМ

Темнературм мчнералообразо нация, рассчитанные по изотопному геотермо-Meipy (Oliinolo, Rye, 1979) располагаются в интервале от 64 до 665*С. Примерно 30% нроанализи; званных образцов дали нереальные температуры. Сопоставление значений, рассчитанных по уравнениям фракционирования изотопов серы показало, что они согласуются с результатами термометрических исследований минералов в ряде месторождений, но во многих случаях расходятся с ними (Рис. 26). Эти данные указывают на недостоверность величин, полученных при помощи изотопного термометра в подавляющем большинстве случаев, и он должен применяться с большой осторожностью. Наша оценка этого геотермометра не согласуется с ранее опубликованными выводами (Rye, 1974; Olimoto, 1986).

Чрезвычайно важно подчеркнуть, что ни для одного из изученных образцов не были получены сходные значения, рассчитанные при помощи вссх трех гео-гермомстров. Этот феномен может быть объяснен следующим образом: (1) гсо-термометрм (один или все три) дают неверные результаты; (2) равновесие при кристаллизации сосуществующих минералов не достигалось; (3) на распределение элементов-примесей и фракционирование изотопов серы, помимо темпера-rypi •, оказывали влияние другие факторы. По мнению автора, расхождения обусловлены тем, -по полное равновесие не достигалось, по крайней мере, в масштабе исследования образцов.

Арсенопнритоаын гсогермомстр. Были изучены минеральные ассоциации и химический состаи арешопирнга в природных системах Fe-As-S и Fe-Zn-As-S в образцах из 12 месторождений (Бортников, 1993).

Структуры срастания арсснопирита с сосуществующими сульфидами железа н сфалгриточ в образцах из гидротермальных месторождений различных типов: золоторудных, касситерит-сульфидных и свинцово-цинковых, свидетельствуют об одновременной или близкой по времени их кристаллизации и позволяют предположить их образование в условиях равновесия.

Большая часть анализов арсенопирита, сосуществующего с пиритом, располагается в области составов от 28 до 33,3 ат. % As, которые равновесны в его ассоциации с пиритом в интервале температур от 300 до 490°С (Kretschniar, Scott, '976). Содержание As в арсенопирнте, сосуществующем с пиритом и пирротином, изменяется от л0,5 до 33 ат. %, что соответствует области составов этого минерала в равновесии с сульфидами Ге в том же интервале температур. Следо-(шелыю. корреляция соотношения в арсенопирите As и S связана с минеральным составом ассоциации, в которой он обнаружен. Это позволяет предположить ч'V им'.-иие химического равновесия в период кристаллизации этих ассоциаций.

£ >»

t: 2 о & я a

» 5 К

450

350

о в

250

asp + py

asp + py + po i sp • asp + po ± sp

150 250 350 450 550

T, "С гомогенизации флюидных включений

Рис. 3. Сопоставление температур, полученных по арсенопиритовому геотермомстру, с температурами гомогенизации флюидных включений в минералах, >

сосуществующих с арсенопнритом и сульфидами железа. Месторождения: 1 — Делнта, 2 - Чармитан, 3 - Канджол, 4 - Кдннмансур, 7 - Высокогорское, 8 -Дальнее, 10 — Колар, 11 — Ингольда, 12 и 13 — Смирновское.

Для большей части изученных месторождений средние величины температур, полученные по арсенопиритовому геотермометру, оказались выше средних значений, определенных другим способом (Рис. 3). Расхождения достигают 100"С и более. Исключение составили лишь температуры кристаллизации арсенопнрнтп в месторождениях Канимансур, Смирновское и Высокогорское. Для них наблюдается хорошее совпадение средних значений. Сопоставление интервалов температур показывает, что они нередко перекрываются, хотя в целом И пользование арсенопиритового геотермометра приводит к более высоким значениям (месторождении Делнта, Чармитан, Колар, Высокогорское, Смирновское), Для ряда месторождений не обнаружено совпадения интервалов температур: по арсенопиритовому геотермомстру получены более высокие значения по сравнению с температурами гомогенизации флюидных включений (месторождение Дальнее, Канджол и Каннмансур). Довольно хорошо совпадают температуры, оцененные но арсенопиритовому геотермометру, с температурами метаморфизма вмещающих пород для месторождений, в которых предполагается преобразование руд (месторождении Хаггн и Ингольда). Проведенные автором исследования, а также анализ лигерагурных данных (8||нгр е( а1.,1985; ЬаПшш е( Ы.,1989 и др.) позволяют рекомендовать ограничить применение арсенопиритового генермомггра высокотемпературными месторождениями (выше 300'С).

Арсенонирит-сфалериговый геогермометр. Взаимоотношения apccitoni рнта и сфалерита исследовались в тех же месторождениях. В некоторых из и» сфалерит кристаллизовался позже: он выполняет промежутки между идноморс] ными зернами арсснопирита. В локембрийских золоторудных месторожденш сфалерит и пирротин ксеноморфны по отношению к пириту и арсенонирнту, i они не корродируют эти минералы. Такие соотношения позволяют предположи irx отложение в условиях равновесия.

Рис. 4. Температуры образования сульфидов по арсснопирит-сфалеритовому

геотермометру в месторождениях Высокогорское (В), Дальнее (Д), Канджол (К), Колгр (КЛ), Смирновское (С), Чармитан (Ч). 1-3 - ассоциации: 1 — арссно-пирит-сфалсритовая, 2 — арсенолирит-сфалерит-пирротнновая, 3 — арссно-пирит-сфалсрит-пиритовая; фазовые границы в системе Fe-As-S (широкие линии) и изоплсты сфалсрита (тонкие линии); Ле — лёллингит.

Содержание As в арсенопирите, сосуществующем с пиритом и сфалерито: изменяется от 28,9 до 32,9 ат. %, а в ассоцнашш с пиритом, пирротином и сф леритом — от 30,2 до 32,3 ат. % (Бортников, 1994). Очевидно соответствие сост вов природных арсснопирита и сфалерита, сосуществующих с сульфидами F синтетическим орсенопириту и сфалериту, равновесных с пирротином n/w пиритом (Barton, Toulmin, 1966; Kretschmar, Scott, 1976). Это предполагает дост жении равновесия между минералами систем Fe-Zn-S и Fe-As-S, а, следовател Мо, и между сосуществующими сфалеритом и арсенопиритом. Однако оказалос что в сфалерите из месторождений Нежданинское, Делита, Канджол и Чармит; содержится менее 10 мол. % FeS, что указывает на отсутствие равновесия меж этими сульфидами (Scott, 1983). В других месторождениях (Смирновское, Дал

-л* -

нее, Высокогорское, Ингольда И Колар) сф:ыернт более железистый, что поит лист предположить достижение равновесии.между сосуществующими минерала ми.

Температуры, полученные способом геотермомегрии, оказались значительно выше значении, оцененных при помошн термометрических исследований флюидных включении (Рис. 4). Причем, для месторождений Смирновское, Ль'соко горское и Клнджол ярсснопнрит-сфалеритовый геотермометр позволил получии явно нереально высокие температуры мпнералообразовлния. Лишь частично перекрываются интервалы температур, определенные обоими методами, для месторождении Чармшан и Смирновское. Различия более чем в 200'С скорее всего свидетельствуют о недостоверности величин, оцененных по составу сосуществующих сфалерита и арсенопнрига. В связи с этим "сфалерит-арсенопиритовый гео термометр" представляется недосгаточно обоснованным экспериментально, и п современном состоянии он не может рекомендоваться к использованию для опенки условии минералообразовання.

Положение 3,

(Н1разоваши! эпитерма.н,пых и меттермты/их руд цветных и благородных менишов и современных суль^шдпых руд по дне океана происходило из гетерогенн-зированних флюидов, поступавших а сферу рудооныожения из ратных источников: п) Мемтермшьные месторождения золота образовшнсь при температурах 200-4Ю'С и давлениях 0,7-2,7 кбар, главным образом из восстановленного <(цюнса, который связан с магматический очагом. В рудообразующую систему поступаш компоненты (кислород, углерод, сера), заимствованные из вмещающих пор>д при их декарбананииаиии и дегидратации. Оныожеиие золота обусловлена реакциями суль-фидишции с амеи^нотими породами и электрохимическими реакциями с ранее опиожиашимися сулыридами.

б) Энитермапшие Си-М-Ац-П месторождения сформировались при вскипании окисленного фнопда, отделившегося от магматическоео очаги, и сл.ииення этого флюида с метеорными водами в конвективной ячейке при ¡20 270'С, рН 5±1, активностях серы и кислорода, соответствующих гематит-магнетит-пиритовой тройной точке. О рудоодразовашш принимала участие сера магматического происхождения, поступавшая из глубинного очага в виде газа Ь'О? и заимствованная щ вмещающих вулканических толщ.

н> Фундаментальное опшчш' процессов гидротермального минералообрачотшия, протекающих в зоиа\ спрединга в задугоаых бассейнах, заключается в тпч, что а рудообраишание вовлекшись компоненты, свойственные пелагическим осадкам. Условия формирования построек и шчюженин минералов контрашроашись локтмыии факторами: скоростью смешении, температурой, />// и /О;.

К атому выводу автор пришел на основании изучения мезотермальных мес торождений золота Нежданинское (Якутия), Чармитан (Узбекистан). Делита (К; Га), локализованных в мстаморфизованных углсродсодержаших тол шах (Бортш ков и др., 1989; 1994; Вотнкоу с1 а1., 1992; 1993 а, Ь), эпитермальных Си-В1-А( РЬ мссюрождсний Адрасманского района в Таджикистане, залегающих в вулк: ногенных породах (Бортников и др., 1982; 1986; ВогЦикоу с1 а1., 1991) и совр| мепных сульфидных построек,образующихся в задуговых бассейнах Тихого Ок а»и (Борт никои и др., 1993; Шаалун, Бортников и др., ¡992; Агапова, Бортннкс и др., 1994; ВогПйкоу е1 а1., 1994) и обобщения опубликованных материалов.

Мезотермальныс месторождения золота. В рудах Чаршпапа пыяплы несколько разновозрастных минеральных ассоциаций: кварц-полсвошпатовая шеелитом, кварц-золото-теллурцаная с пирротином, ауростибитом и мальдош том, пирит-арсснопирнтовая с самородным золотом, пирит-арсенопирит-сфал рпг-блсклорудно-сульфоантимонитовая с электрумом, кварц-антнмонитовая бертьернтом, гудмундитом п самородной сурьмой.

Руды месторождения Делита сформировались в три последовательные ст дин минерализации: кварц-арсенопирнтовую, кварц-сфалерит-сульфоантимон ювую и кварц-антимоиитовую. В первую стадию образовались два разновреме ных парагенезиса: кварц, пирит, арсеноинрнт и кварц, самородное золото, вторую стадию — галенит-сфалеритовал ассоциация и несколько одновременнь но пространственно разобщенных парагснезисов сульфосолей. Вместе с сульф солями отлшазись поздние генерации самородного золота и врсенопирита.

Нежданинское месторождение образовалось в три этапа (Гамяннн и д 1985). В основном продуктивном этапе выделены следующие парагенезисы (Г мяшш, 1993; ВотНи'ко/ е( а1., 1993): арсенонирит-пирит-кварцевая; шеелнт-тт рит-арсенопирит-квариевая, халькопирит-сфалерит-галеннтовая, блеклорудн сульфоантимонитовая, кварц-карбонат-антимонитовая.

Химический состав минералов существенно варьпует. Содержание мьпш ка в раннем арсеноиирнте (в ат. %), сосуществующим с пиритом изменяет соответственно от 28,8 до 32,1 в Чармитане, от 31,2 до 32,2 в Нежданинск месторождении и от 30,3 до 32,4 в Делите. Близкие интервалы составов выяв) ны для поздней генерации этого минерала: от 28,6 до 31,7 в Чармитане, от 3! до 33,3 в Неждашшском месторождении и от 30,5 до 32,8 в Делите. Важной о< Оенностью арсеноиирита является его золотоносность. Согласно данным БП содержание Ли в этом минерале варьирует от 1,5 до 74 г/т, причем в позд| генерации оно более высокое (ВогЫкоу е1 а!., 1993).

Пробность самородного золота варьирует в широких пределах и в целом -лержан'.е серебра в нем увеличивается к концу процесса мннералообразован

ог 964 до 435 в Чармнтане, от 840 до 573 - U Нежданинском месторождении и ы 862 до 684 в Делите. Этот минерал содержит примесь ртути (до 1.4 мас.%).

Сфалерит представлен маложелезистой разновидностью: содержание luS (мол. %) в нем располагаете« от 3,6 До 19,6 в Чармнтане, от 1,2 до 4,6 В Нежд i пинском месторождении и от 2,5 до II,0 В Делите.

Химический состав блеклых руд Изменяется в широких Пределах. Наиболее значительным ваннациим подвержена концентрации Ag - от 1,5 до 35,5 мае. 'л IJ Нежданннском месторождении проявлена слабая тенденция в повышении концентрации мышьяка и блеклых рудах с глубоких горизонтов.

Важная особенность изученных месторождений заключается в том, что золото в них присутствует в различной форме: в шиш самородного, интерметаллидов (ауростибит, мальдонит) и "невидимою", входяшего в кристаллическую peiueiKy сульфидов: арсснопирита, пирита и пирротина.

Исследование флюидных включений в киарце и сфалерите (Бортников и др., 1989; 1994; Гамянин, Бортникои и др., 1995; Bonniko\ el al., 1993) показано, что отложение ранних золотосодержащих минеральных ассоциаций в изученных месторождениях происходило из у тле кислотно-полного флюида, содержащего СП-i, N¿ и расширенные соли хлоридов от 1,0 до 15,5 мае. % NaC! эквивалента при температурах 280-410°С (Рис. 5) и давлениях 0,8-2,7 килобар, мольная дотн CO¿ + СН4 и нем изменялась от 0,05 до 0,2, а соотношение СО} и СН.» — от lt> до 6. Обнаружение сингенстичных существенно жидких йодных и существенно тазовых углскнслогных включений сиидетельствует о гетерогенности фтмнда ьо время образования руд. Поздние Ди-содержашие ассоциации отлагались из иодНосолеиих растворов, содержащих, главным образом, соли натрия и магния ог 0,9 до Ю,4мас. % NaCI эквивалент при температурах 145-275'С.

Характерной чертой месторождений является' Изменчивость соотношении стабильных изотопов серы, углерода и кислорода в минералах и по флюиде. Соотношение изотопов серы в сульфидах месторождения Чармитан варьируют достаточно существенно - от +1,2 до +8,0%«. (Рис. 6). Для месторождения Делит установлено, что неличины 8MS в сульфидах изменяются от -1,0 до +3,0%о. В Нежданннском месторождении выявлены чрезвычайно широкие колебания значений 8Чч для сульфидов из рудных тел: вся совокупность данных (155 анализов) перекрывает интервал от -18,0 до +6,0К» (Рис. 7). Однако большая часть изученных образцом (I2S анализов) лежит в относительно узкой облает - ог 6,0 до -t 0,7!\'w, с ярко пораженным максимумом в »mtcpmuie 0-1%о. Вариации henil -чни fiMS дня отдельных минералов сопоставимы между собой. Интересно отметин., 41 о не происходит Изменения в значениях 8MS и сульфидах, огложишнихеи В различные стадии минерачизатшн. Угм данные лактг исноадмие полагать, что икмоннмй cocían серы сульфидом практически не изменился н.» протяжении «нет процесса минералооСратманни.

300

О 9

О, v.

N <

а,

и Е

х ы н

200

100

о ° о о

■ ° о° о

о о

о ° ° о о

- 0 о о

о о

о о А

Типи включений:

оН20-С02-НаС1

- • А А 1120-МпС1

А . л вторичные

А перпнчные

А А

А ........ . • '

5 10 15

СОЛЕНОСТЬ нис.Х ЫаС1-экв.

Рис. 5. Температуры гомогенизации и концентрация солей, выраженная в в содержания ИаС! в мае. %, во флюидных включениях в кварце месгорс дения Чармитан.

у ñ

£ I эч

: í о s "в S

•т S

? X 5 _ с

- n

5 n

s Ь

P 5

* X

С -

2 =

о g

s в 2 r>

— л*

OÍ -о

в S

£ ш

г» —

cl ~

-5 а

о о * "Э й ä = а

А МЕДЕШ СЕРА

ягзмашп « В ■

SS4XEPZT А Ai. А Л Д. А А А

SSStZT

АИйЬиШйШ' t г • « • « • • « ' Г ' <• « •« i

О *2 ♦

55As ^-гро!Л11ЛЛ Ыс«>

чВ

+10

ШЖЮРЯНЕСШ ВША

МА1МАТ0ПННАЯ ВОЛА

■MB

■ ■ ■ « ВОДА ВО СЛВШ "5А1ЕШЫа

■ав

КАЛЬЦИТ ♦J гл ♦

КВАГО « - 1 -J-----1.1 • 0 • cí'* ¿f* « _l-¡-1-!-: i I •

♦8 '+12 +J6 +20

518о,промкл л efsíia V )

ОРГАШИЕСШ УГЛЕРОД

—J СО, , ВОЗНИКШАЯ ПРИ JEUISSUSMíiá' ИЗВЕСТНЯКОВ

йЗВЕГТЕЗлИ

□ ЗЗЯ2Ш SCffA

а шш

ашгит 4 4

СОо 20 CviíjVUE ЧШИТ4НА

¿i

4* ♦

-ГО -IB -12 —8 —4 О

Величпны б3,С в карбонатах изученных месторождениях колеблются от -3,1 до -18,'l'í¿o в Чармитане (Рис. 6) и от -1-1,7 до -М,0%о в Нежданинском месторож-ленни (Pin. 8). Большая часть анализов располагается в относительно узкой области значений 5| !С — между -5 н -8,6%о. Существует определенная взаимосвязь между величинами 5"С и 5,sO в этих Минералах: в образцах, п которых кальцит обогащен тяжелым изозопом кислорода, он обогащен также и тяжелым изотопом углерода.

Значшельные вариации характерны для соотношений изотопов кислорода в кварце. Они как правило превышают шггерпал величин 5'80, характерный для этою тина месторождений (Kcrrich, 1991). Величины 8|яО в кварце из Чармигаиа изменяются ог 46,9 до +17,9%о. (Рис. 6), г к парна из Дслнгы, отлаГаЬШсМся в разные стадии минерализации колеблется от 7,5 до 15,8%о: обнаружено чамеШое утяжслешп- изотопного состава кислорода кварца ot p.iilitllx ieílcp.HUtj) ЭТОГО минерала к поздним. Изог-нный сост.,и кислорода KbapUd Ш рудных tCJl Иежда-пинскою месторождения непостоянен и для всей совокупности Изученных образцов лежи г в области от +5,0 до 4!5,2%о, а в карбонатах — Of +I0,f До f22,5%o. Анализ дпатрамм частот встречаемости выявил наличие двух Недостаточно четко выраженных максимумов для 5|!<0 кварца они составляют 8,0-9,0%« и 12,3-13,0?óo, а доя 51'О карбонатов - 15,0-1б,0?во Н 20,0-21,0%«.

Полученные данные пепользованы для оЦсПКИ фНзИко-химических параметров мпнералообразования. Температура И дпаТгНИе определены па основании результатов термометрическою изучения флюидных включений. Поскольку имелись свидетельства^ гстсрогеннзаиин флюида в период рудоотложения, то температуры гомогенизации рассматриваются как величины, близкие к истинным температурам минералообразовання. 13 соответствии с этим отложение руд происходило в интервале от 400 до 150°С и давлений от 0,9-2,7 кбар. Флюидные включения исследовались главным образом в жильных минералах и реже в сфялгрнте. Так как отложение рудных минералов и кварца часто происходило неодновременно, то предпринималась поиьпка оцени и, температуру формирования руд при номошн «^'.шеральной термометрии. По содержанию мышьяка в apceiiomipiTic интервал кристаллизации этого минерала в изученных месторождениях оценивался в 250-470'С (Бортников, 1993). Дли определения температуры отложения сфатерит-таленитовон ассоциации применялся сероизотонный тсотср-момегр. Некоторые из полученных значений (250-350"С, Üoituíkov et al., 1994) оказались сопоставимыми с результатами термометрических inyiilliiii флюидных включении в сфалерите. Это позволяет cMHialb ИХ 1еМПсратур.1МИ образования та тсит-сфачсрпювой ассоциации.

0 пигротга

0 ПИРИТ

МЖ. -12 -8

Агсиготшгг

-1&

б'Ч шшиз (свг)

-8 о

б1^, ПГШ1ШК (СРТ)

Рис. 7. И'отоинмй состав серы в сульфидах Нсжляшшскогп нестпрпжлптя (частоты встречаемости в относительных процентах, 120 пнплнлрр).

-з

С То

Ш-М

—ф— нити 0 зишя Ю1Ч

-У о ГОГОТ!! («'>

♦

-1Г-

| >нкгт г гаптатох гог>ш

♦ 1ЮТ1ГГ 41 7ЯЯ

и шит 4

♦ шлют

. ♦

V ♦ ♦

:_______I.........и_Д__I___!_____1__

4 6 +10 „ 415 4-26

1'нг. 8. Соотношение тоюноп кислорода и ут треда в г.прб'л'тах т Пг*ла-пинского местороаленич.

-зо-

Друше физико-химические параметры оценены на осиоранин расчета минеральных равновесий. Летучести кислорода, углекислоты, метана были рассчитаны по равновесию С1140аз) + 202(газ) = С02(газ) + Ц?0(жадкость) (8). Они изменяются следующим образом: /Ог от 10 29 при 380°С до 10 м при 27А'С; УГО} - от 1026 до 10'.5 и /СН4 - от Ю'.5 до 102>6 бар. Летучесть серы прншшадэ промежуточные значения между величинами, соответствующими пирит-ниррити-ноьому и арсенипнрат-мишьяк-нириговому рариовееичм. При 350"С н 2 кбарад и 250'С и I кбаре они располагались в ойадсти* соответственно + Ю^бар и 1012 и 10 13 бар (Рис. 9). Область релИ'ШК 1ц/Ог 1фИ эти* Т И Р оценена ПО реакции (8), которая рассчитывалась с учетом концентраций С02 и СЦ4 во фпоидных включениях.

Рис. 9. Днафамма ча которой показаны обласги устойчивости мине-

ралок сиыемы ре-Аз-й О при температурах .350 и 250'С и давлениях 1 и 2 кбдр Заиприлооана нлнболсс вероннмя область огложення золотоносных ассоциаций (см. гек:,'|) Сокращения: Ачр - арсеионнрит, Вог - борнит, Ср - хатм:ш1прн1, М| - млиянг, Нсш - гемапп, Ро - ниррогин, Ру ~ нирш, 1-0 — леллинпн, - мышьяк.

Ле|>чепь серы при ощоишш сфалерит-галешповон и сф:<лерит-сульфоан-тимишпоион ассоциаций определена но железнстости сфанерита При 350-270'С она сои с наняла ¡0 7 до 10 бар. Нанбилее поздние минеральные ассоциации.. соцержащне ь гнием составе лшнмонит, |улмундш и самородную сурьму , кр.1С1а-ип $ И!;.! пен от 10 17 до 10 20 бар. Очевидно, чю минералообразо-в.-.нме нрот'Лчтил!) о н 1'..ч:нях ошостсмыю нщкнх легуческ-й кислорода и серп, рчгно.лниионпис-я к^чнш тройной ючгн иирроши нириг мишешт, причем в

начале н в конце процесса минералообразования летучести серы и кислорода соответствовали полю устойчивости пирротина. При выявленных значениях pH и /02 в минералообразующем растворе доминировали H2S и HCOj (np) (Ohmolo, 1972).

Кислотность-щелочность флюида контролировалась его реакциями с вметающими породами. Так как в них присутствует ассоциация кварца, серицита и калиевого полевого шпата, то рассчитанное значение pH, в равновесии с этими минералами при ак<- = 0,1 соответствует 5,2.

Соотношение изотопов свинца в галените из месторождения Делита (отношение гобрЬ/я^РЬ составляют 18,78-18,80; 207№/208№ _ |5 68> а гозр^отрь _ 38,74+38,80) в соответствии с расширенной моделью "плюмботектоники" (Зарт-ман, 1984) свидетельствует о значительном вкладе в рудах ураногенного свинца корового происхождение. Вовлечение корового ГЬ в рудообразующую систему установлено для мезотермальных месгорождений в зеленокаменных поясах (Но el al„ 1992).

РТС условия, химизм минералообразующего флюттда и результг "Ы измерения соотношений стабильных изотопов в минералах служат основой для определения величин 8,sO||l0, 8,3С и 834Sj,2s (Ohmoto, 1972; Kyser, 1987).

Соотношение изотопов кислорода волы в изученных рудообрязующпх системах могло изменяться от +3 до+10%о, что в основном согласуется с величинами 8|вО флюида (от +5 до +42%о, Nesbitt, Mudenbachs, 1989; Kcrricli, 1987; Gold-faib et al., 1993), устаноштенттых для архейских и бапее молодых мезотермалытых месторождений золота в других районах мира. Значение 8,вОц2о по флюиде практически не изменялось в период формирования месторождений, не зависит от литологии вмещающих пород и не проявляет закономерных изменений в пространстве. Такое поведение характерно для открытых минералообразуюших систем с высоким отношением флюид/порода, а рассчитанные значения соответствуют величинам S,sO резервуаров (Kerricli, 1987). Очевидно, что полученные нами данные располагаются в иттгервале значений 8|80, обычно приписываемых водам метаморфогенного происхождения (8,80 =3-14%«, Slieppard,l986), хотя опн частично совпадают с областью величин 8,sO, типичных для первично-магматических вод (8180 = 5,5-9,5%«, Slieppard,1986).

Соотношение изотопов углерода и серы в минералообразующем фл'ютще изменяется очень существенно. Вариации значений б'-ЧГгс лежат в шггерваде от -18 до +1%о, хотя большая часть рассчитанных величии располагается в области: от -5 до -9%а. Соотношение изотопов серы во флюиде (834Sh s) в изученных мезо-

термалытых системах варьирует в основном от -1 до +5%«

Такие значения обычно приписываются флюиду, генетически связанному с граннтоидиой магмой (Ohmoto, Rye, 1979). Крайне малые вариации J02, рН растворов и состава флюидных включений не соответствуют гипотезе о контроле соотношения изотопов углерода и серы в минералах рассматриваемых месторождений физико-химическими параметрами. Наиболее вероятным механизмом, обусловившим обнаруженную изотопную неоднородность в минералообразующих системах, является смешение в них флюидов из различных источников. Этот процесс происходил в области рудообразования, или вблизи нее, так как не произошла гомогенизация флюида.

Иодноутлекнслотные флюиды с низкой и умеренной соленостью рассматривают как продукты магматической деятельности (Рябчиков, 1975) или реакций дегидратации и декарбонатизацин, протекающих при метаморфизме терригенных пород (Fyfe et at., 1978). Наложенные выше данные позволяют заключить, что рудообрачующий флюид возник в результате магматической деятельности, но в его составе присутствовали компоненты, заимствованные из вмещающих пород. Извлечение последних произошло иследс-гвне реакций депшрашцни и декарбо-напплцнн при контактовом метаморфизме вблизи интрузивных плутонов. Проведенные исследования не подтверждают гипотезы только о метаморфогепном (Kernel), 1991) пли метеорном происхождении флюидов, формирующих мезозер-мальные мссюрождення золота (Nesbilt, 1991).Эгн выводы согласукнся с тсоло-шческими наблюдениями. Золоторудная минерализации проявилась позже процессов региональною моаморфшш (например, в горах Нурагау, Покровский и яр , 1988) и нарненетическн связана с гранитоидным магматизмом (Южное Иер-хоянье, I амяннн и др., I99S).

Эшпирмальиые Cu-Bi-Ag-1'b месторождения. Месторождении Каинман-сурскою и Тары-Зкан-Замбаракского рудных нолей сформировались и три с гадин. К продуктам ранней статнн ошосятси кварц чемашт-хлоригоные и кварц-лальконирнышрнтвыс щмжилки и жилы. Глаиными минералами 'згой спиши нвллкнеи гемашг, ннриг, хшп.коннриг, ьсфечакпся магнетит, галенит, сфалерит, <трссш1ннрит и блеклые рулы. Наиболее редкими яилякнея разнообразные минералы iihcmyiu; иикнниг, Гкрринг, lyctamii, матлышг, ширмерпг, крунканг, куп-роишюни) и др., и илектрум (1н>р1ННкоВ и др., 1У8>а; 1985Г»; llailnilov el al., 1991). Пьтимионюшення между глаиными минералами лон шши часто iico t-ноимчны. II елних случаях наблюдаются вклн1чсння 1смашга в ыаакрис^ииых mipid i, в друщх iCM.Miii liap.-iciacr hi инрн). Анилошчным сбраиш, и одних V4atiK.iv очевидно «амсшснис Icnatina маиимишм, В друшч icm.iiiu uMcniaei Mallieiilt l inn uiiiMiillinillll MillHpiMtHi шнернрешроиаип t.n |.viy:i,ial (>nr

кой по времени кристаллизации в условиях около границ области устойчивости указанных минералов железа, т.е. тройной точки лирнт+магнетит+гематнт. Обнаруженное чередование кварц-гематит-хлоритовых и кварц-хлорит-сулъфндных агрегатов свидетельствуют о разрыве во времени кристаллизации этих минеральных ассоциаций. Пересечение кварц-гематитовых агрегатов кварц-пирит-х:шько-пнритопымн указывает па более позднюю кристаллизацию последних. Эти взаимоотношения, а также широкое развитие брекчиевых,колломорфных и крус-тификацконных текстур интерпретируются как результат отложения минералов в открытых полостях из тех же самых растворов при повторяющемся неоднократно раскрытии трещин: кристаллизация минералов приводила к их закупорке и новому трещинообразованию под давлением флюида.

Повсеместная пространственная приуроченность висмутовых минералов, электрума, галенита и сфалерита к квартнематит-пирит-халькопиритовым агрегатам служит свидетельством их отложения в ту же стадию минерализации. Развитие прожилков этих минералов в халькопирите, замещение ими халькопирита позволяет рассматривать их как более поздние образования.

К продуктам второй стадии нами относятся флюорит-сульфидные жнлооб-разные тела, галенит-сфалерит-баритовые жилы и зоны прожплково-вкраплен-ной минерализации. В них обнаружено по крайней мере несколько разновременных пярагенетютсских ассоциаций: наиболее ранней является пирт-сфалерит-блеклорудная (с борнитом и халькопиритом), затем отлагалась галенит-блекло-рудная ассоциация (возможно, одновременно с этими минералами произошло образование части борнита и халькопирита), а в конце процесса кристаллизовались блеклая руда, сульфосоли Ле, самородное Ад.

Важно подчеркнуть, что в продуктах ранней стадии преобладают сипнкатно-оксидно-сульфидные ассоциации минералов железа, тогда как в поздней стадии главная роль принадлежит сульфидным ассоциациям. Другая особенность руд заключается в том, что одни из основных рудообразуюишх минералов — сфалерит — характеризуется относительно низкой (от О, I до 2,6 мол. % РеЗ), но мало изменяющейся железистостмо. По-видимому, содержание железа в этом минерале удовлетворяло равновесным концентрациям в ассоциации с пиритом и контролировалось летучестью серы и температурой.

В то же время особенности распределения висмутовых минералов в рулах, изменения химического состава блеклых руд (Бортников и др., 1985), распределения кадмия и марганца между сосуществующими сфалеритом и галенитом (ВоПшкоу ег а!., 1994) указывают на то, что минерал ообразование протекало в условиях существенных колебаний активностей (концентрации) второстепенных компонентов, отражающих гетерогенность флюида в рудообразующей системе.

-м-

Однако даже в столь динамичиых условиях была выявлена корреляция состава блеклых руд и ее парагенезисов. Теннангнт оказался типичным для более высо-когернпстых борнит-содержаших ассоциаций. -

В минералах обеих стадий (кварце I, кварце II, флюорите, барите и сфалерите) выделены три типа первичных включений (Bortnikov et al., 1991; Бортников и др., 1995). Два из них — это включения, содержащие жидкую и газообразную фазы, различающиеся по катионному составу (но температурам эвтектик) и по концентрации в них солей (Рис. 10). Третий тип — включения, заполненные газовой фазой. В кварце из первой стадии соленость магнезиально-натриевых растворов составляет 0,9-6,0 мае. % NaCI-экп., а кальциево-магниевых — 13,0-30,0 мае. % NaCI-экв. В минералах из второй стадии соленость магнезиально-натриевых растворов варьирует соответственно в кварце от 0,4 до 17,5 мае. % NaCI-экв., в барите от 1,5 до 5,0 мае. % NaCI-экв., во флюорите от 1,0 до 8,0 мае. % NaCI-экв., и в сфалерите от 9,0 до 22,0 мае. % NaCI-экв.

Гомогенизация флюидных включений в минералах обеих стадий происходила примерно в одном и том же интервале температур: в кварце из первой стадии - от 115 до 270°С, в минералах из сфалерит-галенит-барит-флюоритовой ассоциации - ог НО яо 245'С (Рис. 10). °

Вторичные флюидные включения, обнаруженные во флюорите и в сфале-ригс, характеризуются теми же особенностями, чго и первичные и перьнчно-вюричные включения.

Анализ частот распределения температур гомогенизации показал, что образование минералов происходило в результате нескольких практически непрерывно сменяющих лруг друга эпизодов мннералообраюванн», позволил выявить эти эпизоды и COOIHCC1T1 их с определенными парагенезисамм. Дли первичных флю-и/шыч включении и кнарце нз ранней спиши отчетливо выделяются дна интервала TcMiicpaiyp loMuiemi wuim: один охватывает область )95-260"С, а другой -110 I7VC. Они counieiciByior м>арн-гсматит-Пнр1и-хальконирнкшон и кварн-карбинш-сулы^ииисмуювой нарагенстичсским ассоциациям.

Каршна распрсденеиня частот варечаемосгн iCMiiepaiyp loMoicHtmumi первичных флюидных включений и минералах вюрой оални более сложная: одна область лежит между 210 и 250'С, игоран - 185 н 20VC, т|)сп.я - МО и 1X0'С И чешертим - 12(1 и 140'С. Первый максимум cooiiieiciiiyei тцнн-ефшн'риншо-му iiapaieiic mey, шорой - сфалсриг-борнш-хальконнриинюму пир,иене шеу, ipcnni - флюор>г1-бирит-1аленнтоному napaieiicincy и чешершй - серсбро-суль-фозшимоникнюму iiapaiciiciH-y.

Обнаружение еннгенешчиых сущссшснно нодносолсвмч Ii сунн стен но ijjoi.iM оь.ночпшн. Ю'киснншрукшшхсн при <1,1Шмконых irMitep нурач. ешмо

тельствует об отложении минералов из гетерогенизиропанного флюида. Закономерное изменение температур гомогенизации и солености можно предположить для магнезиалыш-кальниевого флюида, захваченного кварцем из ранней сталнн: по мере снижения температур гомогенизации происходит уменьшение концентрации хлоридов во флюиде (Рис. 10). В целом происходит уменьшение конпенг-рации солености обоих флюидов в минералах второй стадии по сравнению с включениями, законсервированными в кварце из первой стадии.

Наблюдавшиеся тенденции рассматриваются как признак смешения растворов различной солености и температур (11ое(Мег, 1977). Экстраполяция результатов измерений позволяет предположить участие в этом горячего (около 300°С) высококоннентрированного флюида и холодной (около +20'С) воды и менее концентрированного н нагретого раствора (примерно +100'С). Обратная картина, обнаруженная в ряде образцов, то есть повышение солености при снижении температур гомогенизации, может происходить в результате вскипания мннерало-образующего раствора. Поскольку хлориды практически не растворяются в газовой фазе, удаление ее из флюида приводит к повышению концентр чти хлора, натрия и кальция в остаточном раств,оре.

Соотношение изотопов кислорода н серы в минералах из разных пярлгенс-зисов существенно изменяется. Величины й3^ в сульфидах из первой и второй стадий варьируют соответственно от -3,6 до 9,8%о и от -3,1 до 9,7%о (Рис. 11), а в барите - от +8,4%о до + 13,8%о . Незначительные различия в значениях 5Т<5 в сульфидах второй стадии в разных месторождениях указыппют на отсутствие закономерных изменений изотопного состава серы сульфидов в пространстве. Наоборот, сульфиды ранней стадии из Тары-Экана обогащены легким изотопом по сравнению с минералами из Канимансура.

Температуры кристаллизации, рассчитанные по сероизотоппому гатешгг-сфалеритовому гсотермомстру, только для четырех из четырнадцати изученных пар соответствуют температурам формирования руд, оцененных на основании изучения флюидных включений (ВотНикоУ с! а!.. 1994). Применение иирит-сфалернтового геотермометра дало только в трех случаях величины (235-240'С), согласующиеся с температурами минералообразовання.

Выявлена отчетливая взаимосвязь между соотношением изотопов серы в сосуществующих галените и барите: если барит обогащается тяжелы«.) изотопом серы, то галенит, наоборот, обогащается легким изотопом серы. Температуры, рассчитанные для этой пары, оказались нереально высокими (> 640"С). Прнве денные данные скорее всею свидетельствуют об отсутствии изотопною рягою-весия сульфатной и сульфидной серы при отложении минералов.

¡200

150

гл

О4

л 9

а ..-о

ДО О0

о о

100 ¿г

Л ООО а„ 8

вторая стадия

♦Л

10 20 КОНЦЕНТРАЦИЯ СОЛЕЙ, иа.со.% 8КВ.

|250

1 гоо' й

я« 150

100

Л А о ПЕРВАЯ СТАДИЯ

о 4

о о О о °° ° о А 4 11 • ... . *......< , , ,4 1-1. .1 » 1.11И « щ ■

О ю 20 30

КОНЦЕНТРАЦИЯ СОЛЕЯ, маса.# А/аСС экв.

■

о о'шегит ф сфалерит

°кващ • кварц

о 'ш.орнт , флюорит

4 барит * барит

рис. 10. Гсмнершуры юмшсшииаии и содержание солеи, выраженное ышде конпсшраиип №С1 мае. % во флюидных иклтчениях ь минергшах Кани-манс)рекою месюрогдс .ия. Нсзалншс сичиолы - флкшдные включении с тсмн:ра1урами '.инсхчихи I» -39 до -30*С, залитые симиолы - фчкишние включения с и-мперагурами лнектики ог -56 до -4ГС. Стрелкой показаны с» лю'мшн. чинен'-нгпн.н: с с^шесшенно Iа'юными икак ч-минми

Величины 5180 в минералах ранней стадии изменяются соответственно в кварце от +7,5 до +13,3%о, в гематите от -2,1 до +4,9%» , в хлорите она составляет +7,4%о . Значения 5'®0 для барита из образований вюрой стадии располагаются в пределах от +3,05 до +13,8%а Отсутствие взаимосвязи соотношения изотопов кислорода в гематите и в кварце с глубиной, вероятно, указывает на то, что вариации в величинах 8180 не связаны с обменными реакциями флюида с породами. Некоторые различия в значениях 5|80 в минералах из разных месторождений и флангов рудных тел отражают пространственные вариации изотопного состава кислорода, обусловленные либо колебаниями физико-химических параметров рудоотложения, либо гетерогенностью флюгда.

ö^&f/oo

Рис. 11. Изотопный состав серы в сульфидах Cu-Bi-Ag-Pb месторождений Адрасманского рудного района (диаграмма частот встречаемости, 91 анализ).

Анализ минеральных парагенезисов, результатов изучения флюидных включений и термодинамические расчеты позволяют оценить физико-химические параметры мииералообразования. Температуры гомогенизации флюидных включений рассматриваются в качестве истиш-ых температур рудообразования, поскольку имеются свидетельства кристаллизации минералов в результате вскипания флюида. Таким образом, отложение минералов ранней стадии происходило в интервале температур от 270 до ЮО'С, причем ассоциация сульфосолей кристаллизовалась при 175-120*С. Этот интервал согласуется с данными экспериментального изучения стабильности висмутовых минералов. Верхний термический предел устойчивости обнаруженных в рудах минералов айкннит-висмутиновото рада составляет около 200'С (Springer, 1972), а синтетического "пшрмеркта" -220'С (Ненашева, 1972). Температура отложения минералов второй спиши изменяется от 270 до ЮО'С. Экспериментальные данные об устойчивости сут.фо-

солей серебра (Некрасов, Чевычелов, 1978) показывают, что серебросодержащие минеральные ассоциации отлагались ниже 170"С.

Термодинамический анализ минеральных равновесий при 250 и 150'С, позволил охарактеризовать другие физико-химические параметры кристаллизации ранних и поздних минеральных ассоциаций (Рис. 12). Фугитивности серы и кислорода при отложении минералов кварц-гематитовой стадии контролировались хлорит + пирит + гематит и/или магнетит + пирит + гематитовой ассоциациями. Величина фугитивности серы при отложении полиметаллических руд определена по содержанию железа в сфалерите (от 0,5 до 2,0 мол. % Ре5), сосуществующем с пиритом, устойчивости сульфидов меди и железа: халькопирита и боршгга, и, следовательно, может изменяться от 10'7 до 10"" бар.

Рис. 12. Диаграмма feiOi-pH, на которой показаны области устойчивости сульфидов и окислов в системе Fe-Cu-S-0 при 250°С в Im растворе NaCl и суммарных концентрациях cepu 10 J и 10 2ш. Сокращения: Ру - пириг, Ро - пирротин, Сер -халькопирит, Пи - борнит, Нет - гематит. Ml - магнетит. Линия равновесия К-писа-(киарц+ссриц11Т) = KFSp (калиевый полевой шпат) при соотношении Na+/K+ - 10. Заштрихована наиболее вероятная область отложения руд кварц-гемагитовой стадии (а) и полиметаллической стадии (б).

Так как во вмещающих породах наблюдались новообразования кварца и серицита, а и рудных ж.лах - адуляра, очевидно, минералообразующий раствор находился ь равновесии с ассоциацией калиевый полевой шпат + серицит + кварц (Рис. 12). Подученные величины pH (» 5) близки к положению коивари-uhihoh точки пирит ( m;iiir-iiii t |сматит (Рис. 12) - ассоциации наиболее типами« и для p;iHH«-i( оадии. позволяет заключим., чю параметры рудо-1 ■■!■!т и p'i. Ш'-р;* опрелеч« ни тюлне досним'рно.

Рассчнтанные 'Г, рН, /02 параметры рудоотложепия и измеренные соотношения изотопов в минералах использованы для реконструкции величин б'^с; и й'«0„20 мннералообразующего флюида. Для того, чтобы выяснить возможные

источники серы, необходимо решить вопрос о причинах существенных вариаций значений 5,45 в сульфидах и сульфатах. Среди них рассматриваются: (I) колебания Д>2, рН и Т при постоянной величине флюида; (2) изменение флюида при вскипании; (3) неравновесное смешение в зоне рудоотложепия серы из источников, характеризующихся разным соотношением изотопов (01ино1о, 1936). Первые два варианта не объясняют различия в величинах сульфидов из Канимапсурского и Тарм-Экан-Замбаракского рудных полей. Более того, если признать правильным первую гипотезу, то следовало допустить различии п фп-зико-химнчееккх параметрах отложения минералов в Капимапсурском и Тпры-Экан-Замбаракском рудных нолях.

Величины 5,8Оц2о флюида, отлагавшего кварц ранней стадии составляли

0±2%о. Вероятно, раствор, из которого кристаллизовались кпарц-сульфовнсмути-товые ассоциации, обеднялся изотопом 5'яО: значения й"Оц2о располагаются в

интервале от -5 до 0%о, Флюид, формировавший барит-полиметаллические руды, характеризовался значениями 5|!!0 в интерпале от -2,7 до +2,2%о. Расчеты показали, что п результате изотопного обмена с вмещающими вулканическими породами такой или близкий изотопный состав смогли приобрести ншретме ло ЗОО'С при соотношении'вода/порода 1 и 0,1 морская и метеорные воды (от -7,0 до 0%о) и первично-магматический флюид, пришедший в равновесие с вметающими породами (+5+-+Л?6о). Это не позволяет с большой долей определенности «ыбрать одни из трех возможных источников флюида как наиболее вероятный.

Величина б^н^ в случае смешения флюидов является функцией ряда параметров: соотношения ЕЗО^'/ЕНгв и первоначальных величин 5М5 во флюнлпх до их смешения, пропорций смешивающихся флюидов, скоростей смешения и скоростей окисления Н^Б и восстановления сульфатной серы (О1шю!о, 19Я6). В результате этого процесса в зоне рудоотложепия может возникнуть флкчт, п котором величина б'^н^ изменяется во времени н п пространстве. Очень важно,

что лаже при постоянном соотношении окисленных и восстановленных соединений серы в растворе значение б-ЧЯц^ в нем, а, следовательно, и аглагпмннхея из

него сульфидов может существенно варьировать. На наш взгляд, предложенный механи >м является наиболее вероятным, объясняющим существенные ко.чебаичя н изотопном составе серы сульфидов и сосуществующих галенита и барита при относительно небольших изменениях рН и активности кислорода в рисгпорт »" время мнпералообраюптни.ч.

-чо-

Таким образом, в соответствии с данными исследования флюидных включений и соотношения изотопов в минералах в сфере рудоотложения присутствовало два конгпастных флюида. Один из них характеризовался низкой соленостью (до 3 мае. % NaCI-экв.), а другой - высокими концентрациями хлоридов (до 20-30 мае. % NaCI-экв.).

Можно считать, что ннзкосоленый флюид образовался из поверхностных вод, вовлеченных в конвективную ячейку, возникшей в результате внедрения магматического очага. Он обогащался сероводородом, который извлекался при фильтрации через вулканические породы. Соотношение изотопов серы в нем было 0t3%o. Этот тип растворов можно сопоставить со слабо щелочными или нейтральными термальными водами, развитыми в областях современного вулканизма (White, 1957). Второй флюид представлял собой аналог современных хлоридно-сульфатных термальных вод. Такие компоненты как HCl, SO^, ll^S, СОi н [IF поступали из магматической камеры. Возникновение сульфатцр-хло-рилных вод происходило вследствие взаимодействия поднимающихся газов с ■ рутовыми йодами. При охлаждении диоксид серы диспропорционнрует с образованием серной, кислоты и сероводорода: SO^ + Н2О = H^SOj; 4lbSOj =■ 31 bSO, -I- IJ¿S. Изотопный состав серы в них мог быть равным +20±3%» (Kiyosn, Korohaslii, 1983).

Согласно имеющимся экспериментальным и расчетным данным (Barnes, 1979; Spyclter & Reed, 1985) флюиды такого состава переносят цветные и благородные металлы в виде хлорокомплсксов. Поднимающиеся по разломам глубокою заложении минерал ообразующие растворы попадали в близповерхностную зону, |де циркулировал флюид, образованный при нагревании метеорных вод. Pcikoc падение давления приводило к вскипанию минералообразующего флюида. В эти же зоне происходило смешение двух флюидов разного состава. Оба процесса считаются очень эффективными механизмами, вызывающими отложени py.i, вследствие резкою понижения температуры и изменения химического ик i;ma pad воров (Oliiaolo, Drunimond, 1985; Barnes, 1979; Spycher, Reed, 1985). 1)0 r.e iioi.ince отложение элсктрума и серебро-висмутовых сульфосолей по срав-luiuih» с минералами цветных металлов, свидетел1.ствуег о различии в поведении элеметои в процессе рудообразования. Можно полагать, что вовлечение и гидро-к|. .|а и.нуто систему раствора, обогащенного сероводородом, привело к замеще-i.iii i чцори/шых комниексов золота, висмута и серебра на (идросульфидные > '■•iii iomi -них металлов, коюрые удержишишеь в растворе вплоть ло 170-150°С Ii >iiii!l.,i'. u al . |ЧЧI). Нсусюйчиваыь этих комплексов в дальнейшем была обу-1 Ii. i n I 1|м,>|.ц|н нием кпслошости рас i воров, коюрос п «ызв;шо отложение • •"» .)., > Ii ми. ч< мди.и сульфосолей серебра.

Современные сульфидные постройки. Особенности текстур и структур, минерального состава и геохимические черты сульфидных рул, образующихся п настоящее время, исследованы в гидротермальных полях из задуговых бассейнов Лау и Манус в Тихом Океане (Лисицын и др., 1992; Бортников к др., 1993; Шадлун, Бортников и др., 1993).

В сульфидной постройке гидротермального поля ттз северной частп бассейна Лау (СЛ) выделены три минеральные ассоциации, различающиеся составом ми* неролов, размером и морфологией их выделения. Первая ассоциация включает тонкозернистые, колломорфные, иногда дендрнтовые пирит I, сфалерит 1 и марказит, аморфный кремнезем. Эта ассоциация слагает, как правило, внешнюю часть постройки, основную массу корок, участки, удаленные от основных каналов. Вторая ассоциация предстаопена халькопиритом, сфалеритом II, вюртшпом и пиритом II, образующими средне- и крупнозернистые суб- и эвгедральные выделения вблизи крупных и мелких каналов, пронизывающих постройку. Наблюдаются явления замещения халькопиритом ранних минералов. К третьей ассоциации отнесены борнит и ковеллин. Они отлагаются в трещинах и порах между зернами сфалерита II и пирита II в закупоренных каналах при замещении халькопирита.

В сульфидной постройке в центральной части бассейна Лау (ЦЛ) выделяются три минеральные ассоциации. Первая представлена идиоморфными зернами пирротина, аморфным кремнеземом, ангидритом и сфалеритом. Вторая ассоциация в количественном отношении преобладает. Она включает сфалерит, пирит н марказит, образующие тонкозернистые, субгедральные, колломорфные, иногда лендритовидные выделения, зональные почки. Зерна пирротина отчетливо корродируются пиритом и сфалеритом. Третья ассоциация развивается вблизи мелких каналов и пор. Сравнительно крупные, идиоморфньге зерня сульфидов цинка содержат мелкие включения нзокубанита и халькопирита.

В гидротермальном поле бассейна Манус (БМ) в сульфидной постройке ранней является халькопирит-пирит-вюртцит-сфалеритовая ассоциация с аморфным кремнеземом. Для нее характерны ндиоморфные зерна сульфидов цинка.

Вслед за нет! отложилась галеннт-сфалерит-пирит-марказ1ттовая ассоциация, включающая барит и кремнезем. Для этих минералов характерны почковидные, децлритовые, колломорфно-зоналытьте выделения. Резкое преобладание барита нал сульфидами в небольших постройках типа шпилей, позволило выделить третью сульфидно-баритовую ассоциацию, в которой наряду с марказитом, сфалеритом и галенитом присутствует англезит.

Таким образом, минеральный состав изученных построек достаточно прост и характеризуется большим сходством. Однако имеются и различия, проявленные в присутствии отдельных минералов и ассоциаций точько в определенных

гидротермальных, полях. В постройке из СЛ обнаружены борнит и ковеллин. В образцах из постройки ЦЛ развиты пирротин и изокубанит. Гидротермальные образования fi M отличаются появлением галенита и сульфосолей серебра (?). Установлены также различия i железистости сульфидов цинка. Сфалерит из СЛ и ЬМ маложелезистый, соответственно от 0,3 до 1,5 и от I до 6 мол. % FeS, а в сульфидах цинка из ЦЛ содержание железа изменяется от 8 до 33 мол. % FeS. Важная особенность сульфидной постройки в БМ заключается в повышенных содержаниях Ag, Sb, Pb в рудах (Шадлун и др., 1992).

Изотопный состав серы в сульфидах и сульфатах из этих построек также различается. В минералах из гидротермальных образований СЛ значения 6MS колеблются от +6,1 до +9,8%о. Значение 8Î4S барита составляет +11,4%«. Оно ниже величин, обычно устанавливаемых для сульфатов (Blulli & Olmioto, 1988). Изотопный состав серы в сульфидах из построек БМ изменяется от +2,8 до +5,1%в, а в ангидрите, ассоциированном с сульфидами, оно составило +15,2%». По данным АЛО.Лейн и др.(1993), значения 534S для сульфидов варьируют более существенно: ог -4,7 до +6,0%>. Очевидно, что они обогащены легким изотопом серы но сравнению с сульфидами из постройки СЛ. Полученные данные показывают, что сера в сульфидах из гидротермальных образований в задуговых бассейнах наиболее обогащена тяжелым изотопом (Лау) и легким изотопом (Манус), по сравнению с серой в сульфидах из других известных районов (Blulli & Olnnolo, 1988).

Установлено также, что изотопное равновесие при отложении минералов из одной ассоциации не достигалось. В интервале температур 100-400°С, охватывающих условия огложения сульфидных руд на дне океана величины А для сосуществующих пирита и сфалерита, пирнга и халькопирита соответственно составляют 2,2-0,7%о и 3,2-1,0%, (0!unoto,Rye,1979). Выявленные различия в 5MS для лих минералов практически всегда не попадают в указанные интервалы (Шадлун и др., 1992; Бортиков и др., 1993).

(кличнны ûlsO для аморфного кремнезема лежаг в интервале от +4,9 до 16,2%о, Температуры минералообразованци, рассчитанные при допущении изо-loiiHOio равновесия между флюидом (iiaipcroii морской водой - ôl!fO = 0%«) и аморфным кремнеземом оказались равными 350-365"С. Эти величины нредстав-лякнеи завышенными и свидетельствуют об отличии изотопного состава кисло-рида флюида от такового морской воды.

И (ученные 1ИДро|ерМ'ШЫ1ые постройки различаются но соотношению изо-tuiioii сниниа (Атаиова, Бортников и др., 1994, Bortnikov et al., 1994), В сульфидной поьчрпйке |)М жаченин от ношений I Ч>/-"4 Г'Ь, №|'1>/-'"''1Ч> и !OTl'li/wll'b нрамичати ичешичны величинам, характерным для баылмои ппш МОКВ. ' чин и из суифнд»*> iioci ройки и Cil оказаня обогащенным рднноннний а«>

тавляющей. Они попадают в область изотопного состава свинца, обычного для пелагических осадков. Сульфиды из гидротермального поля в ЦЛ обладают величинами отношений изотопов свинца, располагающимися выше мантийных кривых по модели "плюмботектоники". Модельный возраст этой постройки- оказался существенно выше нулевого — около 150 млн.лет.

Полученные сведения о минеральном составе, последовательности отложения минеральных ассоциаций, текстурах и структурах в совокупности с экспериментальными данными об устойчивости и условиях синтеза и непосредственных наблюдений и измерений в областях активных субмаринных гидротермальных полей позволяют .сделать выводы об условиях и механизмах формирования современных сульфидных построек.

На начальных стадиях гидротермальной активности обычно образуются железо-марганцевые корки (Лау) или хорки, толщиной до 20 см, сложенные преимущественно нерудными минералами: аморфным кремнеземом и/или баритом (Манус). Отложение на ранних стадиях ангидрита и ж.елезо-марганневых корок отмечалось и в других местах (Bluth, Ohinoto, 1988; Fouquet et al., 1993). Можно голагать, что формирование этих низкотемпературных образований происходило в результате смешения горячих гидротермальных растворов с холодной морской водой. Широкое распространение железо-марганцевых корок указывает на то, что разгрузка флюида происходила на большой площади вдоль мелких трещин. J результате отложения минералов происходила их закупорка. Это привело к тому, что в последующем отложение минералов осуществлялось над местом концентрированной разгрузки гидротермального потока вдоль разломов. Вероятно, пирротин-сфалернтовая ассоциация, наиболее ранняя в недействующей постройке ЦЛ, сформировалась при относительно высоких температурах, поскольку известно, что большая часть сульфидных построек, содержащих моносульфнл железа, возникла при 300-350'С (Hannington, Scotf, 1988). Выпадение пирротина обусловлено резким охлаждением флюида в зоне разгрузки в соответствии с реакцией Fef2 + fyS = FeS(, rtnrvonmc) + 2H+ (Murowchick, Barnes, 1986). Присутствие моносульфида железа и повышенная железисгость сфалерита свидетельствуют, что первоначально флюид был относительно восстановленным. Очевидно, что широко распространенные железо-марганцевые отложения служили экраном, который препятствовал проникновению холодной морской волы в приповерхностные части рудообразующей системы, что давало возможность флюиду достичь зоны разгрузки не переохлажденному и не окисленному.

В постройках из СЛ и БМ пирротин не был обнаружен. Ранние сульфидные ассоциации представлены дисульфидами железа и сфа"-рнгом. Это свидетельствует о том, что первые порции растворов характеризовались более низкой температурой, а флюид был более окисленным, чем при обра^овтип! постройки ШТ.-

Однако очевидны различия в физико-химических условиях образования раииих ассоциаций в этих двух гидротермальных полях. Отложение марказита или марказита и пирига происходит при температуре ниже 240'С из кислых растворов с рН < 5 (Murowcliick, Barnes, 1986). Необходимое условие образования марказита - окисление сероводорода до полисульфидных соединений типа HjS,,. Можно полагать, что халькопирит-пирит-вюртцит-сфалеритовая ассоциация, относительно высокотемпературная, кристаллизовалась выше 240"С. Огложение се происходило из растворов с рН > 5 при сравнительно низкой активности кислорода, в результате чего не возникали полисульфидные соединения. В пользу этого свидетельствует также относительно высокая железнстость сфалерита в этой ассоциации.

Присутствие марказита в ранней ассоциации постройки из CJ1 свидетельствует о том, что она кристаллизовалась ниже 240-250'С, рН < 5 и окисленных растворов. На более высокую активность кислорода указывает крайне низкая железистость сфалерита, сосуществующего с дисульфидами железа. Колломорф-ные текстуры и дендритовидные выделения минералов ранней ассоциации CJI обусловлены их отложением из сильно пересыщенных растворов. Это произошло при смешении горячих растворов с холодной морской водой. Структуры срастании и морфология зерен минералов из ранних ассоциаций ЦП и БМ позволяет предполагать, чю их отложение происходило в условиях градиента температур и менее переохлажденных растворов, благодаря существованию экранов, препятствующих резкому смешению гидротермального флюида с морской водой.

Следующая стадия формирования сульфидных построек происходит в иных физико-химических условиях. Появление марказита характеризует снижение температуры ниже 240'С и окисление сероводорода, содержащегося в минерал ообрц-зукштем флюиде: 7НjS + 2Н+ + SO4"2 = 4HiS2 + 4HjO, в гидротермальных полях ЦЛ и СМ. В результате этою процесса обр.иукнен полисульфидные соединения, необходимые дли отложения марказита: Fe+2 + lljS,, - l:e.Sj(MJJ,tJ)in> + Su„.i + 21Г Это проитоншо в роультате проникновении морской воды в вершите части минералиобратуюшей системы но мелким трещинам и норам и экранирующих корках. Они нониились при гидрпразрывах, обуслоиленных повышением давления флюида и t-ia закупорки подводящих каналов, обрушения при уменьшении обьема из-за растворения ранее отложившихся минералов (например, анпшри-л.1) Колломорфиые и дендрит овидные выделения минералов свидетельствуют об их шложгнин in пересыщенных растворов. В постройке CJI и :ну стадию мпиералооиюжение происходит иод зкраном щ ранее сформировавшихся сульфидных aipeiaiou, при icMHepuypax выше 241ГС (oicyiciniie марганца) И в >i Л1Ч1ИЖ термическою градиента.

Заключительнме стадии формирования сульфидной постройки СЛ происхо дат в обстановке повышения окислительного потенциала, что приводит к замещению халькопирита борнитом и ковеллином. Формирование сульфидных образований БМ шло при дальнейшем понижении температуры, о чем свидетельствует кристаллизация сульфосолей серебра (Шадлун, Бортников и др., 1992; Мозго-ва и др., 1993). Наоборот, можно полагать некоторое повышение температуры мннералообразования при отложении поздних ассоциаций в постройке ЦЛ. Индикатором служит появление изокубанита.

Таким образом, анализ последовательности к; металлизации минеральных ассоциаций, текстур и структур руд показывает различия в истории, механизмах, физико-химических условиях формирования (Т, рН,/02) сульфидных построек в задуговых бассейнах Тихого Океана. Соотношение стабильных и радиогенных изотопов в минералах и рудах свидетельствует о поступлении в сферу рудоотло-жения компонентов из различных нсточнчков, причем очевидно влияние локальных факторов на изотопный состав свинца и серы.

Изотопный состав кислорода рудообразующего флюида согласуется с гипотезой его образования в результате нагревания морской поды при прннкновении ее в глубокие части рудообразугощей системы и при взаимодействии ее с вмещающими породами. Наблюдаемый изотопный сдвиг обусловлен реакциями изотопного обмена между морской водой и магматическими породами, через которые пода просачивалась. Следовательно, в задуговпх бассейнах, так же как и в спредннгопых центрах в зонах срсдннно-океаннческнх хребтов, гидротермальные системы, формирующие массивную сульфидную минерализацию, представляют собой конвективную ячейку, в которой циркулирует морская вода, преобразованная в нагретый минерализованный флюид. В то же время зоны (породы) взаимодействия флюида представляются отличными от таковых в зонах срединно-океанических хребтов.

Изотопный состав свинца в сульфидах из МБ позволяет полагать, что источником этого металла могли бьпъ бязальты типа MORB или деплетированная мацтня. Однако, повышенные содержания Pb, Ag, Sb и As не характерны для сульфидных построек, ассоциированных с этими породами (Лисицын и др., 1990; Rona, Scott, 1993). Обычно этН элементы обнаруживаются в сульфидных рудах, которые сформировались в районах с мощными осадочными покровами (Лисицын и др., 1990; Zierenberg et al., 1993), или в задуговых бассейнах, где сульфидная минерализация ассоциируется с андезит-риолнтовым магматизмом; (Binns, Scott, 1993; ffalbach et al., 1993). Повышение содержания легкого изотопа серы в сульфидах нз постройки МБ также не объясняется смешением серы, извлеченной из базальтов (55,S * 0%«), и серы, заимствованной нз морском воды (5MS « +20%о). По-тюнмому, отмеченные феномены (повышенные содержания

Ag, Pb, Sb u As и изотопный сдвиг серы) обусловлены тем, что эти компоненты были извлечены при взаимодействии флюида с пелагическими осадками, как это происходит в гидротермальных системах, известных в заливе Гуаймос и в троге Эсканаба. Следует отметить, что мощных осадочных чехлов в МБ не обнаружено (Tuflfar, 1990; Лисицын и др., 1992). Вероятно, источником указанных компонентов послужили погребенные осадочные породы, либо пелагические осадки, вовлекшиеся вдоль зон субдукции.

Сульфидная постройка CJI также формировалась из флюида, содержащего компоненты из различных источников. Поступление тяжелой серы в гидротермальную систему объясняется по-разному (Bluih, Oiunoto, 1988). Один из возможных механизмов включает восстановление сульфатной серы из морской воды и неравновесное смешение ее с сероводородом горячих гидротермальных флюидов (Oltmoto and Rye, 1979). Можно полагать, что смешение серы различногс происхождения послужило одной из причин, вызвавших изотопное неравновесие сосуществующих минералов. Такие процессы смешения компонентов протекают в гидротермальных системах срединных океанических хребтов. Две гипотезь могут быть предложены для объяснения повышенной радиогенности свинца i сульфидных образованиях CJI: (1) источником металла послужили пелагически« осадки, поступающие в глубокие части по зонам субдукции; (2) неоднородностью мантии в этом регионе, вследствие чего базальты были обогащены компонентом EM II (Hart, 1984).

Изотопный состав свинца в постройке ЦЛ оказался близким к таковому i базальтах, обнаруженных в бассейне Лау. Вероятно, эти породы послужили источником металлов, участвующих в минералообразовании. Смещение отношеииг изотопов свинца в сторону более радиогенных интерпретируется как добавленш тою металла из более древнего корового материала к свинцу, имеющему мантийное происхождение (Агапова и др., 1993).

Таким образом, в результате проведенных исследований выявлено фундаментальное отличие процессов гидротермального минералообразовання, протс каклцнх в зонах сирединга в задутовых бассейнах, от аналогичных процессов изученных в срединпо-океанических хребтах. Оно заключается в том, «го в рудо образующую систему во&текались компоненты, которые могли быть заимствова ни из пелагических осадков. U этом смысле они сходны с процессами, происходящими в областях, где широко распространены мощные осадочные чехлы. Однако, в бассейнах Лау и Манус подобные образования не обнаружены. Поэтом; можно нолашть, что нснагические осадки могли быть вовлечены в процессе суб лукнин. вшможно, что отмеченные особенности отражаюг неоднородность ман um СЛп'1 Irr, Нац. |9Mit,

Заключение

В диссертации изложены результаты реконструкции условий отложения минеральных ассоциаций в рудах гидротермальных месторождений цветных и благородных металлов. Новый подход к решению проблемы состоит в анализе общих закономерностей формирования руд на основании детального изучения их текстурно-структурных особенностей, химического состава минералов, флюидных включений, соотношения изотопов ь них, термодинамических расчетов минеральных равновесий, что явилось основой для более глубокого понимания мииералообразующих процессов, протекавших в различных геологических обстановках.

Основным результатом проведенных исследований япляется обоснование -путем анализа текстурно-структурных особенностей руд и химического состава сосуществующих минералов, распределения элементов-примесей и стабильных изотопов между ними — отсутствия полного химического и изотопного равновесия при отложении руд цветных и благородных металлов. Однако сопряженность реакций растворения и отложения минералов, корреляция химического состава сосуществующих минералов, соответствие параметров минералообра-зования, рассчитанных по распределению элементов-примесей, указывает на тенденцию к установлению частичного равновесия при процессах минерало-образования.

На примере рудообразующих систем, формирующих месторождения цветных и благородных металлов в различных геологических обстановках (на больших и малых глубинах, в субшршшых условиях), продемонстрировано смешение п сфере рудоотложення флюидов и мииералообразующих компонентов, поступавших из различных источников. Показана доминирующая роль магматогенного флюида в образовании изученных мезотермалытых и эпитермальных месторождений.

На основании анализа минеральных парагенезисов, изучения флюидных включений н соотношения изотопов в минералах разработаны оригинальные генетические модели мезотермалыгых, эпитермальных и субмаринньгх процессов рудообразования, которые объясняют истоигикн флюида и рудообразуюших ком-гтоне!«ов, способы переноса металлов в сферу рудоотложення, механизмы кристаллизации минералов и количественно характеризуют физико-химические параметры отложения руд.

По теме.диссертации опубликованы следующие основные работы

Агапова A.A., Бортников Н.С., Викентьев И.В. и др. Изотопный состав свинца современных сульфидных руд в рифговых зонах бассейнов Манус и Лау, Юго-Западная окраина Тихого океана. ДАН, 1994, т. 336, Na 4, с. 500-503.

Агапова A.A., Бортников Н.С., Чернышев И.В. и др. Изотопный состав свинца современных сульфидных руд в рнфтовых зонах бассейнов Манус и Лау (Юго-Западная окраина Тихого океана. - Геол. рудн. месторожд., 1984, N¡2 с. 184-190.

Басу К., Бортников Н.С., Мукерджи А., Мозгова H.H., Цепин А.И. Минералога геохимические особенности стратифицированного полиметаллического мес торождения Раджпура-Дариба, Раджастан, Индия. В кн.: Геол. и полезные ископ. древних платформ., М.: Наука. 1984, с. 99-105.

Борисенко A.C., Бортников Н.С., Павлова Г.Г., Цепин А.И., Поспелова Л.Н. Ви мутсодержащие минералы в сидерит-сульфосольных жилах Юстыдского пр< гиба (Северо-Западная Монголия). Геолог, и гсэфиз., 1986, №10, с. 70-78.

Бородаев Ю.С., Мозгова H.H., Бортников Н.С., Индолев Л.Н. Типоморфные особенности сульфосолей оловорудных месторождений на примере цилин-дритов и франке Итон. Новые данные о типоморфизме минералов и минеральных ассоциаций. М., 1977, с. 77-80.

Бородаев Ю.С., Мозгова H.H., Озерова H.A., Бортников Н.С. Пякконенит — но вый сульфид соьмы и мышьяка. Зап. ВМО, 1981,.№4, ч.НО, с. 480-487.

Бородаев Ю.С., Мозгова H.H., Озерова H.A., Бортников Н.С., Пашков Ю.Н., Ойванен П., Илитуйнен А. Минералого-геохимические особенности рудно! района Сейняйоки (Финляндия). В кн.: Геохимия процессов рудообразова-ния. М., Наука, 1982, с. 160-199.

Бортиков Н.С. Проблемы применения парагенетического анализа минералов и экспериментальных данных при построении генетических моделей рудных месторождений. В кн.: Источники рудного вещества и физико-химические условия эпитермалытго рудообразованин. Новосибирск, 1990, с.107-113.

Бортиков Н.С. О достоверности арсенопиритового и арсеноиирит- ^фалеритово ю teoiepMoMerpoB. Геол. рудных месторожд. 1993, №2, с. 177-191.

Пиршиюв Н.С , Бородаев Ю.С., Вяльсов Л.П., Мозгова H.H. Редкие минералы сурьми и их нараи-нешсы в рудах месторождения Южного (Тстюхинский район. Южное Приморье). - Новые данные о минералах СССР. 1975, с. 313

Ь"рнпнов И С , Генкпн А Л Наратенешчсскнй аналщ рудных минералов в по: нанин нр'икссои рулопбразнианин В кн.: Рудообратуюишг процессы и сне

....... М Паи а IWI, с. 112 123

Бортникоп U.C., Генкин А.Д. Сосуществующие сульфиды как показаге-и условий рудообразоваиия. В кн.: Минеральные ассоциации, структуры и текстуры руд. М.: Наука. 1984, с. 29-51.

Бортников Н.С., Генкин А.Д., Заозерина О.Н., Муравицкая Г.И. Станнин-сфале-рнтовые срастания — возможные показатели условий рудообразоваиия. — Геол. рудн. месторожд. 1990, 32, № 5, с. 32-45.

Бортников Н.С., Генкин А.Д., Коваленкер В.А. Мннералого-геох'чинческне показатели условий гидротермального рудообразоваиия. В кн.: Эндогенные рудные районы и месторождения. М. Наука. 1987, с. 40-59.

Бортников Н.С., Коваленкер В.А., Гейнке В.Р., Тронепа Н.В., Раздолина Н.В. Химический состав и парагенетические ассоциации сульфосолей в серебро-полиметаллических месторождениях Карамазара. В кн.: Метасоматоз, минералогия и вопросы генезиса золотых н серебряных месторождений. М.: Наука, 1986, с. 146-167.

Бортников Н.С., Коваленкер В.А., Некрасов И.Я. Физико-химические условия формирования сереброполиметаллических месторождений, локализованных в вулканогенных породах. В кн.': Генетические модели эндогенных рудных формаций. Новосибирск. 1985, т.Ш, с. 101-102.

Бортников Н.С., Коваленкер В.А., Сафонов Ю.Г., Тронепа Н.В., Лапутина И.П., Раздолина Н.В. Химический состав и условия образования Ag-Cu-Pb-Bi-сульфосолей в Канн'мансурском рудном поле. Изв. АН СССР, сер. геол. 1985, N¡>9, с. 65-75.

Бортников Н.С., Крамер Х.Л., Генкин А.Д., Крапива Л.Я., Санта-Крус М. Пара-генезисы теллурндов золота и серебра в золоторудном месторождении Фло-ренсия. Геол. рудных месторожд. 1988, №2, с. 49-61.

Бортников Н.С., Крамер Х.Л., Генкин АД., Кульнев A.C. Минеральный сосгав и условия образованно месторождения золота Делита, Республика Куба. -Геол. рудн. месторожд., 1989, N> 5.

Бортников Н.С., Кудрявцев A.C., Тренева Н.В. Висмутсодержащие блеклые рулы из месторождения Тары-Экан (Восточный Карамазар, Средняя Азия). Минерал, ж., 1986, т. 8, №3, с. 61-64.

Бортников Н.С., Лапупша И.П., Сафонов Ю.Г. Новая группа минералов системы Ag-Pb-Bi-S из Каннмансурского рудного поля (Карамазар). ДАН СССР, 1987, т. 292, №5, с. 1235-1238.

Боцгникоп Н.С., Мозгова H.H., Некрасов И.Я., Розов Д.П., Туляков B.F.., Hemm А.И. Особенности висмутовой минерализации юлоторулною месторождения в Восточном Забайкалье. Минерал, ж., 1982, т. 4. №4, с. 45 -58.

Бортников Н.С., Мозгова H.H., Цепин А.И., Бресковска В.В. Первый опыт синтеза хлорсульфоантимонитов свинца. ДАН, 1979, т. 244, №4, с. 955-958.

Бортников Н.С., Мозгова H.H., Некрасов И.Я., Бородаев Ю.С., Индолев JJ.II. Факторы, определяющие типоморфизм минеральных ассоциаций и сульфо-антимоннтов свинца. В кн.: Новые данные по типоморфизму минералов и минеральных ассоциаций. М., Наука, 1980, с. 115-130.

Бортиков Н.С., Некрасов 11.51. Об изоморфизме в соединениях системы Pb-Su-Sb-S. В сб.: "Вопросы изоморфизма и генезиса минеральных индивидов и комплексов". Элиста. Из-во Калмыцкого ун-та, 1977, с. 235-241.

Бортников Н.С., Некрасов И.Я. Состав и фазовые взаимоотношения геннантита в системе Cu-Fe-As-S при 500'С. ДАН, 1987, т. 297, №2, с. 449-451.

Бортников Н.С., Некрасов И.Я., Мозгова H.H. О фазовых соотношениях в системе Fe-Pb-Sb-S при температурах 400-500'С. Докл. АН СССР, 1978, т. 239, №2, с. 420-423.

Бортников II.С, Некрасов И Я., Мозгова H.H. Фазовые соотношения в тронных сечениях системы Fe-Pb-Ag-Sb-As-S и их значение /тли минералогии сульфо солей. В сб.: Суш.фосали, платиновые минералы и рудная микроскопия. М., Наука, 1980, с. 66-75.

Бортников НС, Некрасов II.Я., Мозгова H.H. Факторы, определяющие типоморфизм ассоциации сшнтцово-сурьмяпых сульфосолен (по экспериментальным данным). Там же с. 55-57.

Бортников Н.С., Прокофьев В.Ю., Раздолина II B. Двойственная природа флюида в меютермалытон рудообразующей системе месторождения золота Чар-мтпан, Западный Узбекистан. ДАН, I9V4, т. 336, Ns 4, с. 521-524.

Ьирнщкон Н С., Федоров Д.Т., Муравьев К.Г. Минеральный состав и условия образования сульфидных построек бассейна Jlay (юго-западная часть Тихого океана). Геол. рудных месторожд. 1993, т. 35, №6, с. 528-543.

Борщиков Н.С., Цепин А И, Сурьмяно-висмутовые сульфосоли Среднеголготай-ското месторождении (Косючиое Забайкалье). Изв. АН СССР, сер. геол., 1987, Nil, с. 86-95.

I picKoucK.i В В., Бортников II.С. Минеральные наршенеэисы и физико-химические условии минералообраювання в Малжаровском рудном поде. 0 кн.: Кристаллохимия мниершнят. Софии, изд. ISAII, 1986, с. 121-129.

Ьр. коьска II.В,, Бортников II.C, Мо'иова H.H., Цепин Л И., Голованова Т.Н. С ерсори тнмутссасноиач минерализация в Малжаровском рудном иоде, Bin ючные Родопы, Бч.'тцти. Голишиик Софииек. утншерещега, Геология, '"■Vi. I 77, кн. I, с. >.d И

Бресковска В.П., Мозгова H.H., Бортников U.C., Бородаев Ю.С., Косточ И. Вис мутовая минерализация в кварцевых жилах в Нареченски Бани (Центральные Родопы, Болгария). Там же, с. 131-146.

Бресковска B.D., Мозгова H.H., Бортннков Н.С., Цепнн А.И. Особенности химического состава блеклых руд полиметаллических месторождений Родоп, Болгария. Изв. ЛН СССР, сер. геол., 1984, N>1.

Бресковска В.В., Мозгова H.H., Бортннков U.C., Цепин А.И. Хлорсодержашие сульфосоли из полиметаллического месторождения Маджарово (Болгария). Там же, с. 83-89.

Гпмяннн Г.Н., Бортников Н.С. Особенности химического состава блеклых руд in месторождении золота различных рудных формаций Восточной Якутии. Геол. рудных месторожд. 1988, т. XXXI, №2, с. 50-62.

Гамяннн Г.Н., Бортников U.C. и др. Нежданинское золоторудное месторождение. М.: Наука, 1995 (в печати).

Добровольская М.Г., Бортннков Н.С., Наумов В.Б. Железистость сфалерита как показатель режима серы при формировании рудных месторождений. Геол рудных месторожд. 1991, №5, с. 80-93.

Зайкон В.В., Шадлун Т.Н., Масленников В.В., "оргииков Н.С. Сульфидная

залежь Лман-Касы — "черный курильщик" в Уральском палеооксане. Геол. рудн. месторожд. 1995 (в печати).

К.оваленкер В.А., Бортни'ков Н.С., Тронева Н.В. Особенности химизма и минеральные парагенезисы Ag-Cu-Pb-Bí-сульфосолей в рудах Кочбулакского месторождения. Минерал, ж., 1984, т. 6, №2, с. 16-30.

Коваленкер В.А., Наумов В.Б., Прокофьев В.Ю., Бортников Н.С. Новые данные о химизме и температуре рудообразуюших растворов малоглубинной золото серебряной минерализации. ДАН, 1986, т. 291, №3, с. 672-675.

Коваленкер В.А., Тронева Н.В., Бортников Н.С., Басова Г.В., Вяльсов Л И. Пер вая находка михаранта в СССР. ДАН, 1984, т. 277, №3, с. 689-692.

Некрасов И.Я., Бортников Н.С. Об условиях образования сульфосолей и сульфо станнатов свинца и сурьмы (по экспериментальным данным). Геол. рули, месторожд., 1975, т. 17, №6,

Некрасов И.Я., Бортников Н.С. Ассоциации рудных минералов как индикаторы физико-химических условий образования гидротермальных мгетрожленнй В кн.: Условия образования рулных месторождений. М.: 1°86, с. 272-279

Некрасов И.Я., Бортннков Н.С. Об оловянном оруленении в докгмГччнЧскон толще Колымского срединного массива. ДАН. I9S7, т. 296. с "60 "М

Некрасов И.Я., Бортников Н.С., Ценин А.И. Синтез и фазовые соотношения сульфостаннатов системы Pb-Sn-Sb-S в гидротермальных условиях. Докл. АН СССР, 1975, т. 223, №3, с. 707-710.

Оргаиова Н.И., Кузьмина О.В., Бортников Н.С., Мозгова H.H. Кристаллическая структура субъячейки синтетического андорита - 24. ДАН, 1982, т. 267, №4, с. 939-942.

Прокофьев В.Ю., Бортников Н.С., Игнатенко К.И. Зональность Зыриновского колчеданно-иолимегаллического месторождения по данным исследовании минералов переменного состава и флюидных включений. Геол. рудных месторожд. 1988, №6, с. 91-99.

Мозгова H.H., Бортников U.C. О нестехиометрии игольчатых сульфоаншмони -тов свннца. В кн.: Геохимия. Минералогия. М., Наука, 1980, с. 126-138.

Мозгова H.H., Бортников Н.С. О нестехиометрии кобеллита. Там же, с, 31-49.

Мозгова H.H., Бортников Н.С., Гончаров А.И., Озерова H.A., Бородаев Ю.С., Цепин А.И. О новой находке ассоциации сурьмяно-мышьяковых сульфо-солей свинца (месторождение Новое, Хайдарканское рудное поле). ДАН, 1979, т. 248, №2, с. 447-452.

Мозгова H.H., Бортников Н.С., Оргаиова Н.И., Цепин А.И., Кузьмина О.В., Некрасов И.Я. Новые данные о гомологической серии андорита. Минералогический журнал, 1983, т. 5, №1, сгр. 17-33.

Мозгова H.H., Цепин А.И., Озерова H.A., Бортников U.C., Тронева Н.В. Ргугь-содержащие блеклые руды. Зап. ВМО. 1979, вып. 4, с. 437-453.

Морален Г.В., Бортников U.C., Матов B.C. Химический состав блеклых руд в связи с условиями рудообразоваиия месторождения. Там же, №4, с. 116-121.

Шаллун Т.Н., Бортников Н.С. и др. Минеральный состав и условия образования современных сульфидных руд в зидуюиим бассейне Маиус (Тихий океан). I еол. рудных месторожд. 1992, №5, с. 3-21.

Пенни А.Н., Мозюва H.H., Бортников U.C., Вяльсов Л.П. О цннксодержащих блеклых рулах. ДАЛ, 1979, т. 247, №1, с. 208-212.

lia il К , BoiTiiikqv N.S., Mislira 1). cl al. Significance of transformation textures in laliloics ironi Kajpura-Dariba polymelallic deposits, Rajastlian, India. N.Jb. Mmcial., A tili., 1984, flci.149, p. 143-161.

IIa и К linitiiikov N S., Mooklicrjee A., Mozgova N.N. Rare iiliiieials fiom Kajplua-O.inba, Kajastan, India. I. Owylieeite. Journ. of the Geological Society of India, 1940. V 21, №9, p 417-124.

li i и К ilniiiiit hv N S , Mnokhcijee A. el al Raie minerals fiom Riijpiira-Daiiba, I' и i Hi m. India V. (lie бы iccoidcd (iccuieiicc ol a iiiaiifaiinaii lahloie, N.Jb. IUI ' Im I ihn|in:, AI)|| , 148», lid 149, №1, p. 105-112,

Basil K., Bortnikov N.S., Mookherjee A., et al. Rare minerals Prom Raipura-Darihii, Rajastan, India II: Intennetallic compound Ag74. 2Aul6. 2Hg9.4. N. Jnhrb. Mineral., Abh., 1981. Bd.141, H.2, p. 217-223.

Basu K., Bortnikov N.S., Mooklieijee A., et al. Rare minerals from Raipnra-Darib.i, Rajasthan, India III: Plumbian tctrahedritc. TaM *e, H.3, p. 280-289.

Basu K., Bortnikov N.S., Mozgova N.N., et nl. Rare inineials from Rajpura-Dariba, Rajasthan, India IV New Pb-Ag-11-Sb sulphosall, rayile. N. Jb. f. Mineral., Mil., 1983, Hf.7, p. 296-304.

Borodacv Yu.S., Bortnikov N.S., Mozgova N.N., et at. Associations of ore minerals in the deposits of the Seinajoki district and the discussion on the ore formation. Bull Geol. Soc. Finland., 1983, №55, part I, p. 3-23.

Bortnikov N.S., Dobrovol'skaya M.G., Genkin A.D., Naumov V.B., Shapenko V. Sphalerite-galena geolhermonieters: distribution of cadmium, manganese and fractionation of sulfur isotopes. Econ. Geol., 1994.

Bortnikov N.S., Gamyanin G.N., Naumov V.B., Nosik L.P. The Nezhdaninskoye

mesotliernial gold deposit, Russia: Ore-forming fluid and deposition environment. In: Current Research in GeoIogyApplicd to ore Deposits. Grannda, Spain, 1993. p. 419-422.

Bortnikov N.S., Genkin A.D., Chryssouhs S. Deposition environment of gold-bearing arsenepyntc in mesodermal deposits. Ibid.

Bortnikov N.S., Genkin A.D., Dobrovol'skaya M.G., Muravitskaya G.N., Filimonova A.A. Hie nature of chalcopyrite inclusions in sphalerite: exsolution, coprccipita-, tion, or "disease"?. Economic Geology, 1991, v.86. N° 5, p. 1070-1082.

Bortnikov N.S., Genkin A.D., Dobrovol'skaya M.G., Muravitskaya G.N., Filimonova A .A. The nature of chalcopyrite inclusions in sphalerite: Exsolution, coprecipita-tion, or "disease"?. A replay Economic Geology, 1992, v.87, №4, p. 1192-1193.

Bortnikov N.S., Genkin A.D., Troneva N.D. Tennantite decomposition: Evidance fr-m the Kedabek copper deposit, Azebaijan. Mineral. Petiol., 1993, 47, p. 171-18!.

Bortnikov N.S., Nekrasov I.Ya., Mozgova N.N., Tsepitt A.I. Phases and Phase Relations in the Central Portion or the System Fe-Pb-Sb-S between 300 and 500oC in Relation to Lead-Antimony Sulphosalts. Neues lahrbucb fur Mitvrra-logue, Abhandlungeit, 1982. Bd.I43, H.I, p. 37-60.

Bortnikov N.S., Prokofev V.Yn., Naumov V.B. The Cu-Bi-Ag-Pb deposits'from Kan mazar. Middle Asia, USSR: geocbemical environment of the transport and jtrpn-sition of metals. In: Source, transport and deposition of metals. Rotterdam, AA.Bakema, 1991, p. 165-167.

Borlnikov N.S., Vikentyev I.V., Chernyshov I.V., Agapova A.A. Lead isotope systema-lics in sulphides from modem hydrotliermal vents: a comparison of mid ocean and back ore settings (Pacific). Mineral. Mag., 1994, 58A, p. 107-108.

Breskovska V.V., Mozgova N.N., Bortuikov N.S. New data on the bismuth sulpliosalts from the Bakadjik polymetallic deposit, Janibol district, Bulgaria. Am. Unive. Sofia, v.78, 1984, p. 182-191.

Breskovska V.V., Mozgova N.N., Bortuikov N.S., Gorsclikov A.I., Tsepin A.I. New mineral ardaite - a first repieseutative of clorine-sulphosalts. Mineral. Mag., 1982, v.46, p. 357-361.

Bieskovska V.V., Mozgova N.N., Bortuikov N.S., Tsepin A.I. On the first discovery of cloiine-sulphosalts in nature. Докл. Болгарск. АН, 1979, т. 32, Nal, с. 63-66.

Breskovska V.V., Mozgova N.N., Boitnikov N.S., Tsepin A.I., Ciorshkov A l. New data on cloiine-sulphosalts. Bull. Mineral., 1981, №6, v. 104, p. 757-762.

Kovalenker V.A., Bortuikov N.S. Chemical composition and mineral associations of sulphosalls in the precious metal deposits fiom different geological environments Geologica Carpatica, 1985, v.36, №3, p. 283-291.

Muelo Y., Moígova N.N., Picol P., Bortuikov N.S. et Vtublevskaya Z. Cristallocliiniic de I'owyhecite: nuuvelles donnees. Tsclieriuaks Mineral. Pctiogr. Mitt., 1984, v.32, p. 271-281

Mo/guv,i N.N , Boitnikov N.S., Boiodaev Y.S., Tsepin A.I. Sur la noii-stoechiometiic do buli'oscls aiiliinoiiieux aiseuiques dc plomb. Bull. Mineral., 1982, Nil, 105, p. 3 10

Mozgova N N.. Boitnikov N.S., Boiodaev Y.S., et al. Fulkinanile, Pli5.4Sb3.6SII, Nev l)au and Relationship with Sulpliantimonites of lead (Re-examination of Type Mateiial lioiit Bayeiland Mine, Bavaria). N^b. Mineinl., Abli., 1983, 147, I, p.

80 98.

Nckiusov I Va , Boitnikov N.S. ilie fuimatkm ol sulfostannulcs and Pb and Sb

sullusalis in the deposits of the "Bolivian" type (experimental study) Metallization associated vv»111 acid inaginatism, 1978, v..]. Pralia, p. 359-366.

Nck.ia.sov I Ya., Boitnikov N.S 1 lie system Pli-Sn Sb-S-НЮ al 300-500oC and the geiicsi; of ihc uies ol "Bolivian" type. MAWAM-Sympos., 1974: Metallization associated with acid inagmalism Piahu, v.l (1974), p, 280-283.

Информация о работе

Бортников, Николай Стефанович
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 1995
ВАК 04.00.11

Автореферат

Похожие работы