Глава 2. Аргиллизиты докембрия (стр. 6 )

Березитовые метасоматиты

Температуры образования, состав флюидов. Для Топориканского рудопроявления температура процесса березитизации, определенная методом гомогенизации ГЖВ, составляет 1250 (Молчанов, 2004). Наблюдаемые включения являлись двух и трехфазными. В составе газовой и жидкой фазы преобладает СО2 (Лаборатории института КРЕГЮ, Нанси, Франция).

Условия образования жильных гидротермалитов Широтной зоны исследовались в лаборатории ИТиГ по образцам 207007 (кварц с 0.2 г/т) и 210027 (кварц-флюоритовая порода c зеленоватым флюоритом с 12 г/т, с самородным золотом в кварце).

В первом образце псевдо-вторичные газово-флюидные включения содержат водный раствор с Тh от -21 до -23.50С, который соответствует растворам хлоридов натрия и калия, и Tm=6.5С (10% NaCl eq.). Температуры их гомогенизации варьируют от 210 до 2600С, с учетом поправок на давление в 10-200С (глубина около 1 км), температура образования составит С. Вторичные однофазные включения заполнены водным раствором с Те= -1.50С (2% NaСl eq.). Эти данные показывают, что в конечных стадиях роста кварца, вслед за уменьшением температуры последовало уменьшение концентрации растворов и изменение K-Na специализации растворов железо-магниевой.

Во втором образце состав и температуры образования кварца и зеленоватого флюорита идентичны: Tm=-210С (система NaСl+Н2О), Tm=-60С (9% NaСl) и Th=2200С (Tf=С на той же самой глубине) (Kirillov, Berdnikov et al., 2002).

Решение вопроса о генезисе рудных объектов способствует уточнению критериев поисков руд. Учитывая дискуссионность вопроса образования описываемых рудных объектов, для выяснения происхождения рудоносных флюидов автором привлекались данные определений изотопного состава стабильных изотопов S, O и С с учетом вероятных температурных условий процесса.

Содержания δ18О в околорудно-измененных породах участка Топорикан варьирует от +15,40 до 20,65% (табл. 25). При вариациях температур от 200 до 1500 поправки по (1970) будут колебаться от 7 до 10%. Тогда для пробы М-554 значения будут соответствовать водам метаморфического происхождения, для остальных проб – ложиться в граничные значения для вод метаморфического и магматического происхождения.

Данные по геохимии изотопов углерода со значениями δ13С, колеблющимися от -4,80 до -6,46% (табл. 25) свидетельствуют о его ювенильном происхождении (Тугаринов, 1975).

Таблица 25. Рудопроявление Топорикан. Результаты изотопного анализа кислорода и углерода из карбонатов

№№ п/п	№ пробы	δ18 O%.	Глубина Взятия, м	Тип породы	№№ п/п	№ пробы	δ34 C%	Глубина взятия, м	Тип породы
1	М-554	+20,65	157,5	анкерит из трахири олита	1	М-554	-5,07	157	анкерит из трахириолита
2	М-551-1	+17,43	162,5	анкерит из гнейса	2	М-463-1	-4,80	162,5	гнейс
3	М-551-1	+15,40	245	кальцит из диабаза	3	М-551-1	-6,46	245	гнейс

Анализы выполнены , 1989г, в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ВСЕГЕИ. Масс-спектрометр МИ-1330. Результаты измерений приведены к значению стандарта SMOW (для кислорода), PDB (для углерода). Погрешность измерений + 0,3 %.

Для серы характерен весьма небольшой диапазон вариаций δ34S, незначительно колеблющийся около 0%, что может свидетельствовать о слабом фракционировании изотопов (табл. 26, 27). Не отмечается также зависимости изотопного состава серы от интенсивности метасоматического преобразования пород и от их первоначального состава. Эти особенности могут свидетельствовать с тем, что присутствует единственная генерация пиритов, сформировавшаяся в один цикл процесса, а также, что существовал, по всей вероятности, один источник серы. Дж. Ховс (1980) предполагает, что рудные месторождения с δ34S около 0% получают серу из магматических источников.

Сравнительный анализ приведенных данных с результатами определений изотопов серы для других районов показывает, что сходный диапазон значений отмечается в пиритах уран-молибденового месторождения «Мерисвейл» (США), локализующегося в вулканитах (Виноградов, 1969).

Таблица 26. Рудопроявление Топорикан. Результаты изотопного анализа серы пиритов

№№ п/п	№ пробы	δ34 S%.	Глубина взятия. м	Тип породы	№№ п/п	№ пробы	δ34 S%	Глубина взятия, м	Тип породы
1	629	+2,30	0	песчаник	4	115	-2,13	109	гнейс
2	22	+4,95	42	песчаник	5	11	-3,56	154	гнейс
3	С-18-1	-3,86	105	песчаник	6	С-18-11	+5,30	188	гнейс

Анализы выполнены , 1989 г., в лаборатории изотопных исследований ДВИМСа. Масс-спектрометр МИ-1201Б. Результаты измерений приведены к значению стандарта Сихотэ-Алиньского метеорита. Погрешность измерений +0,5%.

Таблица 27. Рудопроявление Топорикан. Результаты изотопного анализа серы пиритов

№№ п/п	№ пробы	δ34 S%.	Глубина взятия. м	Тип породы	№№ п/п	№ пробы	δ34 S%	Глубина взятия, м	Тип породы
1	П-356-d	-2,7	0	трахириолит	4	М-458-а	-6,0	117	гнейс
2	М-555	-5,2	73	трахириолит	5	М-473	-5,7	119	трахириолит
3	М-553	-3,3	95	трахириолит	6	М-463	+11,0	16,3	гнейс

Анализы выполнены , 1989 г., в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ВСЕГЕИ. Масс-спектрометр МИ-1309. Результаты измерений приведены к значению стандарта троилита метеорита Каньон Дьяболо. Погрешность измерений + 0.5%.

Приведенные выше материалы минерало-геохимических и петролого-геологических исследований, а также данные по геохимии стабильных изотопов свидетельствуют о эндогенно-метаморфогенном происхождении околорудно-измененных пород.

Обратимся к вопросу возможных источников рудного вещества.

Согласно (1969), генераторами термальной волны кислотности, необходимой для березитизации пород, являются только кристаллизующиеся магмы преимущественно кислого состава. На участке «Топорикан» нет интрузивных пород кислого состава (в том числе и даек) – обычных источников преобразующих растворов и таких элементов, как U и Мо. Выщелачиваемые гидротермальные растворы могли бы генерироваться интрузиями основного состава, выступающими в роли как источника теплового питания, так и источника повышенных концентраций ряда халькофильных и сидерофильных элементов. Для Улканского, Учурского прогибов в целом и для участка «Междуречный» в частности отмечается близкая пространственная связь ореолов низкотемпературных изменений и малых интрузий повышенной щелочности калиевой серии, принадлежащих гарындинскому комплексу. На возможность генерации рудоконцентрирующих растворов интрузиями основного состава с повышенной щелочностью (в том числе траппами) на Сибирской платформе указывают изданные работы (Шипулин, 1969).

Для описываемого случая предполагаются местные источники рудного вещества. Из анализа геохимических данных видно, что оруденение зоны окружены обширными ореолами привноса элементов (отмечается вынос рудных компонентов с более удаленной периферии – из окружающих кристаллических пород, обогащенных Zn, U, Mo, Ag, V и другими элементами).

Аргиллизитовые метасоматиты

Температуры образования, состав флюидов. В пределах Элгэтэйского рудного поля, оруденение в ореолах аргиллизитов сформировалось в обычных для близповерхностных гидротермальных систем обстановках низких температур, о чем свидетельствуют данные исследований газово-жидких включений во флюорите. Как явствует из микроскопических исследований, флюорит образовался непосредственно вслед за рудными минералами и, следовательно, температуру его образования можно рассматривать как температуру завершающих стадий рудообразования и аргиллизитового процесса в целом.

По результатам термометрии ГЖВ во флюорите, температуры гомогенизации охватывают широкий интервал от +50 до +2900С, значительно колебалась и концентрация растворов (0-18% мас. МgСl2 экв). Флюорит образовался непосредственно вслед за отложением рудных минералов, поэтому значение 3000 можно принять за нижнее значение температурного интервала рудообразования. В составе флюида присутствовал достаточно широкий набор щелочных (Na, K, Li) и щелочно-земельных (Ca, Mg) катионов (Кириллов, Бердников, 1991).

Для исследований условий аргиллизации в породах Учурского платформенного прогиба привлекались образцы с баритом проявления Адаргай. Криометрические исследования плоско-полированных пластин барита показали, что протаивание эвтэктики (Тэ) и начало плавления фазы льда происходит при температуре около -380. Ближе всего эта температура соответствует Тэ системы МgСl2+КСl2 +Н2О (-37.80 C по Борисенко (1977). Возможно также присутствие ионов железа, что согласуется с железистым характером изучаемых метасоматитов. Температура окончания плавления кристалликов льда в первичных включениях -14 – -150, в ранних вторичных -8-110С, в поздних вторичных -30С. Согласно Борисенко (1977), эти параметры соответствуют концентрациям водных растворов МgСl2+NaСl2 (очень близко к МgСl2+КСl2) порядка 15% для первичных, 10-12% для ранних вторичных и около 5% для поздних вторичных включений. Образования газогидратов не отмечено, что говорит об отсутствии в составе растворов заметных количеств CO2, CH4, N2.

Таким образом, можно заключить, что последние стадии аргиллизитового процесса характеризовались невысокими (не более 1200) температурами при участии водных растворов с магниево-калиевой (возможно, с натрием и железом) катионной специализацией. Судя по хорошей растворимости компонентов растворов, их анионная специализация была, вероятнее всего, хлоридной. Рудообразующие растворы содержали также полезный компонент (Ba SO4), отложившийся в виде барита и отсутствующий во включениях. Концентрация растворов понижалась от 15% в начале роста кристаллов барита до 3% при его изменениях после роста. Судя по тому, что только среди первичных обнаружены включения с пузырьком газа, можно предполагать также падение температуры от начала процесса рудоотложения к его заключительным стадиям.

Изотопный состав кислорода и серы барита оказались ниже значений, характерных для известняков и эвапоритов рифея (F18O–13.5%, F34S – 16.1%), что говорит о вкладе глубинной составляющей в формировании метасоматических залежей (Горошко и др., 2006).

Сравнительная характеристика березитов и аргиллизитов

Березитовые метасоматиты

Анализ минералогического, петрографического и геохимического материалов дает основание говорить о связи оруденения востока АСЩ с метасоматическими породами, представляющими собой фацию, переходную от формации березитов к формации аргиллизитов. Диагностировать изменения таким образом позволяет совместное присутствие в измененных породах как типичных минералов березитов, так и широко распространенного гидросерицита, который «традиционно» считается минералом аргиллизитов. Гидрослюда представлена политипами 1Md, 1M, 2M1 (рудопроявление Топорикан), 2М (рудопроявление Конкули) Присутствие (достаточно ограниченное) в зонах других глинистых минералов (монтмориллонита, каолинита), в верхней части разреза объясняется явлениями гипергенеза. Некоторое исключение представляют собой метасоматиты по диабазам, где глинистые минералы входят в состав промежуточной зоны колонки. Но и в этом случае, объем березитовых минералов во много раз превосходит объем аргиллизитовых, а минеральный состав внутренней и центральной частей колонки характерен для березитов с участием гидрослюды.

Для метасоматических образований, в состав которых входят, кроме перечисленных минералов березитов, как основной минерал еще и гидросерицит, , (1981) предложен термин «гидрослюдистые березиты». Колонки со сходным парагенезисом минералов березитов, где серицит заменен гидрослюдой, описываются и другими авторами (Рундквист и др., 1975). Б. Л Рыбалов, Б. И Омельяненко (1989) называют березиты и гидрослюдизиты «близкими околорудными метасоматитами».

Так же как березиты и аргиллизиты, гидрослюдистые березиты сформированы статистически устойчивой минеральной ассоциацией. Для образований этой фации характерны типичные для березитов Ca-Fe-Mg карбонаты и сульфиды при преобладании пирита. Аналогичные изменения, для которых характерно существование серицита и гидросерицита и наличие полных отчетливо зонально построенных метасоматических колонок (обычных для березитов), характерны для рудных полей Топориканского и Широтного.

с соавторами (1981) предполагает, что процесс березитизации подразделяется на 1)более раннюю стадию (кварц-светлослюдистые образования, устойчивые в кислых растворах); 2)стадию с образованием минералов, устойчивых в слабощелочных и щелочных растворах (хлорит, карбонат, калишпат-адуляр). Последний парагенезис часто имеет прожилковые, струйчатые, шнуровидные формы выделения (как на Широтной зоне). Такое постоянно фиксируемое сочетание кислотного и щелочного парагенезисов рассматривается некоторыми исследователями как сопряженность кислотной стадии и стадии осаждения (в понимании ), и как единый петрогенетический процесс. Это сопряжение, кроме фильтрационного эффекта в ряде случаев, может быть объяснено подземным вскипанием гидротерм, отделением паровой фазы, превращающейся в кислый конденсат, и запаздывающим наложением ощелоченного остаточного гидротермального раствора.

Говоря о взаимоотношениях метасоматитов, можно утверждать, что в кристаллическом фундаменте, особенно в его нижней части, преобладают ассоциации «классических» березитов, а в вулканогенно-осадочной толще – гидрослюдистых березитов.

Для метасоматических зон характерно наличие тонкочешуйчатых слюд (гидросерицита) в тыловых частях колонки, более крупночешуйчатых слюд (серицита, иногда мелкочешуйчатого мусковита) в периферических. Эту закономерность можно объяснить тем, что в метасоматических зонах по мере затухания процесса и постепенного уменьшения температуры высокотемпературные минеральные ассоциации сменялись более низкотемпературными, с сохранением структур кристаллических решеток (слюда остается диоктаэдрической). Особенно наглядно это проявлено в замещении мусковита серицитом, серицита-гидросерицитом. Аналогичные взаимоотношения слюдистых минералов – распространенные явления (Волостных, 1972; Рехарский, 1973), которые неоднократно отмечались автором в измененных магматических породах Охотско-Чукотского вулканического пояса.

Для описываемых метасоматитов рудообразование связывается с завершающими стадиями процесса березитизации, перед появлением основной массы гидрослюд. В целом, рудоотложение происходило на границе участков березитизированных и гидрослюдизированных пород.