Документ взят из кэша поисковой машины. Адрес
оригинального документа
: http://sbmg.geol.msu.ru/Ural-WWW/B-Spirid.html
Дата изменения: Thu Jan 21 23:10:00 1999 Дата индексирования: Mon Oct 1 20:33:06 2012 Кодировка: Windows-1251 |
В оглавление сборника "Проблемы геологии Урало-Монгольского пояса"
УДК 553.4 + 553.24 + 549 (574 + 470.5)
Э.М.
Спиридонов, Г.Н. Назьмова, Н.Ф. Соколова, Ю.С. Шалаев, И.А. Бакшеев, Н.А. Ершова, Е.А. Кореньков, Р.С. Куруленко, Ю.В. Шлыкова, М.В. Середкин, С.В. Прибавкин, П.А. Плетнев, А.В. ЮдинСОСТАВ И ЭВОЛЮЦИЯ МАГМАТИТОВ И МЕТАСОМАТИТОВ ИНВЕРСИОННЫХ ГРАНОДИОРИТОВЫХ И РАННЕОРОГЕННЫХ МОНЦОНИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ КАЗАХСТАНА И УРАЛА И СОПРЯЖЕННОГО Fe-Co (Cu,W) СКАРНОВОГО, Mo-Cu-ПОРФИРОВОГО, КВАРЦ-ШЕЕЛИТОВОГО И ЗОЛОТО-КВАРЦЕВОГО ОРУДЕНЕНИЯ
В каледонидах и герцинидах Казахстана и Урала [1] развиты гранитоидные комплексы двух типов: 1) низкофтористые с Au, Cu, Fe оруденением - инверсионные (соскладчатые) тоналит-гранодиоритовые и раннеорогенные монцонитовые [15, 8, 9, 11 и др.]; 2) высокофтористые с редкометальным оруденением - орогенные и позднеорогенные гранитные, аляскитовые, щелочногранитные, монцонитовые [3, 8, 11, 15 и др.].
Установлено, что даже для наиболее глубинных интрузивов эффекты магматического замещения незначительны. Эффекты гибридизации-контаминации верхнекорового уровня для гранодиоритовой и монцонитовой формаций незначительны, как и металлогеническое значение этих эффектов. Состав пород мелких обособленных интрузивов гранитоидов можно использовать для оценки состава исходных расплавов, аналогично породам зоны закалки дифференцированных плутонов габброидов.
Гранитоиды тоналит-гранодиоритовых комплексов Ca-Na, монцонитовых - Ca-K-Na. Несмотря на существенные различия в составе, те и другие сопровождаются однотипными метасоматическими и рудными образованиями потому, что становление тех и других сопровождалось мощным флюидным H2O+CO2 (и менее CH4+H2S) потоком [9]. Последовательность формирования послемагматических рудоносных метасоматитов у тоналит-гранодиоритовых (крыккудукский, шарташский, пластовский...) и монцонитовых комплексов (тассуйский, коккудуктюбинский, магнитогорский-гумбейский) [2, 3, 8, 11, 15-17] однотипна (+ менее значительная, ++ значительная степень проявления): Mg скарны с Fe(Cu) оруденением (+); Ca скарны с Fe (Co-Cu) оруденением (++); кварц-гидроксилмусковитовые (+); Mo-Cu-порфировые (K пропилиты и кварц-серицитовые) (+); Na пропилиты и тальк-карбонатные (++); гумбеиты с W оруденением (g d +, m ++); березиты-листвениты с Au оруденением (g d ++, m +); аргиллизиты с Sb оруденением (+). Каждый последующий тип порожден особым импульсом гидротермальной деятельности (рис. 1), более низкотемпературными и обычно менее солеными флюидами, имеет индивидуальные минеральные и геохимические характеристики. В целом, для послемагматических гидротермальных образований характерен тренд понижения окислительного потенциала, роста восстановительного потенциала с увеличением величины CH4/CO2 в составе флюидов.
|
Рис. 1 Послемагматические рудно-метасоматические образования и дайки глубинного происхождения инверсионной степнякит-тоналит-гранодиоритовой формации каледонид севера Центрального Казахстана (крыккудукский комплекс) Формации: 1 - магнезиальноскарновая; 2 - известковоскарновая; 3 - кварц-гидроксилмусковитовая; 4 - медно-порфировая (К - пропилиты кварц-серицитовые); 5 - пропилитовая; 6 - гумбеитовая; 7 - березит-лиственитовая; 8 - аргиллизитовая. |
Инверсионные гранодиоритовые комплексы
Основное Au, Fe и Mo-Cu-порфировое оруденение Казахстана и Урала связано с инверсионными степнякит-тоналит-гранодиоритовыми комплексами завершающими островодужный этап развития складчатой области [9, 15]. Ортомагматиты являются производными тоналитовых и гранодиоритовых магм их геохимические характеристики типичны для островодужных магматитов - они умереннощелочные и высокоAl, богаты анортитовым компонентом, пересыщены SiO2, умеренно железистые. Комплексы обычно многофазные, гомодромные, завершаются внедрением мультиплетных серий даек глубинного происхождения родственных (гранитоид-порфиры, микродиориты) и петрологически чужеродных (спессартиты). Изотопный возраст родственных и чужеродных даек идентичен; они многократно чередуются [8, 9]. Особенности состава хромшпинелидов свидетельствуют, что спессартиты крыккудукского и карамендинского комплексов Казахстана и шарташского комплекса Урала порождены маломощными иньекциями базальтовых магм островодужного типа повышенной щелочности (с низкоTi и низкоMg хромшпинелидами, богатыми Zn и Mn) и известково-щелочными (с бедными Mn хромшпинелидами серии хромит-титаномагнетит) [9].
Рисунок петрохимической зональности для островодужных вулканитов и для тоналит-гранодиоритовых комплексов существенно отличен. Для гранодиоритовых комплексов рисунок сложный и пестрый. Плутониты Na плагиогранитного типа размещены в синклинорных структурах; K-Na адамеллитового типа - в антиклинорных структурах; существенно Na гранодиоритового типа занимают промежуточное положение. Подобная зависимость установлена нами и для структур более мелкого масштаба, вплоть до отдельных небольших антиклинальных и синклинальных структур [8, 9]. Это свидетельствует о справедливости представлений В.В. Белоусова для складчатых областей о тесной связи структур верхних и гораздо более глубоких горизонтов земной коры и не позволяет рассматривать тоналит-гранодиоритовые комплексы как "примитивно" коллизионные.
|
|||||||
Калишпат-карбонат-кварцевые жилы |
|||||||
|
Молибдошеелит-I Апатит Пирит Вольфрамрутил Монацит |
Mo- шеелит-II пирит Апатит W-рутил |
шеелит-III пирит молибденит апатит халькопирит теннантит пирротин |
шеелит-IV пирит молибденит халькопирит Ag-Bi галенит тетраэдрит купропавонит Cu бенжаминит тв. растворы висмутин-айкинит |
пирит халькопирит галенит сфалерит блеклые руды менегинит бурнонит-I айкинит |
пирит галенит блеклые руды бурнонит-II, III айкинит тетрадимит гессит алтаит самородное золото андорит |
кальцит стронцианит барит витерит |
Рис. 2. Фации гумбеитов и сопутствующих жильных образований Гумбейского монцонитового комплекса Южного Урала. |
Особый интерес представляют адамеллиты Зерендинского батолита в центре Кокчетавского антиклинория (микроконтинента) в каледонидах Казахстана. Мощность Зерендинского батолита до 20-25 км, он занимает большую часть "гранитного" слоя земной коры. В.И.Серых и др. геологи считали, что Зерендинский массив возник путем гранитизации вмещающих метаморфитов P
R, для которых 87Sr/86Sr=0,712-0,719. Однако изотопный состав Sr в зерендинских адамеллитах и в плагиогранитоидах Крыккудука 0,7035 [14] свидетельствуют о правоте В.М.Шульги [15], который рассматривал те и другие как типичные интрузивные образования.
|
Рис. 3. Соотношение изотопного состава кислорода сосуществующих кварца и шеелита рудных жил гумбеитовой формации Урала |
Интрузивы гранодиоритовой формации возникли на гип- и главным образом мезоабиссальном и абиссальном уровнях. По этой причине, чем больше эрозионный срез складчатой области, тем большую ее часть занимают плутониты гранодиоритовой формации (петрогеохимические аналоги серых гнейсов архея). С фациями глубинности интрузивов коррелируются характер и степень субсолидусного отжига полевых шпатов и окислительного отжига амфиболов, биотита и титаномагнетита, фации метасоматитов, минеральные и геохимические особенности руд [9].
Наиболее ранние и высокотемпературные метасоматиты - Mg скарны (с гидроксилфлогопитом) и Ca скарны (рис. 1). Установлено [17 и др.], что основным источником Fe скарново-магнетитовых месторождений явились скарнированные и гидросиликатно скарнированные "обеленные" гранитоиды эндоконтактовых зон. Для крупномасштабных магнетитовых месторождений типоморфен аллоклазит (упорядоченный CoAsS), для мелкомасштабных - кобальтин (неупорядоченный CoAsS). "Малотоннажная" послескарновая минерализация включает молибдошеелит, теллуриды и сульфиды Bi, вольфрамрутил [9, 18]. Au инертно при процессах скарнирования. Mg и Ca скарны содержат заметные количества Au только в тех участках, где они лиственитизированы. Процессы лиственитизации не связаны генетически с процессами скарнирования, отделены от них внедрением многих генераций даек и формированием Mo-Cu-порфирового оруденения. Таким образом, понятие "золото-скарновая формация" не имеет генетического смысла.
|
Рис. 4. Соотношение изотопного состава кислорода сосуществующих кварца и шеелита рудных жил Au месторождений березитовой формации |
Mo-Cu-порфировые образования содержат молибденит, обогащенный Re (до 3000 г/т, в том числе среди плагиогранитоидов крыккудука до 1850 г/т); среди наиболее поздних и низкотемпературных образований - электрум в ассоциации с борнитом, халькозином и Bi теннантитом.
Au оруденение - наиболее поздний из многочисленных эпизодов послеинтрузивной гидротермальной деятельности и порождено процессами березитизации-лиственитизации (среднеТ углекислого метасоматоза) [9]. Плутоногенные месторождения золото-кварцевой формации формировались в условиях закрытой системы в относительно упорядоченных условиях. Фациям глубинности отвечают минеральные типы месторождений по составу продуктивной минерализации: гипабиссальной - золото
-антимонитовый; мезоабиссальной - золото-сульфоантимонитовый; абиссальной - золото-теллуридный. Установлено, что золотоносность рудных тел и метасоматитов почти целиком обусловлена развитием минералов продуктивной ассоциации, и что реальная температура образования продуктивной минерализации - 190-170 њ С. Это объясняет особенности Au месторождений - то, что они тяготеют к малым интрузивам и дайкам и только к краевым частям более крупных интрузивов: они успевают остыть до нужной Т, иначе Au рассеивается!В Au рудах отчетливо выражены фации состава рудовмещающей среды. Обычные золотые месторождения возникли при относительно высокой
aS, из самородных элементов они содержат золото и изредка сурьму. Иногда месторождения возникали внутри крупных базит-гипербазитовых массивов при крайне низкой aS (Золотая Гора, Урал и др.); здесь в рудных телах нет блеклых руд и сульфосолей Pb, вместо них развиты халькозин, медь, сурьма, купростибит Cu2Sb, златогорит CuNiSb2, галенит, самородный свинец [10].В северной части Казахстана основное промышленное Au оруденение пространственно и хронологически сопряжено с малыми обособленными многофазными интрузивами типа Степнякского, для которых типоморфны тела ранней (предбатолитовой) фазы, сложенные степнякитами (кварцевые и ортоклаз-кварцевые биотит-роговобманковые лейкогаббро-нориты); эти тела фиксируют наиболее долгоживущие и глубоко проникающие разломы, которые в дальнейшем были рудоподводящими. На Урале и юге Казахстана промышленное Au оруденение пространственно и хронологически сопряжено с дайками глубинного происхождения: в пределах дайкообразных интрузивов (Кочкарское рудное поле) или в удаленной надинтрузивной зоне (Березовское рудное поле).
Раннеорогенные монцонитовые комплексы
Cущественное Au, Fe, Cu оруденение Урала и Казахстана связано с раннеорогенными монцонитовыми комплексами. Комплексы обычно многофазные гомодромные (габбро-сиениты = монцониты
R кварцевые сиенито-диориты R граносиенитыR граниты), их становление завершается внедрением даек глубинного происхождения. Интрузивы чаще трещинного типа,формировались преимущественно на гип- и мезоабиссальном уровнях, реже абиссальные. С фациями глубинности интрузивов коррелируются типы и минеральные фации послемагматических метасоматитов и руд. Послемагматические образования различны для комплексов с чисто Cl (магнитогорский с Fe скарнами) и с Cl-F cпециализацией (гумбейский сшеелитоносными гумбеитами) [6, 7, 11]. Результаты наших исследований типоморфной для монцонитовых комплексов гумбеитовой формации сум мированы на рис. 2. Гумбеиты, как и березиты, продукты среднетемпературного углекислого метасоматоза, но более высокотемпературные, чемберезиты [4, 6] и возникли при более высокой aO. Поэтому гумбеитовая формация бедна золотом, но богата шеелитом и молибдошеелитом, со держит вольфрамрутил, гематит, апатит, Ag-Bi галенит, твердые растворы висмутин-айкинит (образуются при Т > 300o [19]), теннантит-тетраэдрит, обогащенный Cu2+, Bi, Te...Изотопные характеристики руд
По соотношению изотопного состава кислорода сосуществующих кварца и шеелита гумбеитовая (рис. 3) и березитовая (рис. 4) формации заметно различаются. Установлен удивительно однообразный изотопный состав O в шеелите Au месторождений березитовой формации (см. рис. 4). Изотопный состав C карбонатов гумбеитовой и березитовой формаций свидетельствует о том, что они возникли при отсутствии сколько-нибудь существенного взаимодействия с метеорными водами (рис. 5). Рассчитанный по измеренным данным и с учетом работ [20, 22], изотопный состав кислорода флюидов, породивших кварц и шеелит гумбеитовой и березитовой формаций Урала и Казахстана, свидетельствует в пользу их глубиного метаморфогенного и/или магматогенного источника (рис. 6).
В зоне цементации золото-теллуридных месторождений Казахстана установлено наличие гипергенных плюмботеллуридов Au-Cu-Fe (Ag) - минералов группы билибинскита - богдановита [13].
|
Рис. 5. Изотопный состав углерода карбонатов рудных жил гумбеитовой формации Урала (данные авторов и [5]) и рудных жил Au месторождений березитовой формации (данные авторов). Изотопный состав углерода мантийных пород (карбонатитов) дан по [23]. |
|
Рис. 6. Изотопный состав кислорода флюидов, породивших шеелит и кварц гумбеитовой формации Урала и Au месторождений березитовой формации. Изотопный состав кислорода магматогенных и метаморфогенных флюидов дан по [12]. |
Литература
1.
Богданов А.А. Тектоническая карта СССР масштаба 1:10 000 000. М.: Недра. 1964.2. Геология СССР. Т. XII (Урал). М.: Недра. 1969.
3. Геология СССР. Т. XX (Казахстан). М.: Недра. 1972.
4.
Зарайский Г.П. Зональность и условия образования метасоматических пород. М.: Наука. 1989.5.
Коржинский А.Ф. Околожильные изменения пород Гумбейского месторождения шеелита // Тр. Горно-геол. ин-та УФАН СССР. 1959. Вып. 42. С. 17-416.
Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов // Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. М.: изд. АН СССР. 1953. С. 334-456.7.
Матвеев К.К. Гумбейские вольфрамовые месторождения // Докл. АН СССР. Сер. А. 1928. ? 8. C. 128-132.8.
Спиридонов Э.М. Каледонские магматические комплексы, некоторые аспекты эволюции земной коры и металлогения Северного Казахстана // Магматизм и рудон. Казахстана. Алма-ата: Гылым. 1991. С. 114-122.9.
Спиридонов Э.М. Инверсионная плутоногенная золото-кварцевая формация каледонид севера Центрального Казахстана // Геология рудных месторождений. 1995. T. 37. ? 3. C. 179-207.10.
Спиридонов Э.М., Спиридонов Ф.М., Кабалов Ю.К. и др. Златогорит CuNiSb2 - новый минерал лиственитизированных родингитов месторождения Золотая Гора // Вестн. МГУ. Сер. геол. 1995. ? 5. C. 57-64.11.
Ферштатер Г.Б., Рапопорт М.С., Бородина Н.С. и др. Орогенный гранитоидный магматизм Урала. Миасс. 1994.12.
Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир. 1989.13.
Чвилева Т.Н., Безсмертная М.С., Спиридонов Э.М. и др. Справочник-определитель рудных минералов в отраженном свете. М.: Недра. 1988.14.
Шатагин К.Н. Возраст и происхождение гранитоидов Зерендинского батолита в Северном Казахстане по результатам Rb-Sr изотопного исследования // Докл. АН. 1994. T. 336. ? 5. C. 674-676.15.
Шульга В.М. Гранитоидные комплексы восточной части Северного Казахстана // Магматические и метаморфические образования Восточного Казахстана. Т. 1. Алма-Ата. 1968. С. 99-112.16.
Штейнберг Д.С., Ронкин Ю.Л., Куруленко Р.С. и др. Rb/Sr возраст пород шарташского интрузивно-дайкового комплекса // Ежегодник-1977 ин-та геологии и геохимии УНЦ АН СССР. Свердловск. 1989. С. 110-112.17.
Ященко Н.Я. О связи железного и медного оруденения с гранитоидами крыккудукского комплекса на примере месторождений Атансор и Ичкеульмес. Автореф. канд. дисс. Караганда. 1968. 21 с.18. Baksheev I.A., Guseva E.V., Spiridonov E.M. W-rutile from post-skarn vein mineralization of the Bestube deposit, Northern Kazakhstan // IMA-94. Pisa. 1994. P. 25-26.
19. Bente K. Experimentelle Untersuchungen an Cu-Pb-Bi Sulfosalzen im System CuS-Cu2S-PbS-Bi2S3 // N.Jb.Mineral.Mh.1980. Vol.9. S.385-395.
20. Matsuhisa Y., Goldsmith J.R., Clayton R.N. Oxygen isotopic fractionation in the system quartz-albite-anorthite-water // Geochem. Cosmochim. Acta. 1979. Vol. 42. P. 1131-1140.
21. Paterson C.J. Oxygen isotope evidence for the origin and evolution of a scheelite ore-forming fluid, Glenorchy, New Zealand // Econ. Geol. 1982. Vol. 77. P. 1672-1687.
22. Weselowski D., Ohmoto H. Calculated oxygen isotope fraction between water and the minerals scheelite - powellite // Econ. Geol. 1986. Vol. 81. P. 471-477.
23. Wilson A.F. The use of isotopes in exploration f
or gemstone // Austral. Gemm. 1989. Vol. 17. ? 4. P. 142-146.24. Wood P.C., Burrows D.R., Thomas A.V. et al. The Hollinger-McIntre Au-Ag vein system, Timmins, Ontario, Canada.Geologic characteristics, fluid properties and light stable isotope geochemistry // 11th Ore Deposit Worldshop. Toronto: Dept. Geol. Univers. Toronto. 1990.
В оглавление сборника "Проблемы геологии Урало-Монгольского пояса"