Содержание к диссертации
Введение
Глава I. Физико-географический очерк 7
Глава II. История геологической изученности района 11
Глава III. Геологическое строение района 13
3.1 Стратиграфия 14
3.2 Тектоника 19
3.3 Разрывные нарушения 22
3.4 Полезные ископаемые 23
3.5 Редкие металлы 24
Глава IV. Геология месторождений золота 28
4.1 Литология 34
4.2 Структура 36
4.3 Контроль золотой минерализации 41
4.4 Вторичные изменения вмещающих пород 45
Глава V. Цитологический состав рудовмещающих комплексов 46
5.1 Минералогия рудных жил 76
Глава VI. Геохимическое изучение рудного района и золотых месторождений 86
6.1 Месторождение Лега Демби 92
6.2 Золотое месторождение Сакаро 104
Глава VII. Оценка Р - Т условий формирования золотой минерализации и регионального метаморфизма 120
7.1 Термодинамические параметры минералообразования 142
7.2 Р-Т оценки регионального метаморфизма 146
7.3 Термобарометрия 151
7.4 Количественная оценка степени метаморфизма 152
Глава VIII. Возраст золотой минерализации 156
8.1 Рубидий-стронциевая геотермометрия 156
Глава IX. Генезис золотой минерализации 163
Заключение 166
Литература 169
Введение к работе
Актуальность работы. Месторождения Лега Демби и Сакаро являются одними из крупнейших золоторудных месторождений в Эфиопии. Они известны с 1930 г. и разрабо-тываются с 1941 г. Однако ещё остается много нерешенных вопросов, связанных с перспективами месторождений, методами поисков и с установлением их генезиса. Крайне важно выявить факторы контроля оруденения; условия образования промышленных руд; определить геохимические особенности руд, источники рудного вещества, природу рудоносных флюидов; дать прогноз рудных тел на глубину и решить другие вопросы геолого-экономического характера.
Главная цель работы состоит в выяснении особенностей строения и условий формирования месторождений. Особое внимание было уделено изучению флюдных включений в минералах рудной ассоциации; изотопного состава РЬ, С, Н, О; установлению источников золота и ассоциирующих металлов; происхождению гидротермальных флюидов; выявлению сопутствующих золоту металлов; установлению механизма осаждения золота; выявлению элементов-спутников золота; сопоставлению с другими золотыми рудами, месторождениями и рудо-проявлениями региона; изучению природы гидротермальных флюидов, связанных с золотой минерализацией.
Фактическая основа и методика исследования. В основу работы положен материал, собранный автором в ходе полевых работ 1994-1996 годах. За последний период были проанализированы данные предыдущих исследований по золотой минерализации, структуре, геологическому строению пояса Адола, и, особенно, золотых месторождений Лега Демби и Сакаро. В результате было выполнено литологическое картирование вмещающих пород и составлена геологическая карта масштаба 1:500. Также изучалась петрография и петрохимия вмещающих пород. Сбор образцов выполнялся по профилям через рудные тела, находящиеся в гранито-гнейсах на востоке и кварцево-слюдистых графитовых сланцах на западе. На западе был также изучен керн скважины 601, пробуренной через западный контакт рудной зоны. Собранные образцы были исследованы петрографически и минералогически. Были выполнены анализы: силикатные и на элементы-спутники. Исследования флюидных включений выполнены на образцах рудного кварца. Детально изучены шлифы и сделано 20 химических анализов горных пород. Проведено рентгеновское исследование в лаборатории геологического факультета университета Майнц, Германия (16 образцов). Исследование флюидных включений производилось в лабораториях кафедры геологии и геохимии полезных ископаемых геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова. Получено 14 анализов изотопов Pb, Rb, Sr, S, С, О.
Научное и практическое значение работы.Впервые установлена гидротермально-метаморфогенная природа золоторудных месторождений Лега Демби и Сакаро, которые формировались при температуре 300-400 С и давление 1.5-3.5 кбар. Установлена важная
роль в образовании и размещении гидротермальных изменений и золотой минерализации сдвиговых деформаций. Изучен парагенезис кварцевых жил, который представлен золотом, сульфидами и сульфосолями меди, свинца, цинка и карбонатами. Определены термодинамические и физико-химические параметры формирования руд по данным исследования флюидных включений в рудных кварцах; изучен изотопный состав РЬ, С, О, Н, что позволило установить природу минералообразующих флюидов и выяснить источник рудного вещества. По результатам изучения рудовмещающих структур, морфологии и строения жил с учетом геохимических исследований даны рекомендации о проведении роиско-во-разведочных работ на месторождениях Лега Демби и Сакаро.
Защищаемые положения
1. Кварц-золоторудные месторождения Лега Демби и Сакаро рудного района Адоля рас
положены среди пород Аравийско-Нубийского щита на юге Эфиопии. Эти породы слага
ют узкую ленту внутри Мозамбикского пояса гнейсов и представляют собой остатки
офиолитов островных дуг, сформированных в течение неопротерозойского цикла Уилсо-
на. Горные породы метаморфизованы до уровня высоких ступеней зеленосланцевой —
низких ступеней амфиболитовой фаций. Позже они подверглись ретроградному метамор
физму зеленосланцевых фаций и тектоническим деформациям.
Структура района и месторождений формировалась в течении 5 фаз деформации (Дь Дг, Дз, Да, As)- Ранние фазы (Дь Дг) характеризуются сдвигово-взбросовыми тактони-ческими движениями. Остальные фазы представлены системами кливажа, рассланцева-ния, будинажа, тектонической расслоенное и трещиноватости. Они отличаются друг от друга ориентировкой полей напряжений и термодинамическими условиями деформирования.
2. Термодинамические условия формирования рудовмещающих метаморфических
комплексов были оценены с помощью комплекса методов. Температуры, полученные по
сосуществующим гранат-биотиту и гранат-роговая обманка составляют 450-550 С.
Гранат-роговая обманка-плагиоглаз-кварцевый геобр^Метр и тетраэдрический А1 в
роговой обманке дают значение давления при региональном метаморфизме 5.3-7 Kb.
Арсенопиритовый термометр дает значения 400-500 С. Мусковитовый геобарометр дает
давления в пределах 4-5 Kb. Это подтверждается ассоциацией кианита и плагиоклаза и
отсутствием Маргарита и парагонита, что характеризует минимальное давление как 3.3, а
максимальное около 5 Kb для принятой температуры 470 С.
3. Золотая минерализация месторождений Лега Демби и Сакаро контролировалась струк
турой и литологией пород. Структурный контроль в Лега Демби выражался в приурочен
ности оруденения к деформированным и смещенным блокам метаосадочных пород по ре-
гиональным зонам сдвигов Лега Демби и Афлата, имеющим ширину около 150 м. В районе Сакаро минерализация приурочена к тектоническим контактам между амфиболитами и метаосадочными породами. Ограниченность минерализации по мере удаления от контакта связаны с ослаблением тектонических процессов и неблагоприятными для ру-дообразования петрофизифескими свойствами пород.
Литологический контроль золотой минерализации выразился в размещении орудене-ния в менее компетентных метаосадках на обех месторождениях. Эти породы были оптимально проницаемы для флюидных потоков и образования золото-кварцевых жил, вследствие их расслоенности и деформированности. Присутствие полосчатых кварцевых жил на Лега Демби и Сакаро свидетельствует о циклических изменениях флюидного давления (от высокого до низкого) во время отложений золота с временным супралитостатическим давлением флюидов. На это указывает присутствие брекчиевых кварцевых жил на месторождении Лега Демби.
4. Изучение флюидных включений в кварцевых жилах на Лега Демби и Сакаро обнару
жило пять типов включений, из которых только два (такие как низко-СОг-НгО и
высокоСОг-НгО) генетически связаны с минерализацией золота. Низко-СОг-НгО включе
ния показывают нижнюю температуру растворения до -44 С. Некоторые из них содержат
твердые включения. Такие включения, а также отмеченные выше два типа контрастных по
содержанию углекислоты включений соответствуют необходимым условиям для несме
симости флюидов. Первичные золотосодержащие флюиды характеризуются высоким со
держанием кальция и представлены системой НгО-СОг-СаСЬ-ИаСЦКО-СН^. Осаждение
золота объясняется, главным образом, потерей частиц серы в течении разделения флюид
ных фаз и частично в период сульфидации в кварцевых жилах.
Датированием возраста Rb-Sr методом по мусковиту определен возраст золотой минерализации 550±40млн. лет. Возраст пород 550-500 млн. лет для «посттектонических гранитов» зеленокаменного пояса Адола, фиксирует конец Панафриканского тектоно-термального события. Возраст минерализации совпадает с датированием по циркону Pb-Pb методом, составляющим 650-550 млн. лет, что соответствует заключительной стадии тектономагматической активности панафриканских событий Южной Эфиопии. Таким образом, золотая минерализация формировалась во время стадии кратонизации гранитов зеленокаменных образований пояса Адола.
5. На Лега Демби вмещающие породы характеризуются повышенным содержанием золо
та и образуют широкие геохимические аномалии. Кроме того, установлены аномалии РЬ,
Си, As и Sb. В отличии от Лега Демби, на месторождении Сакаро развиты аномали As, W,
РЬ, Си. Эти элементы-спутники находятся только в рудной зоне. На основании геолого-
геохимических исследований намечен комплекс поисковых признаков и предпосылок.Он включает тектонический и литологический контроль оруденения; выделение геохимических аномальных ореолов (Au, Pb, As, Sb, W, Си и др. элементы), околорудных зон изменения (серицитизация, хлоритизация, карбонатазация, сульфидизация и др.) Проведенные исследования выявили высокую потенциальную золотоносность неопротерзойских мобильных поясов Южной Эфиопии.
Апробация работы. Основные положения диссертационной работы были доложены на двух международных конференциях в г.Александров (2003 и 2004 гг.) и опубликованы в трудах этих конференцийг. Сделан доклад и опубликованы тезисы на 32 МПС (Италия, Флоренция, 2004). Приняты к печати две статьи.
Работа выполнена на кафедре геологии и геохимии полезных ископаемых геологиче
ского факультета МГУ им. М.В. Ломоносова при постоянном содействии и помощи науч
ного руководителя профессора, д.г.м.н. В.И. Старостина, научного консультанта, д.г.м.н.,
профессора Р.Н. Соболева и доцента Н.Н. Шатагина. На разных этапах диссертанту по
могли советами и консультациями сотрудники кафедры геологии и геохимии полезных
ископаемых (вед.н.с. Ф.П. Мельников, сн.с. Д.Р. Сакия, доц. А.Л. Дергачев,
доц. А.А. Бурмистров, инж. Е.Н. Балычев и др.), а так же профессор Л.Д. Оникиенко (МГГРУ). Кроме того, успешному проведению исследований способствовали представители зарубежных учреждений, в частности, геологического факультета при университете Майне, - ФРГ, prof. Kroner А. (декан) и Dr. Ismail Hussen (сотрудник), а также MIDROC (Эфиопия) Dr. Aregaw Yerdaw (генеральный, менеджер). Всем этим лицам автор приносит глубокую благодарность.
Тектоника
Габбро и габбро-амфиболитов распространены. Наиболее широко они пространственно ассоциируют только с осадочно-вулканогенными породами верхнего комплекса /свита чеката/ размещаясь внутри грабен-синклинали и четко подчеркивая общую меридиональ-нуо структуру района. Интрузивы габброидов прослеживается с юга на север в виде многочисленных дайкообразных, межпластовых и силлообразных тел, залегая субсогласно с вмещающими породами.
Только в одном месте /к северу от пос. Бедакесса/ наблюдался рвущий контакт габброидов со слоистой пачкой пород свиты чеката. Здесь падение контакта крутое под углом 80. Четко видны мелкие апофизы макрозернистого габбро во вмещающие породы.
Кварцевые диориты, граиодиоритыИнтрузивы гранитоидного состава представлены двумя, пространственно разобщенными между собой телами. Одно из них расположено севернее пос.Бедакесса по правобережью р.Авата в рассланцованных амфиболитах свиты афлата, непосредственно примыкая с востока к шовной зоне грабен-синклинали. Это небольшое /0,5x1 км/ штокообразное тело имеет в плане овальную форму, несколько вытянуто в меридиональном направлении, согласно простиранию пород. Другое тело наблюдается в центральной части площади, на водоразделе рр.Лега-Демби и Лога -Геша - Валеу - левым притокам р.Мормора. Это массив гранитоидов структурно приуроченный к западному крылу грабен-синклинали. Форма массива изометричная, слегка удлиненная в широтном направлении. Длина массива 3 км, при ширине от 1-го до 2 км. Контакты гранитоидов с вмещающей сланцевой пачкой свиты чеката интрузивные, с крутым, чаще всего вертикальным падением.
Породы обладают гипидиоморфизернистой структурой и состоят из плагиоклаза /олигоклаз-андезин/ - 30-65%, амфибола /обыкновенная роговая обманка/ -10-35%, биотита - 5-20%, кварца - 5-20% и незначительного количества эпидота, находящегося в виде пойкилитовых вростков в плагиоклазах. Среди акцессорных минералов всегда присутствуют апатит и лейкоксен. Среди рудных минералов очень характерен магнетит, количество которого достигает иногда 5%.Биотитовые гранитыЭто три массивы, распораженные в юго-восточной части площади к югу от пос. Реджи.
Граниты имеют гипидиоморфнозернистую структуру с элементами пойкилитовой. Состав пород: плагиоклаз - 30-45%, калиевый полевой шпат - 30-35%, кварц - 25% биотит - 5-10%,присутствуют единичные чешуйки мусковита. Акцессории апатит, сфен, рутил, рудный минерал. Состав плагиоклазов альбит-олигоклазу. Калишпат представлен ортоклазом, реже решетчатым микролином.
Приконтактовые разновидности интрузий имеют тот же самый минеральный состав, отичаясь мелко и микрозернистыми строениеми и отсутствием порфировидных выделений.Тектоника
Тектоническое строение площади определяется развитием в её пределах двух структурных ярусов - нижнего и верхнего, соответствующих среднему и верхнему комплексам пород, Структурные ярусы характеризуются различным составом слагающих их толщ, степенью метаморфизма, типами дислокации и т.д.
Породы, слагающие месторождения обладают однообразной сланцеватостью, возникшей под влиянием ранней стадии метаморфизма , достигавшей высоких ступеней амфи- болитовой фации и проявившегося 630-660 млн. лет назад / Чаттер, 1971 /. Преобладающее направление полосчатости- субмеридиональное и соответствует простиранию пород среднего комплекса.
В восточной части площади падение полосчатости в западной направлении под углами от 10 до 65. Здесь в районе Кумуду отдельные блоки пород отторжены от остальной части пород нижнего структурного яруса разломами и интрузиями ультрабазитов. Падение полосчатости на данном участке, непосредственно примыкающем к структуре верхнего яруса, более крутое - 65-75. Это свидетельствует, вероятно, о том, что краевые части нижнего структурного яруса в виде жестких масс были вовлечены в последующие движения и оказались внутри шовной зоны между верхним и нижним структурными ярусами.
В западной части площади среди пород нижнего структурного яруса помимо полосчатости характерны такие элементы метаморфизма как линейность, гнейсовидность и сланцеватость. Эти элементы согласны первичному наслоению пород, что особенно отчетливо проявляется на тех участках, где имеются хорошие обнажения слюдяных сланцев, кварцитов и других пород. Из явлений ультраметаморфизма часто проявляется интенсивная мигматизация, наблюдаемая в виде тонкополосчатых инъекционных гнейсов существенно биотитового состава. Описываемые образованы, слагают крылья крупных антиклинальных структур, смяты в складки высоких порядков, среди которых наиболее отчетливо проявлены лишь две складчатые структуры. Одна из них в районе Кумуду представлена сравнительно узкой антиклинальной складкой с ориентировкой оси и погружением ее шарнира на северо-запад. Складка усложнена разломом субмеридионального направления. Складки западного крыла сложены биотитовыми гнейсами, в восточном, наряду с гнейсами, обнажены амфиболовые и слюдистые сланцы. В целом, падение западного крыла круче восточного и колеблется от 65 до 70. Примерно такой же размер имеет антиклинальная структура, зафиксированная в нижнем течении р.Алоны - правого притока р.Морморы. Здесь антиклинальная структура свитье кентича сложена биотитовыми гней сами, имеет в целом, симметричное строение с падением крыльев под углами 60-70 и северо-восточное простирание.
Верхний структурный ярус занимает полыпую часть площади и распространяется на значительные расстояния за ее пределы. Он сложен метаморфическими образованиями верхнего комплекса, сформированного в узком грабенообразном троге, заложенном на уже консолидированном среднем комплексе. Образования этих наложенных структур, взаимосвязанных с глубинными разломами, по мнению предыдущих исследователей (Гилбой, 1970; Чаттер, 1971; Казмин, 1972, Козырев, 1982, и др.) произошло в процессе активизации поздних фаз байкальского тектогенеза. Время формирования верхнего комплекса согласуется с выделенным в Африке Дамаро-Мозамбикским этапом, охватывающим конец протерозоя - начало палеозоя, т.е. 620-650 млн. лет.
На площади работ верхний структурный ярус представлен Меганской грабен-синклиналью, вытянутой согласно структурам нижнего яруса в меридиольном направлении. Она протягивается через весь район и уходит за его пределы в южном и северном направлении. Ширина грабен-синклинали у северной рамки площади составляет 4км, в южном направлении она потсепенно расширяется и на широте Алона - Лега - Демби достигает 11 км, далее у южной рамки она несколько сужается, достигая 9,5 км. Обе границы грабена (восточная западная) представляют собой глубинные разломы (тектонически активные шовные зоны), трассирующиеся интрузивами ультрабазитов и субвулканическими телами основного состава. Однако при этом восточный и западный швы довольно заметно отличаются между собой. К восточному шву, почти на всем его протяжении, приурочены тела ультраосновных пород, преобразованные в серпентиниты и разнообразные талькосо-держащие сланцы. Западный шов контролирует, в основном, размещение субвулканических тел и является, вероятно, основным каналом по которому происходили излияния эф-фузивов серии Адола. В формировании внешних ограничений грабен-синклиналии, помимо глубинных разломов меридиального плана, определенная роль принадлежит и диагональным разломам.
Основной складчатой структурой верхнего структурного яруса является синклиналь, ось которой проходит примерно на линии Гора-Чеката. В этом нарпавлении ось складки неоднократно изгибается. Нечетко прослеживается нечетко ввиду наличия разнообразных интрузивов и многочисленных смещений вдоль диагональных разломов. Синклинальная складка характеризуется асимметрично построенными крыльями, осевая плоскость наклонена в восток - юго - восточном направлении. Размах крыльев синклиналии варьирует в северной части от 2-х до 3-х и в южной - от 5 до 8 км. Падение восточного крыла меняется от 5 до 75, западное крыло падает круче - до 35. Ядро складки слагают премущест-венно сланцы серицит-хлоритового и графит-слюдистого состава, на крыльях преобладают рассланцованные амфиболиты. Оба крыла синклинальный структуры по направлению
Структура
На месторождении Лега-демби гранит - зеленокаменные породы пояса Адола, испытали четыре фазы деформаций, обозначенные здесь как D2, D3, D4, D5. Складчатость относится к периоду D1, которая не идентифицируется. Смятие рудного Лега Демби проис ходило в ранний период и является частью этапа D2 крупного регионального складкообразования гранит-зеленокаменных пород пояса Адола. Замки складок находятся на юге месторождения Лега Демби, где ультрамафические тальковые сланцы достигают максимальной мощности (рис. 1-3). Отсутствие четкого указателя на молодое направление и паразитические складки препятствуют определению син- или антиформальной природы образования складок. Хотя складки D2, как показано в региональной плане, имеют преимущественно незначительное южное и северное погружение, крутое западное погружение основной складки D2 района Лега Демби, что подтверждается погружением на запад рудной линейности и растяжением рудной полосы. Регионально развитая N-S ориентировка распространения S2 слоистости структуры осевой плоскости по отношению к перевернутым складкам D2. На Лега Демби слоистость S2 определяется расположениемслюд и графита в метаосадочных породах, талька в ультрамафических тальковых сланцах и амфиболита или биотита в других типах пород. Во вторичных скоплениях это определяется биотитом, мусковитом, актинолитом и кианитом.
Период D3 представлен изоклинальными перевернутыми складками и S-складками (D3). Несмотря на то, что измерения погружения оси складки D3 различаются, имеющиеся данные показывают направление и значение оси падения складки подобные падению линейности. D3 период также представлен повсеместно развитой осевой плоскостной трещиноватостью (S3).
В метаосадках это определяется расположением графита и слюды (рис. 4), в то время как во вторичных сообществах пород - расположением слюды, актинолита, кианита и сульфидов. Во время складчатости D3 (основание SO), проходила складчатость S2 и расположенные параллельно S2 кварцевые жилы в целом сменялись во внутренние складки. Такие сильные смещения складчатости S2 в S3 характеризуются жильными стенами горных пород. В таком случае, S2 и S3 -складкообразование, субпараллельное горизонтальной поверхности (рис. 4), но параллельны в вертикальном плане, перпендикулярные к складчатости (рис. 4). Местами, однако, зоны слабых напряжений представлены менее деформированными породами (S2 и 82-параллельные кварцевые жилы несмяты во внутренние складки), которые не являются исключительным результатом угловых несоответствий между двумя складчатыми формами на горизонтальном основании (рис. 4). Здесь осевая плоскость слоистости (S3) представлена объемной мелковолнистой слоистостью.
Фотография показывает глубину (са 100 м.) выветриванияМожно заметить, что зона минерализации возникает на границе между и обогащаетграфиты (на фотографии темный).
Присутствие зоны гетерогенной деформации (наличие низких и высоких зон напряженности) в рудной зоне и моноклинальной форме симметрии, проявленных S- складками и асимметричными будинами (см. рис. 4) указывают на зону сдвига (Passchier и Trouw 1996) так, что S3 ориентировка может быть определена как милонитовая слоистость. Это подчёркивает тектоническую природу контакта между гнейсами и породами вулканогенно-осадочного пояса Мегадо. Полевые и микроструктурные исследования, такие как переход S2\S3 поверхности в S3 и субпараллельное положение S2 и S3, за исключением замков F3, подтверждает, что общая текстура Лега Демби состоит из S2 и S3. Эта структура определяется с этого времени как S2/S3.
Макроскопическая слоистость S2/S3 в дальнейшем подчеркивается расслоенностью параллельных кварцевых жил (смотри ниже). Слоистость S2 и/или S2/S3 имеет глубоко выдержанное западное погружение. Основной круг распространения полюсов слоистости S2/S3 представлен на рисунке 4, как результат открытого события складкообразования D4.
Все группы пород были подвергнуты вскрытию построенных складок (F4) по направлению восток - запад (F4), что показывает умеренное погружение в западном направлении. Длина складок варьируют от 10м до 100м. Складки F4 срезают структуру S2/S3. Осевая плоскостная слоистость (S4), сопровождаемая этими деформациями является разбросанной, вследствие открытия геометрии этих складок, и местами это выражено приростами биотита, который вытянут под острым углом к северо-южному направлению структуры S2\S3 , так же как умеренная волнистость расслоенности S2/S3, рассмотренная в данном разделе.
Нижняя гемосфера равна площади проектирования, (а) Структурная диаграмма полей слоистости S2/S3 пород месторождения Лега Денби; основной круг распространения результатов открытия складчатости D4 вокруг умеренного западного погружения оси. (Ь) Диаграмма минерального растяжения, пересечения и линейности (недифференцированная) на Лега Денбе. (с) Ориентировка пластинчатых кварцевых жил в Лега Денбе, субпараллельна слоистости S2/S3.
Общие северо-запад и юго-восточного направления хрупкие и хрупкопластичные дефекты деформаций D5 воздействует на отложения Лега Денби, разрушая продолжение золотой минерализации (рис. 4). Эти дефекты могут быть главным образом отслежены на аэрофотоснимках, и очевидны из отвода минерализации. Дефекты этой ориентировки являются обычными в метагаббро непосредственно к северу от пика Вешо.
Нижние стены гнейсов и вулканогенно-осадочные комплексы содержат различные линейные структуры, которые однозначно показывают умеренно глубокое западное погружение. Таким образом, их время по отношению к деформационному периоду, описанному выше, остается теоретическим. Различные типы линейности включают: (1) вытянутость
Золотое месторождение Сакаро
Распределение элементов вдоль профиля скважины приведено на Рис., но на этих рисунках приведены данные только для тех элементов, содержание которых, в рудной зоне выше по отношению к вмещающим породам, кроме этого приведены на диаграммах данные по оксидам главных элементов, поскольку их распределение использовано для разделения вмещающих пород и изменённых ассоциаци.
Свинец. Содержание свинца в амфиболитах из основных вулканитов ниже чувствительности метода Юррм в осадочных породах, содержание РЬ выше 10-30ррм при содержании 14-17 ррм в рудной зоне, содержания варьируют (10-470 ррт),й при среднем содержании 25-30 ррм в 13 образцах из рудной зоны имеют содержание 30-150ррм, в двух образцах 300-350 и в одном 470 ррт. Содержание ЗОррм может быть принято как среднее значение. Большинство высоких с одержаний Pb характерно для кварцевых жил, где имеет место интенсивная альбитизация, а низкие в зонах актинолит-биотитового изменения. Аномальное содержание свинца связано наличием галенита в осадочных породах ( 65 Р1) Си. В рудной зоне содержание Си колеблется от меньше чувствительности метода до 220 ррт. Большинство значений от 25 до 75 ррт и 40% данных из рудных зон Си, большинство 75% ррт не больше аномалии (от 75 до 220 ррт), установлено в кварцевых жилах с ак-тинолит - биотитовыми изменениями и альбитизацией и связано с наличием халькопирита.
Цинк. Содержание Zn в амфиболе и осадочных породах одинаковы (30-110ррт), а в рудной зоне 20-535ррт. Содержание 130-540ррт установлено в 8 образцах в рудной зоне. В образце из кварцевых жил с видимым сфалеритом содержания Zn 1830 ррт.
Никель. Содержание никеля в амфиболитах в целом, 620-55 ррт, однако, в 8 образцах содержание 75-115, а в одном 160. Диаграмма вероятности содержания Ni в основных вулканитах показывает наличие двух популяций (Рис. 19). Популяция, где высокие содержания Ni совпадают с наиболее высокими одержаннями SiC 2, предполагает слабую сили-фикацию и/или наличие тонких кварцевых жил далеко от рудной зоны.
Осадочные породы характеризуются относительно низким фоновым содержанием Ni в большинстве образцов 10-40ррм и только в 6 образцах 50-85 ррт, концентрация Ni в рудной зоне (10-50), так же фоновые содержания во вмещающих породах, только в 5 образцах из рудной зоны содержание аномальное 60-100 ррт.
Золото. Большинство проанализированных образцов содержат концентрации Аи ниже предела чувствительности.Относительное содержание показаны на профилях скважин (Рис. ),они показывают, что золото относительно обогащено в рудной зоне и в кварцевых жилах. Хотя во многих образцах значения ниже предела чувствительности (1ррм) (данные Moudrov и другие 1991)
Серебро. В некоторых образцах из кварцевых жил достигают 70ррм. Предел чувствительности метода XRF для Ag Юррм и поэтому, он не может быть использован для определения фона вмещающих пород. Однако, в некоторых образцах метод (NAA) установлена концентрация до 400ррм. Наиболее высокие значения в кварцевых жилах, и так же в изменённых осадочных породах. В образцах с наиболее высокими содержаниями Ag установлены высокие содержанные Аи. Это может указывать на обогащение Ag рудной зоны, концентрация Ag во вмещающих породах наиболее вероятно ниже 5ррм (NAA).Ассоциации элементов
Кроме изученных распределений элементов вдоль скважин были изучено корреляционный и факторный анализ для образцов из рудных зон показал, что As 20 ppm .Статистический анализ для Аи не провизводился (Moudrov 1991).
В таблице 4 представлена корреляционная матрица по для некоторых элементов, по которым вероятности (р) 0.005. В результате установлена комплексная корреляция редких элементов. W сильно коррелируют с Cu(r =0.82) и хорошо с As, Zn и Pb (г = 0.57 и 0.56,0.51,) As не с Zn и РЬ. Это объясняется тем, что высокие содержания Аи в кварцевых жилах сопровождается высокими содержанные Zn и РЬ (содержанные Zn до 1830) .Это совпадает с тем, что в кварцевых жилах имеются сфалерит - галениты.
Комплексная корреляция элементов является результатом разнотипно измененных пород, где каждый из элементов ассоциируется с определенным изменением. Элемент может ассоциироваться с одним типом изменения и не ассоциироваться с другим типом и корреляционный анализ, который включает все данные, может не reveal такие ассоциации. По факторному анализу лучше reveal выявлять корреляционную структуру вариантов (элементов), что позволяет интерпретировать геологические элементы обусловленные геохимическими данными .Varmix-rotated шести факторная модель была рассчитана для 80% доль изменчивости рудных зон подходит для интерпретации данных и представлена в таблице factor loadings = 0.4. Она представляет значимый для описания состав данных, но, тем не менее, элемент, который имеет значительную, положительную нагрузку является highlighted glanzlicht strahnchen присутсвующим в тексте, тех антагонистически ассоциирующих элементов (те которые имеют значительную отрицательную нагрузку). Однако , (implied) элемент со слабым фактором нагрузки заключен в квадратные скобки (ЬгакеО.Фактор 1и 3, в котором ассоциируют Fe-Mg-Mn-Cai-[A1] и Zr-Y-[Sr-Ba- Ті]; соответственно, отражает два главных типа пород. Фактор 1 показан пунктиром (штрих) вамфиболитах и относится к этому типу пород. Верхний пунктир (штрих)- фактор 3 ассоциирует с метаморфизованными осадочными породами и отражает образованные фактором 2 (K-Rb-Ba-[Y-Sr-Al] ассоциации). Фактор 6 (Na-Al ассоциация), фактор 2 и фактор 6 являются факторами изменения. Верхний фактор 2 имеется в кварцевых жилах, и он отражает сопровождающие следующие изменения, фактор 6 (Na-Al) отражает альбитизацию в рудной зоне, фактор 4 с ассоциацией W-Pb-[Cu-As] отражает сульфидную минерализацию в рудных зонах, фактор 5 (Cr-Ni) высокий фактор (scores, пункт) в кварцевых жилах, так как значения Сг и Ni в кварцевых жилах ниже, чем во вмещающих породах, значение этого фактора неясно, очень важно помнить поэтому, что по данным корреляционного анализа Zn коррелирует одновременно с W Си РЬ (Таблица 5), не смотря на его корреляцию с этими элементами, 6-факторная модель Zn незначительно нагружена фактором 4 (W-Pb-Cu ассоциации) и очень низкая communality. Это может быть результатом схожести similarity концентрационными уровнями Zn в различных типах породах.
Изменения в кварцевых жилах частично обусловлено небольшим количеством образцов из кварцевых жил со сфалеритом, который обычно присутствует в кварцевых жилах. Хотя Zn незначительный ranked фактор минерализации и, следовательно, классифицируется слабым дискриминантным (разделительным) эффектом минерализации и вмещающих пород. С его значительной корреляцией с РЬ и W обычно связывается присутствие сфалерита в кварцевых жилах и указывает, что им обогащены рудные зоны. Это значит, что однофакторный анализ не может представить reveal все возможные изменения, а процесс должен быть внимательно интерпретирован.
Термобарометрия
По диаграмме Graham и Powell (1984) температура для амфиболитов составляет 522-548 С, за исключением одного определения, когда температура равна 509 С. Эти данные почти совпадают с результатом Perchuk и Lavrenteva (1983). Температура для тоналита, равная 572-632 С, значительно выше, чем температура для амфиболитов. Гранат-роговообманко-плагиоклаз-кварцевый геобарометр По диаграмме Kohn и Sprear (1990) получены результаты для тоналитов 5.3-6.9 и амфиболитов 6.6-7.1. Как видно из приложения, давление для амфиболитов значительно выше, чем для тоналитов, и изменяется в меньшей степени. Геобарометрия A1IV в роговых обманках Содержание A11V в роговых обманках позволяет определить давление: 5.4-6.2 кбар по диаграмме Hammarstrom и Zen (1986) и 5.7- 6.6 кбар по диаграмме Hollister и др. (1987). Количественная оценка степени метаморфизма Laird и Albee (1981) опубликовали данные об изменении состава амфиболов в породах разных составов и разной степени метаморфизма. На рис показано поле состава амфиболов для различной степени метаморфизма по Laird и Albee (1981). На них также нанесены данные по амфиболам из метабазитов Сакаро; они попадают в гранитовую зону при небольшом отклонении. Амфибол из амфиболитов Сакаро и поле метаморфизма по Laird и Albee (1981) биотит Grt=rpaHaT, St-Ky = ставлорит-кианит.Доля паргасита в амфиболе и состав плагиоклаза (это олигоклаз из метабазитов Сакаро) также даётся, по крайней мере, в низкой амфи-больной фазе (Bucher и Frey 1994, spear 1993). Результаты геотермобарометрии показывают, что температуры при разных методах в целом совпадают и показывают условия пика метаморфизма. По диаграмме Graham и Powell (1984) температура для тоналитов является более высокой и, вероятно, указывает на минеральное равновесие прикристаллизации тоналитов. Температура 450-550 С показывает, что горные породы вулканогенно-осадочного пояса Мегадо были метаморфизова-ны в условиях от зеленосланцевой фации до низов амфиболитовой (эпидот- амфиболито-вой) фации. Это также совпадает с содержанием паргаситовых компонентов роговой обманки и составом плагиоклаза (олигоклаза) из метабазитов и составом роговой обманки в координатах Ti-,A1IV,K-A1IV,A1V1" рис 5.15 (Laird & Albee 1981). Среднее давление для тоналитов оценено по различным диаграммам, и оно составляет 5.8 кбар; среднее давление для амфиболитов на 1 кбар выше, чем среднее давление для тоналитов. Этому факту нет удовлетворительного объяснения. Коп и Spear (1990) указывают, что богатые железом и роговой обманкой части имеют повышенное содержание А1; что приводит к завышенной оценке давления. Таким образом, давление при региональном метаморфизме может быть оценено в пределах 5.3-7 кбар, а, скорее всего, оно близко к 5 кбар. Одной из целей оценки Р-Т условий минерализации (изменений) было установление относительного времени формирования минерализации золота по отношению к пику метаморфизма. Эти данные суммарно показаны на рис. 36,37. Обобщенные термобарометрические результаты формирования золотой минерализации и регионального метаморфизма Р и L:Perchuk и Lavrent eva (1983), К и Sc:Kretschmar и Scott (1976), К и S: Kohn и Sprear (1990), G и P:Graham и Powell(1984), Н: Hollister et al.(1987), F и S: Frey и Spear (1978), G и SrGuidotti и Sassi (1986), H и Z:Hammarstrom и Zen (1986). Для Сакаро и Легадемби эти данные указьгеают на температуру 450 С (Passcier и Truw 1996). Парагенезис кианит + плагиоклаз и отсутствие Маргарита (ss) и парагонита (ss) указвают на температуру больше 450 С (рис. 36,37). Кроме этого, по данным микротермометрии они несовместимы в низко-СОг-НгО и высоко-СОг-НгО парах во включениях (смотри выше). Эти включения генетически связаны с золотоносной кварцевой жилой второго и третьего типа. Большинство высококонцентрированных СО2-Н2О включений не дискрипизируют и гомогенизируются при температуре вплоть до 500 С. Большинство (кристалликов карбонатов) с низкой концентрацией СО2-Н2О во включениях также не растворяется при температуре 500 С. Это указывает, что температура захвата включений более 450 С; отсюда можно заключить, что температура золотой минерализация и метаморфизма были близки. Оценка давлений регионального метаморфизма, рассчитанная для амфиболитов, весьма высока и варьирует около 6 кбар. Это может быть связано с высоким содержанием Fe в амфиболе, что обусловливает повышенное содержание Al (Kohn и Sprear, 1990). Давление при формировании золотой минерализации определено полуколичественно по геобаро-метрии b0, Guidotti и Sassi (1986), рассмотрено совместно по минерализации в пределах 3.3-5.5 кбар (рис. 36,37) и Ь0 (то 4.4 -4.8 кбар) по средней температуре арсенопирита. Давления преобразования золотой минерализации находятся в пределах 3.3 и 5 кбар. Это это показывает, что самые высокие давления формирования золотой минерализации, ниже, чем нижний предел давления регионального метаморфизма (5.3 кбар) Это интерпретируется как отражение изотермальной декомпрессии. Это указывает, что золотая минерализация формировалась во время подъёма пород пояса Мегадо. Глава VIII. Возраст золотой минерализации Рубидий-стронциевая геотермометрия Рубидий имеет два природных изотопа 85Rb и 87Rb. Их изотопное содержание в процентах 72.165 и 27.8346, соответственно. Стронций имеет 4 стабильных изотопа: 88Sr, 87Sr, 86Sr и 84Sr. Их приблизительное содержание в процентах 82.53, 7.07, 9.87 и 0.65 (Faure 1986). 87Rb радиоактивен и распадается на стабильный 87Sr с излучением отрицательных частиц /? (Faure 1986), как показано ниже: , где /3 - это частичка /3, v - антинейтрино и Q - энергия распада. Концентрация 87Sr и 7Rb в минералах изменяется со временем вследствие распада 87Rb с образованием 87Sr. Суммарное число атомов 87Sr в минерале, возраст которого t лет может быть получено из уравнения:
