Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Общие сведения о месторождениях золота 11
1.1. Классификации золоторудных месторождений 11
1.2. Золотоносные метасоматические формации 14
1.3. Золоторудные месторождения на Южном Урале 17
Глава 2. Геологическое строение объектов исследования 21
2.1 Учалинский рудный район 21
2.2. Буйдинская зона 29
2.3. Ганеевское месторождение
2.3.1. Геологическое строение 33
2.3.2. Вмещающие породы 35
2.3.3. Интрузивные породы 44
2.3.4. Руды 47
2.4 Октябрьское месторождение 49
2.4.1. Геологическое строение 49
2.4.2. Вмещающие породы 51
2.4.3. Интрузивные породы 54
2.4.4. Руды 55
Глава 3. Метасоматические изменения вмещающих пород 57
3.1. Минералого-петрографическая характеристика метасоматитов 57
3.2. Поведение петрогенных элементов в процессе метасоматоза 66
3.3. Распределение редких и редкоземельных элементов в метасоматитах 70
Глава 4. Минералогия руд
4.1. Минеральные ассоциации и парагенезисы руд 74
4.2. Минералы благородных металлов 79
Глава 5. Условия образования Ганеевского месторождения 93
5.1. Оценка температур минералообразования по результатам хлоритовых геотермометров 93
5.2. РТХ-параметры минералообразования по результатам термобарогеохимического анализа 95
Глава 6. Источник металла и флюида. Механизм образования руд 101
6.1. Оценка источника флюида по изотопному составу кислорода 101
6.2. Оценка источника металла по изотопному составу свинца 105
6.3. Механизм формирования 108
Заключение 111
Литература
- Золотоносные метасоматические формации
- Геологическое строение
- Поведение петрогенных элементов в процессе метасоматоза
- РТХ-параметры минералообразования по результатам термобарогеохимического анализа
Введение к работе
Урал – исторически известный район добычи золота. Ресурсная база коренного золота Южного Урала включает в себя крупные (Светлинское, Кочкарь) и многочисленные мелкие месторождения, приуроченные к разломным зонам высоких порядков. По промышленно-технологической классификации они принадлежат к малосульфидному золото-кварцевому типу и часто ассоциируют с метасоматитами березит-лиственитовой формации [Сазонов, 1999; Серавкин, 2001; Знаменский, 2009 и др.]. Их тектоническая позиция не вызывает сомнений в генетической связи с коллизионным этапом развития Уральского зеленокаменного пояса. В отличие от классических золоторудных объектов березит-лиственитовой формации, они могут не иметь непосредственной связи с конкретными гранитными интрузиями. Реконструкция условий образования таких объектов, к которым относится и рассмотренное в работе Ганеев-ское месторождение, необходима для понимания закономерностей концентрации золота в ходе геологического развития Южного Урала, что и определяет актуальность исследований.
Традиционно на Урале больше внимания уделяется либо крупным объектам [Сазонов и др., 1999; Kisters et al., 1999; Kolb et al., 2000; Бортников, 2006], либо интересным с точки зрения необычного геологического положения и спорного генезиса [Мурзин и др., 2001, 2003; Спиридонов и др., 2002; Мурзин, Шанина, 2007; Знаменский, Мичурин, 2013; Plotinskaya et al., 2009]. Многочисленные небольшие месторождения, расположенные в зоне Главного Уральского разлома (ГУР) и региональных разломов были изучены, преимущественно, в середине XX в. Результаты этих исследований зафиксированы в фондовых отчетах и обобщены в работах [Сазонов, 1985; Сазонов и др., 1999; Огородников и др., 2004; Знаменский, 2009]. Работы, посвященные минералогии и условиям образования таких месторождений, выполненные на современном уровне, немногочисленны [Мурзин и др., 2002, 2003].
Принимая во внимание важность таких объектов как составляющей ресурсной базы Южного Урала и неоднозначность трактовки их генезиса, основная цель работы заключалась в оценке условий образования Ганеевского месторождения золота.
Задачи исследования:
охарактеризовать химический и минеральный состав вмещающих пород и золотоносных метасоматитов;
определить закономерности поведения петрогенных элементов в процессе метасоматоза;
установить минеральные ассоциации и формы нахождения золота в рудах;
оценить РVТ-условия минералообразования по данным эмпирических хлоритовых геотермометров и изучения флюидных включений;
оценить источник флюида и металла на основании изотопных исследований.
Фактический материал. Работа выполнена на материале, собранном автором, сотрудниками ИМин УрО РАН (Е.В. Белогуб, К.А. Новоселов, Е.Е. Паленова) и студентами ЮУрГУ (А. Мартешева, М. Рассомахин) в ходе полевых работ 2006-2014 гг. и производственных практик в карьерах месторождений Октябрьское и Гане-евское (2007, 2009). В работе использованы данные по содержаниям благородных металлов, полученные при эксплуатационной разведке научно-производственной фирмой «Башкирская золотодобывающая компания», результаты геолого-поисковых и разведочных работ [Галиуллин, 2010], изучения структурной позиции месторождения [Знаменский, 2009, 2013, 2014].
Методы решения поставленных задач:
геологическое и минералогическое картирование в действующем карьере, штуфное минералогическое и химическое, шлиховое, бороздовое опробование;
оптические исследования прозрачных и полированных шлифов (около 350 шт.) выполнены на микроскопах Axiolab (Karl Zeiss), Axioscope A1 (Karl Zeiss), Olympus BX51, Neophot 2;
валовый состав вмещающих пород и золотоносных метасоматитов подтвержден рентгеноструктурным методом на дифрактометре Shimadzu XRD-6000 (Cu K-a излучение с монохроматором, использована методика «постоянных коэффициентов», ИМин УрО РАН, аналитики П.В. Хворов, Т.М. Рябухина, Е.Д. Зенович).
состав рудных минералов изучен методами электронной микроскопии (РЭММА-202М и VEGA3 TESCAN с энергодисперсионными приставками, ИМин УрО РАН, аналитики В.А. Котляров, И.А. Блинов, Ю.Д. Крайнев).
содержание петрогенных элементов в породах определено классическим методом «мокрой» химии. Содержания цветных металлов - методом абсорбции пламени на приборе Perkin-Elmer 3110 (ИМин УрО РАН, аналитики В.Н. Удачин, Л.Г. Удачина, Г.Ф. Лонщакова, М.Н. Маляренок, Т.В. Семенова, К.А. Филиппова, М.С. Свиренко, Ю.Ф. Мельнова).
оценка PVT-условий рудообразования опиралась на термобарогеохимические исследования и эмпирические геотермометры. Анализы флюидных включений проводились в микрокриотермокамере Linkam THMSG-600 c использованием микроскопа Olympus BX 51-52 и программного обеспечения LinkSystem 32 DV-NC (лаборатория термобарогеохимии, ЮУрГУ, г. Миасс).
изотопный состав кислорода в золотоносном кварце определен в Аналитическом центре ДВГИ РАН (г. Владивосток, аналитик Т.А. Веливецкая). Измерения выполнены на изотопном масс-спектрометре Finnigan MAT 253 (Thermo Scientific, Germany), работающем в режиме постоянного потока гелия, относительно лабораторного стандарта О2, калиброванного по международному стандарту NBS-28, и стандарту UWG-2 [Valley et al., 1995]. Результаты измерений 18O образцов даны в отношении к международному
стандарту VSMOW. Изотопный состав кислорода воды в кварце рассчитан на среднюю температуру минералообразования 328 С по уравнению фракционирования изотопов между кварцем и водой по [Clayton et al., 1972].
– изотопный анализ свинца проведен с помощью высокоточного MC-ICP-MS метода (ИГЕМ РАН, аналитик А.В. Чугаев).
Вклад автора заключался в геологической документации и отборе проб, выполнении всего комплекса минералого-петрографических исследований руд и вмещающих пород, интерпретации данных минералогических, химических и изотопно-геохимических анализов, расчете баланса вещества, измерении PVT-параметров газо-во-жидких включений и интерпретации полученных результатов.
Научная новизна. Показано, что золотоносные березиты образованы по вулканогенно-обломочным породам преимущественно основного состава и отличаются от типичных березитов преобладанием альбита среди силикатов. Впервые для Буйдинского рудного района в кварцевых жилах в ассоциации с золотом выявлены гессит, петцит, айкинит, полидимит, миллерит. Получены PVT-параметры образования продуктивных минеральных ассоциаций. На основании изучения стабильных изотопов кислорода в кварце и свинца в сульфидах показано единство источника рудоносного флюида в березитах, лиственитах и кварцевых жилах.
Практическая значимость заключается в характеристике вещественного состава руд Ганеевского месторождения и выяснении форм нахождения в нем золота, которые были положены в основу схемы селективной добычи. Полученные данные могут быть использованы применительно к родственным объектам. Результаты исследований вещественного состава руд вошли в отчеты о хоздоговорных работах для ЗАО НПФ «Башкирская золотодобывающая компания» (2006–2012 г.) и использованы при оперативном подсчете запасов.
Апробация работы и публикации. Работа выполнялась в лаборатории минералогии рудогенеза Института минералогии УрО РАН в г. Миассе. Основные результаты работ докладывались на заседаниях научных студенческих школ «Металлогения древних и современных океанов» (Миасс, 2008, 2009, 2010, 2013, 2015, 2016), «Минералогия Урала–2011» (Миасс–Екатеринбург, 2011), «Новое в познании процессов ру-дообразования» (Москва, 2012, 2014), конференции молодых ученых «Современные проблемы геохимии» (Иркутск, 2013), международной конференции Ore genesis (Ми-асс, 2013), межрегиональной научно-практической конференции «Геология, полезные ископаемые и проблемы геоэкологии Башкортостана, Урала и сопредельных территорий» (Уфа, 2014, 2016), на съезде Международного минералогического общества IMA-2014 (ЮАР, г. Йоханнесбург, 2014). По результатам исследований опубликовано 3 статьи в журналах, входящих в список ВАК, 16 работ в сборниках различного уровня, 3 отчета НИР.
Автор глубоко благодарен научному руководителю д.г.-м.н. Е.В. Белогуб за всестороннюю помощь и постоянное внимание к работе. Выполнение работы было бы невозможно без поддержки, советов и доброжелательной критики К.А. Новоселова и Е.Е. Паленовой. Автор выражает признательность проф. В.В. Масленникову, И.Ю. Мелекесцевой, В.В. Зайкову, Н.Р. Аюповой, Г.А. Третьякову и всему коллективу лаборатории минералогии рудогенеза ИМин УрО РАН за обсуждение результатов и полезные советы; Р.З. Садыковой за помощь в оформлении графики; сотрудникам лабораторий физических методов анализа минерального сырья В.А. Котлярову, И.А. Блинову, Ю.Д. Крайневу, П.В. Хворову, Е.Д. Зенович, Т.М. Рябухиной и минералогии техногенеза и геоэкологии В.Н. Удачину, Л.Г. Удачиной, Г.Ф. Лонщаковой, М.Н. Маляренок, Т.В. Семеновой, К.А. Филипповой, М.С. Свиренко, Ю.Ф. Мельновой – за осуществление аналитических работ, А.В. Чугаеву (ИГЕМ РАН) за определение изотопного состава свинца и помощь в интерпретации полученных данных, Т.А. Веливецкой (ДВГИ РАН) за определение изотопного состава кислорода, А.М. Юминову (ЮУрГУ) и Е.О. Грозновой (ИГЕМ РАН) за бесценную помощь при проведении термобарогеохимических исследований. Большое содействие при выполнении полевых работ оказали геологи горнорудной компании, отрабатывающей месторождение – И.Б. Фадина и Г.Н. Дрокина (ЗАО НПФ БЗК).
Объем и структура работы. Работа состоит из введения, шести глав, заключения, списка литературы и четырех приложений. Во введении приводится обоснование темы исследования, ее новизна и практическая значимость, апробация полученных результатов; ставятся цель и задачи работы. В первой главе рассматриваются проблемы образования золоторудных месторождений в сдвиговых зонах и сопутствующие им золоторудные метасоматические формации, приведены краткие сведения о геологии и минерагении Учалинского рудного района, Буйдинской рудной площади. Вторая глава посвящена характеристике объектов исследования, основанной на материалах автора и сотрудников ИМин УрО РАН с использованием фондовых и опубликованных данных. В третьей главе рассматриваются особенности преобразования вмещающих пород и поведение петрогенных элементов в процессе метасоматоза. Четвертая глава посвящена минералогии руд. В пятой главе обобщены полученные данные об условиях формирования Ганеевского месторождения, основанные на эмпирических хлоритовых геотермометрах и термобарогеохимическом анализе флюидных включений. Шестая глава вмещает данные об изотопном составе кислорода в кварце и свинца в сульфидах и предположения об источнике флюида и металлов на Ганеевском месторождении. Заключение содержит главные выводы исследования.
Общий объем диссертации с приложениями 133 страницы, в том числе 26 таблиц, 54 иллюстрации и список литературы, включающий 165 наименований.
Золотоносные метасоматические формации
На Южном Урале широко распространены золоторудные месторождения. Среди них выделяют орогенные, к которым относятся и месторождения золота, связанные с лиственитами, эпитермальные и золото-содержащие колчеданные и порфировые месторождения. Также известно уникальное месторождение золота в родингитах Золотая Гора [Сазонов, 1999; Kisters et al., 1999; Спиридонов, Плетнев, 2002].
В соответствии с современными представлениями, в структуре Южно-Уральской части Уральского орогена выделяют шесть субмеридиональных зон: Предуральский краевой прогиб (PUF), Западно-Уральскую зону (WUZ), Центрально-Уральскую зону (CUZ), Магнитогорскую зону (MZ), Восточно-Уральскую зону (EUZ), Зауралье (TUZ) (рис. 1.4а) [Пучков, 1997, Herrington et al., 2005]. Первые три представляют собой пассивную окраину Восточно - 18 Европейской платформы (EEP), которая сформировалась в позднем кембрии — раннем ордовике, развивалась стабильно в ордовике, силуре и девоне, в карбоне-перми была деформирована и стала частью Уральского складчатого пояса [Пучков, 1997]. Комплексы Магнитогорской зоны сравниваются с породами океанических бассейнов (офиолитами), островных дуг, поясов Андского типа, флишоидных желобов и междуговых бассейнов. Они отделены от комплексов пассивной окраины Восточно-Европейской платформы Главным Уральским разломом (ГУР), который является одной из крупнейших шовных зон Евразии (рис. 1.4б). Заложенная в раннем палеозое, эта зона неоднократно обновлялась в позднем палеозое и мезозое [Пучков, 1997; Puchkov, 2016; Herrington et al., 2005].
Основные золоторудные месторождения на Южном Урале приурочены к Главному Уральскому Разлому, Магнитогорской и Восточно-Уральской зонам (рис. 1.4). Некоторые золоторудные месторождения известны в Зауральской зоне. Западно-Уральская зона и Предуральский краевой прогиб не специализированы на золото.
ГУР вмещает в себя многочисленные мелкие жильные и прожилково-вкрапленные месторождения золота, формирование которых связано с хрупкими деформациями во время ранней коллизии [Puchkov, 2016; Знаменский, 2009]. Месторождения, связанные с лиственитами, прослеживаются на протяжении практически всего ГУРа и также типичны для некоторых крупных разломов Магнитогорской зоны. Среди месторождений золота в лиственитах зоны ГУР выделяются многие месторождения Миасского (месторождения Мурашкина Гора, Борисовские Сопки, Мечниковское и Тыелга), Алтын-Ташского (месторождение Алтын-Таш), Карано-Александровского (месторождения Александровское, Борисовское), Миндякского (месторождение Миндяк) рудных районов.
С образованиями Магнитогорской зоны связаны преимущественно колчеданные месторождения, в которых золото также является важнейшим попутным компонентом, например – такой колчеданный гигант, как Учалинское месторождение. Среди экономически-значимых коренных месторождений собственно золота в Магнитогорской зоне выделяются золото-сульфидные, в том числе родственные колчеданным, эпитермальные, связанные с метасоматитами березит-лиственитовой формации (орогенные) и имеющие спорный генезис.
Контрольное месторождение золота в Учалинском районе близко к колчеданным месторождениям. На этапе геолого-поисковых и разведочных работ Контрольное месторождение увязывали с тектонически контролируемыми зонами серицит-кварцевых и хлоритовых метасоматитов [Крылатов, 2006]. Однако, при отработке выяснилось, что рудоносные метасоматиты приурочены к кровле лавовых потоков порфировых базальтов, андезибазальтов, андезидацитов, дацитов и горизонтам кластолав и пирокластики. Наличие литологического и стратиграфического контроля оруденения указывает на то, что первичное накопление золотоносных сульфидов на Контрольном месторождении происходило синхронно с вулканизмом [Мосейчук, 2006ф; Серавкин, 2001; Белогуб, 2009ф; Знаменский, 2009].
Месторождения Западный Куросан и Муртыкты представлены рассеянной золото полиметаллической сульфидной вкрапленностью в вулканогенно-осадочных толщах. Месторождение Западный Куросан имеет черты эпитермального типа [Plotinskaya et al., 2016]. Месторождение Муртыкты, локализованное вблизи ГУР, сформировалось при перераспределении золота первичных золотосодержащих вулканогенных пород во время коллизии [Сазонов, 1999].
Месторождения золота в лиственитах Буйдинской рудной зоны (Ганеевское, Октябрьское, Тимофеевское и ряд рудопроявлений) приурочены к Карагайлинскому региональному разлому в Магнитогорской зоне (рис. 1.4). Эти месторождения локализованы в вулканогенно-осадочных толщах поляковской (S), карамалыташской (D2ef) и улутауской (D2zv) свит. Их тектоническая позиция не вызывает сомнений в генетической связи с коллизионным этапом развития Уральского складчатого пояса. Связь золотого оруденения с крупными гранитными интрузиями отчетливо не прослеживается, что дает основания отнести их к орогенному типу.
Региональная геодинамическая обстановка золоторудных месторождений на Южном Урале. Карта составлена К.А. Новоселовым на основе Геологической карты РФ масштаба 1:1000000, N-40(41), с учетом данных В.И. Козлова, Пучкова [1997] и Herrington et al. [2005]. Гранитные массивы: Pl – Пластовский, Bv – Борисовский, Sn – Санаркский, Ach – Ахуновский.
Восточно-Уральская зона отделена от Магнитогорской Восточно-Магнитогорским разломом. Для Восточно-Магнитогорской зоны характерно сложное блоковое строение. Она представляет собой коллаж разновозрастных структур, включая фрагменты микроконтинентов, океанических и островодужных комплексов, а также интрузии тоналит-гранодиорит-гранитной и гранит-адамеллитовой формации Главной Уральской гранитной оси. В процессе коллизии в этой зоне на поверхность были выведены более глубокие срезы земной коры, а породы, вмещающие коллизионные гранитные массивы, испытали более глубокий метаморфизм, достигающий уровня амфиболитовой фации. Такая сложная структура привела к формированию золотосодержащих объектов различных формационных типов. С островодужными комплексами пород связаны золотосодержащие меднопорфировые (Томинское) и эпитермальные месторождения (Березняковское) [Плотинская, 2011; Plotinskaya et al., 2016]. С коллизионным гранитоидным магматизмом связывают жильные и прожилково-вкрапленные золото-кварцевые месторождения, в том числе такие, как Кочкарь с запасами золота более 300 тонн, Светлинское с запасами более 100 т [Kisters et al., 1999, Kolb et al., 2000, Fershtater et al., 2010; Puchkov, 2016]. Многочисленные геологические, минералогические и геохимические данные указывают на существование нескольких этапов отложения и ремобилизации золотого оруденения, связанные с этапами геологического развития Восточно-Уральской зоны [Сазонов и др., 1999, 2001; Bortnikov, 2006; Знаменский, 2009 и др.].
Зауральская мегазона представляет собой сложное гетерогенное образование, состоящее из системы параллельных близмеридиональных антиклинальных и синклинальных структур, сопряженных по разломам. Выходы блоков рифейских и палеозойских отложений этой зоны в значительной мере перекрыты мезозойско-кайнозойским чехлом. Наиболее распространены здесь железорудные скарновые месторождения. Лишь некоторые золотоносные меднопорфировые (Михеевское) и связанные с ними золото-медно-скарновые (Варваринское) месторождения известны здесь [Puchkov, 2016; Plotinskaya et al., 2016]. В Казахстане известно Джетыгаринское месторождение золота орогенного типа.
Таким образом, на Южном Урале большая часть золоторудных месторождений зоны ГУР, Магнитогорской и Восточно-Уральской зон принадлежит к эпигентическим (образованным с перерывом после формирования вмещающих пород) месторождениям и может быть отнесена к орогенному типу.
Геологическое строение
Вмещающие породы в границах карьера Ганеевского месторождения представлены: с восточной стороны преимущественно метабазальтами (метадиабазами) поляковской свиты (S1) и кварц-хлоритовыми сланцами по вулканогенно-обломочным породам, предположительно, карамалыташской свиты. Вблизи рудной зоны сланцы значительно карбонатизированы. В глинистой коре выветривания по породам поляковской свиты прослежена тектоническая линза оталькованных серпентинитов. По мере приближения к рудной зоне породы становятся более рассланцованными, появляются участки с реликтовыми структурами вулканогенно-обломочных пород (рис. 2.4, 2.5).
В западной части карьера развиты кварц-хлоритовые сланцы, образованные, предположительно, по вулканогенно-обломочным породам карамалыташской свиты (D2 ef), с маломощными тектоническими линзами оталькованных, хлоритизированных серпентинитов и телами габбро. С севера эта пачка имеет тектонический контакт с метабазальтами и диабазами поляковской свиты (рис. 2.5). С.Е. Знаменским [2014] на месторождении описаны три типа интрузивных образований: 1) крупнокристаллические роговообманково-пироксен - 34 плагиоклазовые габбро, слагающие вместе с серпентинитами одну из тектонических пластин в пределах эксплуатационного карьера; 2) пироксен-плагиоклазовые габбро и габбро-диабазы, образующие дайки, подсеченные скважинами на глубине 250 и 330 м; 3) субщелочные габбро, габбро-диориты и диориты, формирующие мелкие тела сложной формы. Однако, взаимоотношения между этими породами так и остались невыясненными из-за значительной тектонической нарушенности месторождения.
Рудная зона мощностью 5–30 м вскрыта в осевой части карьера и представлена лиственитами, альбит-содержащими березитами и кварцевыми жилами (см. рис. 2.5). Породы сильно деформированы с широко развитыми структурами будинажа. Рудные тела имеют линзовидную и жилообразную форму, их мощность 1.5–2 м, в раздувах 3–6.5 м, протяженность 50–225 м, выделяются по результатам опробования.
Месторождение перекрыто элювиально-делювиальными отложениями мощностью до 20 м (см. рис. 2.4, 2.5).
Следует особо отметить отсутствие гранитоидов непосредственно на участке месторождения. Однако, в рудном поле картируются мелкие субвулканические тела неминерализованных габбро и габбро-диоритов (D2ef ) (рис. 2.3). В 5 км к востоку расположен крупный Ахуново-Карагайский (C2) гранит-гранодиоритовый комплекс с примыкающими к нему Петропавловским диорит-тоналитовым (C1) и Учалинским габбро-габбродолеритовым (D2) комплексами (см. рис. 2.1, 2.2, 2.3) [Государственная…, 2001]. В 30 км к северу расположен Балбукский комплекс (Р1) гранит-порфиров, граносиенитов и сиенитов. Возраста этих комплексов дискутируются. Ферштатер [2013] на основании данных определения абсолютного возраста (360 млн.л.) и геохимии относит образование Ахуново-Карагайского комплекса к началу коллизии D3–C1, хотя на государственной геологической карте этот комплекс датируется средним карбоном (С2) [Государственная…, 2001], а по данным М.А. Гарриса [1997] оценивается в 340 млн.л. (C1). Возраст Балбукского комплекса ранее был определен как 317 млн.л. (С2) [Горожанин, 1998], однако на государственной геологической карте он датируется P1 [Государственная…, 2001]. Считается, что происхождение крупных золоторудных месторождений орогенного типа на Южном Урале происходило во время поздней субдукции или ранней коллизии на рубеже девона и карбона [Пучков, 2016; Herrington et al., 2005; Kisters, 1999] и связано с габбро-тоналит-гранодиорит-гранитным магматизмом Главной Плутонической оси Урала [Ферштатер и др., 2010, 2013].
Ганеевское месторождение: А - тектонического схема участка (по С.Е. Знаменскому [2014]); B - упрощенная геологическая схема; С - разрез по линии I-I, D – взаимоотношение разновидностей пород в стенке карьера, состояние на июль 2012 г.
Вмещающие породы на Ганеевском месторождении представлены вулканитами основного состава (метабазальтами и диабазами), кварц-хлоритовыми сланцами по вулканогенно-обломочным породам основного состава с линзами оталькованных хлоритизированных серпентинитов [Заботина и др., 2014] и телами габбро.
Метабазальты и диабазы обладают массивной, метабазальты редко – реликтовой порфировой и миндалекаменной структурой. Иногда в них сохраняются реликты порфировых вкрапленников основного плагиоклаза (лабрадор, битовнит) и авгита размером до 1 мм. Амфибол замещается хлоритом (рис. 2.6а), авгит – уралитовой роговой обманкой (рис. 2.6б, г). Породы неравномерно хлоритизированы и карбонатизированы, карбонат представлен преимущественно кальцитом. Плагиоклаз замещается цоизитом, эпидотом и вторичным альбитом, темноцветные минералы – актинолитом, хлоритом (клинохлором) (рис. 2.6б-г), что указывает на преобразование пород в условиях зеленосланцевой фации. Вулканическое стекло нацело замещено хлоритом. По химическому составу метабазальты (мас. %) высокожелезистые (FeO 6.8–7.6) (рис. 2.9б), высокоглиноземистые (14.4–16.1) (рис. 2.9в), высокотитанистые (0.92–
- 36 1.55) (рис. 2.9г) (табл. 2.1), соответствуют базальтам субщелочного ряда (Na2O 4.05–4.39, K2O 0.09–0.26) (рис. 2.9а). Сравнимы с базальтами поляковской свиты, где концентрация (мас. %) составляет: для Al2O3 14.15–15.31, TiO2 1.03–1.43, FeO 6.42–9.9, а Na2O 2.14–3.64 ниже и K2O 0.51–1.54 выше [Фролова, Бурикова, 1977]. Отличаются от базальтов карамалыташской свиты, где содержания TiO2 несколько ниже (0.64–0.96), FeO (5.7–8.38) и Na2O (2.53–3.02) ниже, а Al2O3 (15.48–16.58) и K2O (0.48–0.57) выше (см. прил. 1). Для метадиабазов Ганеевского месторождения характерны содержания (г/т): Cu 16.7–126.8 (рис. 2.9е), Zn 96.8–110, Pb 8–14 (табл. 2.2), сопоставимые с базальтами поляковской свиты (Cu 120, Zn 100, Pb 7) (см. прил. 2), также Cr 46–71 (см. табл. 2.2).
Поведение петрогенных элементов в процессе метасоматоза
Околорудные изменения на Ганеевском месторождении связаны с процессами натриево-углекислотного метасоматоза и проявлены в альбитизации, окварцевании, серицитизации и карбонатизации. Рудоносными метасоматическими изменениями затронуты ультрамафиты и вулканокластические породы основного состава с образованием золотоносных лиственитов, березитов и кварцевых жил [Заботина и др., 2013].
Листвениты на Ганеевском месторождении сланцеватые, полосчатые или массивные. Текстура породы несет признаки тектонического воздействия (рис. 3.1а). Сланцеватость породы подчеркнута фукситом и лимонитизацией. Листвениты часто рассекаются маломощными жилками кварца, карбоната, альбита. Мощность прожилков варьирует от 0.5–1 мм до 1.5 см. В минеральном составе лиственитов преобладают кварц, карбонаты (доломит, магнезит, в меньшей степени кальцит и минералы ряда магнезит-сидерит), в небольших количествах присутствуют альбит, фуксит, реликты талька, следы парагонита, пирит, реже халькопирит. Основная ткань породы сложена карбонат-кварцевым агрегатом, в интерстициях которого и по сланцеватости развивается фуксит изумрудно-зеленого цвета (рис. 3.1б). Кварц образует мелкие и средние зерна «лапчатого» строения с волнистым погасанием, участками тонкозернистые агрегаты в интерстициях карбоната, срастается с карбонатом, альбитом и слюдой (рис. 3.1в–д). Карбонаты представлены крупными (до 1 мм) зернами с неровными границами в сростках с кварцем, иногда альбитом, образуют тонкозернистые агрегаты с кварцем, слюдой (см. рис. 3.1в–д). В крупных зернах карбоната хорошо выражена совершенная спайность по ромбоэдру (см. рис. 3.1г). Наблюдаются полисинтетические двойники. Альбит образует зерна с полисинтетическими двойниками, срастается с карбонатом и кварцем (см. рис. 3.1в), иногда частично замещен карбонат-серицитовым агрегатом. Пирит образует вкрапленность метакристаллов кубической формы, срастается с халькопиритом, нередко содержит включения золота. Размер кристаллов составляет 0.2–1 мм. В центральной части и по краям зерен пирита отмечаются пустоты, заполненные фуксит-серицитовым или кварц-серицит-фукситовым агрегатом. В окисленных разностях лиственита пирит замещен лимонитом (рис. 3.1е).
В химическом составе лиственитов Ганеевского месторождения наблюдаются низкие содержания SiO2, Al2O3, TiO2 и значительно варьирующие высокие содержания CО2, а также, по сравнению с породами субстрата, повышенные концентрации щелочных металлов, в особенности Na2O (табл. 3.1). Характерно повышенное содержание (г/т): Cr (172–340) и Ni (84– 1544) (см. табл. 3.2), свойственное ультраосновным породам, однако реликты хромита в породе не сохранились.
Листвениты Октябрьского месторождения массивные, участками рассланцованные, пятнистые с лепидо-гранобластовой микроструктурой. Содержат разноориентированные карбонатные прожилки. Мощность прожилков варьирует от 1–2 мм до 1 см. В минеральном составе лиственитов преобладают кварц, карбонат (кальцит, Fe-доломит), в их интерстициях развиваются фуксит и клинохлор (рис. 3.2). В зоне перехода лиственитов во вмещающие породы содержание хлорита увеличивается, а слюдистого минерала – падает. Листвениты часто окислены, узнаются по реликтам фуксита, сохраняющим изумрудно-зеленый цвет, в отличие от клинохлора, который быстро окисляется. Для лиственитов характерна вкрапленность пирита кубической формы, практически всегда окруженного гетитовой «рубашкой». В химическом составе наблюдаются низкие содержания SiO2, Al2O3, TiO2 и высокие содержания CО2 (см. табл. 3.1).
В целом, содержания основных элементов в лиственитах Ганеевского месторождения попадают в область апосерпентинитовых лиственитов классического объекта березит-лиственитовой формации Березовского месторождения, месторождений в ГУРе Миасского района (Алтын-Таш, Мечниковское) и месторождения Миндяк. Листвениты с парагонитом на Ганеевском месторождении попадают в поле лиственитов по основным породам и апобазальтовых и аподиоритовых кварц-серицит-карбонатных метасоматитов (березитов) с альбитом и хлоритом (рис. 3.3). Это указывает на то, что в образовании лиственитов участвовали не только ультраосновные, но и отчасти основные породы.
Считается, что листвениты могут образовываться по породам ультраосновного и основного состава [Метасоматизм…, 1998; Harlov, Austrheim, 2013]. Их химический состав сильно варьирует. Листвениты, образованные по ультраосновным породам характеризуются низким содержанием SiO2, Al2O3, TiO2, высоким MgO и СО2 и наличием реперных элементов, таких как Cr, Ni, Co. По сравнению с ними, листвениты, образованные по основным породам, содержат значительно больше SiO2, TiO2, Al2O3 и меньше MgO и CO2 [Метасоматизм…, 1998; Сазонов, 1999].
По минеральному и химическому составу листвениты Ганеевского месторождения сопоставимы с апогипербазитовыми лиственитами Октябрьского месторождения (см. табл. 3.1), а также месторождений, локализованных непосредственно в зоне ГУР.
Химический состав лиственитов, кварц-серицит-карбонатных метасоматитов с альбитом и хлоритом (березитов) по разному субстрату и тальк-карбонатных пород. Цветом выделены месторождения: красным – Ганеевское, оранжевым – Октябрьское; синим, серым, голубым – Березовское, Алтын-Таш, Миндяк соответственно [по Сазонову, 1999]; зеленым – Мечниковское [по Мелекесцевой, 2011].
Березиты на Ганеевском месторождении преимущественно сланцеватые, реже массивные, участками наблюдаются реликты обломочной структуры. Реликты обломков нацело замещены альбитом. Цемент представлен мелкозернистым кварц-альбитовым агрегатом. Березиты содержат кварцевые, кварц-карбонатные, кварц-альбитовые и альбитовые прожилки. Прожилки разноориентированные, секущие обломки и цемент, их мощность варьирует от 0.5–1 мм до 2 см. В минеральном составе березитов преобладают кварц, альбит, карбонаты (Fe-доломит и промежуточные минералы ряда магнезит-сидерит, редко магнезит), в меньшей степени серицит, редко хлорит, также распространен пирит (рис. 3.4а) и халькопирит. Серицит развивается в виде чешуйчатых и листоватых агрегатов (рис. 3.4б–в), образует сростки с карбонатами. Альбит представлен призматическими, таблитчатыми кристаллами с отчетливо проявленными простыми и полисинтетическими двойниками (рис. 3.4г) и ксеноморфными зернами, срастается с карбонатами, содержит тонкие включения апатита, рутила (см. рис. 4.7з в главе 4). Встречается реликтовый средний плагиоклаз – андезин, замещаемый карбонатом и серицитом (рис. 3.4д). Карбонаты образуют сростки с альбитом, серицитом и кварцем. Промежуточные карбонаты ряда магнезит-сидерит могут содержать включения апатита и рутила (см. рис. 4.7л в главе 4). Пирит образует рассеянную вкрапленность кристаллов кубической формы по сланцеватости породы, иногда тяготеет к контакту обломков с кварц-альбитовым цементом, иногда срастается с халькопиритом, содержит включения золота. Размер кристаллов пирита составляет 0.5–2 мм. Границы пирита иногда разъеденные, пирит может быть с пустотами, заполненными тонкозернистым серицит-кварцевым агрегатом, иногда имеет кварцевые или кварц-карбонатные оторочки (рис. 3.4е).
Для березитов Ганеевского месторождения характерны высокие содержания альбита, вплоть до его преобладания над кварцем, серицитом и карбонатами, что не типично для березитов, образованных по гранитоидам [Сазонов, 1984; 2001; Halls, Zhao R., 1995]. Наличие магнезиально-железистых карбонатов также отличает березиты Ганеевского месторождения от классических березитов, в которых развит преимущественно анкерит.
В химическом составе березиты Ганеевского месторождения, по сравнению с лиственитами, содержат больше SiO2, Al2O3 и TiO2 (см. табл. 3.1). По содержаниям этих элементов они соответствуют вулканогенно-обломочным породам основного состава. Содержание (г/т): Cu (114–241), Zn (48.8–75) и Pb (6–8.5) (см. табл. 3.2) сопоставимо с таковыми в базальтах (Cu 17–126.8; Zn 96.8–110; Pb 8–14) и измененных вулканогенно-обломочных породах (Cu 33–1120.8; Zn 66.5–97.2; Pb 5–11.8) (см. табл. 2.1, 2.2 в главе 2) рудной зоны, а также с базальтами и андезитобазальтами поляковской (среднее по Cu 120; Zn 100; Pb 7), карамалыташской (среднее по Cu 75; Zn 170; Pb 6) и улутауской (среднее по Cu 40; Zn 125; Pb 7) вулканогенно-осадочных толщ, вмещающих Ганеевское месторождение и значительно ниже, чем содержания этих элементов в кислых вулканитах указанных толщ (табл. прил. 1).
РТХ-параметры минералообразования по результатам термобарогеохимического анализа
Известно, что хлорит образуется в широком диапазоне температур и давлений: 150–450 C и от близповерхностных условий до нескольких килобар. Отмечается систематическое изменение соотношения SiIV / AlIV в тетраэдрической позиции и заполнение Al вакансий октаэдрической позиции в структуре хлорита с изменением глубины и температуры формирования в диагенетических и геотермальных системах или с изменением степени метаморфизма [McDowell, Elders, 1980; Cathelineau, Nieva, 1985; Cathelineau, 1988; Caritat et al., 1993; Jahren, Aagaard, 1989; Hillier, Velde, 1991]. Количество AlIV в хлорите не зависит от природы изменений, которым подвергались породы, что позволяет использовать для расчетов хлорит любого происхождения [Cathelineau, 1988; Bevins et al., 1991].
Для Ганеевского месторождения использовался хлорит из метабазальтов, кварц-хлоритовых сланцев из околорудной зоны, золотоносных лиственитов и березитов. По составу хлориты железо-магнезиальные, наибольшей железистостью обладают хлориты из метабазальтов (рис. 5.1). Высокие концентрации магния в хлоритах согласуются с магнезиальностью карбонатов.
Существует несколько формул для расчета температур образования по составу хлорита. Наиболее ранняя формула была приведена в публикации M. Cathelineau и D. Nieva [1985]. Затем на основании экспериментальных данных было установлено влияние железистости на температуру образования хлорита и эта формула была усовершенствована [Kranidiotis, MacLean 1987; Jowett, 1991 и др.].
Для уменьшения погрешности в результатах расчета были применены формулы по нескольким наиболее популярным опубликованным источникам. Использовались, уравнения (1) и (2) и (4), учитывающие соотношение железа к сумме железа и магния (3) и (5) (табл. 5.1), которое не должно превышать 0.6 по Jowett [1991] и Kranidiotis, MacLean [1987]. Температуры, рассчитанные по этим уравнениям, ложатся в близкий диапазон (рис. 5.2). Это дает уверенность в достоверности результатов.
Результаты расчета температур показали близкие значения для хлоритов из метасоматитов, и несколько более значительные расхождения – для хлоритов из метабазальтов и сланцев по вулканогенно-обломочным породам (см. табл. 5.1). Температуры образования хлорита в метабазальтах (307–361 С) указывают на преобразование пород в условиях, соответствующих зеленосланцевой фации метаморфизма [Igneous…, 2003]; в околорудных сланцах, лиственитах и березитах – укладываются в сравнительно узкий диапазон 282–358 С (см. табл. 5.1), свидетельствующий о единстве метасоматического процесса изменения пород. Верхний предел температур гидротермальных изменений (320–340 оС) близок верхнему температурному пределу метаморфизма. Это косвенно может указывать на близость по времени процессов метаморфизма и гидротермальных изменений.
В кварце из карбонат-кварцевых прожилков золотосодержащих лиственитов и березитов Ганеевского месторождения установлены первичные и вторичные флюидные включения (ФВ). Среди первичных обособленных ФВ в кварце из лиственитов выделяются двухфазные и трехфазные. Двухфазные (жидкость + газ) включения размером 6–12 мкм округлые, угловатые, иногда с отрицательной огранкой. Газовый пузырек занимает 20–40 % объема (рис. 5.3а-з). Трехфазные (жидкость + газ CO2 + жидкая СО2) округлые включения размером 6–12 мкм состоят из светлой жидкости, ободка темной жидкости (с более высоким коэффициентом преломления) и газа. Газовый пузырек занимает около 20 % объема (рис. 5.3и-к).
Температуры гомогенизации (ТГ) в обоих типах первичных включений в кварце из лиственитов варьирует в широком диапазоне 150–329 С (n 52) (табл. 5.2) с максимумом значений 240–260 С (рис. 5.4) [Заботина, 2016]. При замораживании до температуры –100 С, включения замерзали полностью, что свидетельствует об отсутствии таких газов, как N2 и CH4, т.к. температуры их тройных точек составляют –210.05 и –182.48 С соответственно. При оттаивании включений вблизи тройной точки углекислоты (–56.6 С) наблюдался эффект, который подтверждает присутствие углекислоты. Поскольку, температура тройной точки углекислоты (ТТСО2) в нашем случае получилась чуть выше (–54.6 … –57.0С) стандартной, значит углекислота не чистая, а с примесью ещё каких-то газов, состав которых мы не устанавливали. Жидкая углекислота гомогенизируется в газовую фазу при температуре (ТГСО2) +9…+29.4 С. Согласно этим данным, плотность углекислоты составила 1.15–1.51. Наличие углекислотно-водных (трехфазных жидкая CO2, газ CO2 и водно-солевой раствор) включений наряду с двухфазными газово-жидкими (водно-солевой раствор + газ CO2) может говорить о гетерогенности флюида. Температуры эвтектики (ТЭ) лежат в широком диапазоне (–21…– 26 С) (n 41), это тоже указывает на непостоянство состава раствора, т.е. включения при разной температуре захватывали раствор с разным составом. В связи с этим, наиболее вероятная солевая система раствора определена как NaCl–H2O ± СО2 с возможной примесью KCl. Концентрация солей в растворе варьирует в диапазоне от 2.3 до 13.6 % NaCl-экв (n 32) с преобладанием значений 4–5, 6–7 % NaCl-экв (см. рис. 5.4). Давление (Р) минералообразования в трехфазных углекислотных включениях оценено по PVT диаграмме [Смит, 1968] как 0.6 – 1.3 кбар (n 19) со средним значением 0.7–0.9 кбар. С учетом поправки на давление (+85С) истинные температуры минералообразования составили 265–405 С для лиственитов.