Научная электронная библиотека
Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания
Глава 5. ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ ЗОЛОТОНОСНЫХ МАГМАТИТОВ
Экспериментальные и теоретические исследования показали, что различные по кислотности магмы характеризуются своими типоморфными составами летучих компонентов во флюидах [Маракушев, 1985; Коваленко, Ярмолюк, Богатиков, 1993; Коваленко и др., 2000; Летников, 2001]. Магматогенные флюиды играют важнейшую роль в генерации различных магматитов и связанных с ними рудных полезных ископаемых [Reynolds, Beane, 1985; Аксюк, 2002; Летников, 2001; Рябчиков, 1974]. К числу важнейших характеристик магматогенных флюидов относятся температура, давления кристаллизации конкретных массивов, с которыми связано пространственно и парагенетически оруденение, а также фугитивность кислорода, углекислоты, фтора, хлора, парциальные давления воды, углекислоты, восстановленность и окисленность флюидов.
Базитовые магмы богаты летучими компонентами С–О (СО2) и бедны водой. На основе изучения сингенетичных расплавных и флюидных включений в минералах магматических пород установлено широкое развитие процессов дегазации (кипения) магм с выделением в собственную фазу для базальтов, преимущественно, СО2, а для фельзических магм – Н2О.
Из анионных комплексов флюидов большую роль в процессах рудообразования играют Cl, F, B, S, C.
Хлор обладает довольно высокой распространённостью в кислых магмах. Коэффициент распределения между расплавом и флюидом для хлора в пользу последнего и это чрезвычайно важно в селекционировании и переносе металлов хлоридными комплексами. Хлор обладает высокой комплексообразующей способностью с рудными элементами, в том числе, и золотом. Поведение хлора в расплавах сложное. Установлен хлоридный цикл в процессе рудообразования с его участием (Eugster, 1985). В этом цикле вначале образуется HCl во флюиде в результате кипения кислого расплава при его подъёме с глубоких уровней к поверхности. Затем HCl участвует в кислотном выщелачивании рудных компонентов и их транспортировке вплоть до отложения при нейтрализации флюидов, снижении Т, Р, изменении фугитивности кислорода, солёности растворов, их рН.
Такие летучие компоненты, как фтор и бор значительно понижают солидус гранитного расплава. Кроме того, они образуют комплексные соединения с некоторыми рудными компонентами и участвуют в их переносе к участкам рудоотложения (Маракушев, 1983).
Сера играет важную роль в рудогенезе колчеданных, медно-порфировых и других месторождений. По данным К. Бэрнхема (1979) 0,17 мас. % S в гранодиоритовом расплаве достаточно для его рудоносности. По его мнению 50-90 % серы магмы переходит во флюид в виде SO2, которая в результате ряда реакций приводит к переносу рудных компонентов флюидов и осаждению сульфидных медных руд. Предполагается магматогенный источник серы для медно-порфировых
месторождений.
На основании экспериментальных данных установлено, что растворимость серы в базитовых расплавах при температуре 1100-1400 °С и давлении 5-15 кбар составляет 0,1-0,15 мас. % (Миронов и др, 1989). При насыщении серой основных расплавов происходит их расслоение на несмешивающиеся сульфидную и силикатную жидкости. При плавлении базальта с добавлением FeS и последующей кристаллизации расплава при температуре 1300 °С выделяются магнитные железо-сульфидные глобули и гомогенное силикатное стекло. При этом золото селекционируется глобулями. Коэффициент рапсределения золота между сульфидным и силикатным расплавами достигает 200 (Миронов и др., 1989). Вероятно, при образовании сульфидной минерализации на золото-колчеданном барит-полиметаллическом Коуринском проявлении имели место аналогичные условия. Об этом свидетельствуют повышенные содержания золота в акцессорных пиритах метабазальтов и в интрузивных дайковых образованиях (пироксенитах, долеритах).
Участие флюидов и летучих компонентов в системе расплав-флюид особенно важно в том, что в присутствии последних происходит более глубокая, чем без флюидов, дифференциация магм, а следовательно, и селекционирование летучими рудных компонентов.
А.Ф. Коробейниковым (1981) проведено изучение распределения золота в минералах последовательных фаз кристаллизации в породах различных по кислотности магм. Установлено, что происходит фракционирование золота в процессе кристаллизации магм с резким накоплением его в молодых гранитоидах интрузий благодаря накоплению металла в остаточных расплавах при дифференциации магм (Коробейников,1981).
Интересные данные получены при изучении концентраций хлора и фтора в биотитах гранитоидов различных типов месторождений. Ранее нами показано на примерах золотоносных интрузий Горного Алтая и Горной Шории унаследованность флюидного режима магматических процессов и связанных с ними постмагматических образований и продуктивного золоторудного этапа (Гусев, 2001).
По данным В.В. Холоднова и И.Н. Бушлякова (2000) по соотношениям Cl и F в биотитах интрузивных пород Урала и других складчатых областей выделены поля габбро-плагиогранитных комплексов с золото-сульфидно-кварцевым оруденением, гранитоидных интрузий с золото-медно-молибден-порфировым, оловянным и бериллий-тантал-ниобий-литиевым оруденением, которые существенно перекрываются, указывая на возможность образования в природе комплексных редкометалльных месторождений с золотом. Такие комплексные объекты золото-вольфрамовые, золото-оловорудные известны в Якутии в Адыча-Чаркинском рудном районе (Флеров, Трунилина, Яковлев, 1979). Петрогеохимические особенности гранитоидов этого района, с которыми связано комплексное оруденение, позволяют их относить к редкометалльным гранитоидам щелочного ряда (по Л.В. Таусону), или А1-типу анорогенных гранитоидов. В биотитах этих гранитов фиксируются повышенные концентрации фтора и хлора с соотношением Cl:F от 0,3 до 0,8. Аналогичные гранитоиды А1-типа встречаются и в Горном Алтае (массивы Атуркольский, Тавдушинский, Карагу), с которыми связано сходное золото-редкометалльное скарновое оруденение.
А.Ф. Коробейниковым построены графики соотношений содержаний F и Cl в биотитах гранитоидов Алтае-Саянской складчатой области и других регионов, на которых выделены перекрывающиеся поля I, II, III золотоносных гранитоидов и резко обособленное поле IV гранитоидов, продуктивных на медно-молибден-порфировое оруденение. Поля золотоносных гранитоидов I, II, III (рис. 63) показывают, что концентрации Сl и F в слюдах, а следовательно, в исходных расплавах и магматических флюидах были близки и не превышали значений их соотношений от 1:3 до 4:1.
Биотиты же гранитоидов IV поля с медно-молибден-порфировым оруденением имели широкие вариации соотношений Cl:F от 1:5 до 1:450. По этому показателю гранитоиды золотоносных и медно-молибден-порфировых месторождений резко различны и подчёркивают существенное отличие содержаний анализируемых летучих компонентов в исходных магмах и магматических флюидах (рис. 39). На этот график нами нанесены данные по золотоносным гранитоидам Горного Алтая и Горной Шории, которые полностью подтверждают выводы А.Ф. Коробейникова. Следует отметить, что фигуративные точки биотитов гранитоидов медно-золото-порфировых местрождений регоина локализуются выше поля IV медно-молибден-порфировой формации, указывая, как и следовало ожидать, на более высокие концентрации хлора в слюдах комплексных медно-золото-порфировых объектов.
При рассмотрении петрологии рудогенерирующих гранитоидов в предыдущем разделе обращено внимание на повышенные концентрации бора в некоторых биотитах, интрузивных породах, магматических флюидах и продуктах постмагматических и гидротермально-метасоматических изменениях. Это свойственно гранитоидам латитовой серии (ульменский, кувашский комплексы), а также порфировым гранитоидам А1-типа, с которыми связано медно-золото-порфировое оруденение. На диаграмме, построенной в координатах F–Cl–B2O3 в биотитах золотогенерирующих гранитоидов региона доминирующая часть фигуративных точек легла вдоль стороны F–Cl (рис. 39), показывая незначительные концентрации оксида бора в слюдах. При этом наблюдается перекрытие полей биотитов гранитоидов золото-сульфидного черносланцевого оруденения, золото-медно-скарнового, жильного золото-сульфидно-кварцевого, связанных с магматитами известково-щелочной серии. Биотиты скарновых золото-редкометалльных объектов легли вблизи вершины треугольни-
ка F. Слюды гранитоидов золото-медно-скарновых (латитовая серия) и медно-золото-порфировых месторождений занимают обособленную область перекрытия составов с повышенными концентрациями бора.
Наличие последнего во флюидах указывает на высокую кислотность среды. Обращает на себя внимание положение биотитов гранит-порфиров комплексного скарново-золото-порфирового Чойского месторождения, оказавшиеся в поле гранитоидов медно-золото-порфировых объектов.
Биотиты скарновых золото-редкометалльных объектов легли вблизи вершины треугольника F. Слюды гранитоидов золото-медно-скарновых (латитовая серия) и медно-золото-порфировых месторождений занимают обособленную область перекрытия составов с повышенными концентрациями бора. Наличие последнего во флюидах указывает на высокую кислотность среды. Обращает на себя внимание положение биотитов гранит-порфиров комплексного скарново-золото-порфирового Чойского месторождения, оказавшиеся в поле гранитоидов медно-золото-порфировых объектов.
Рис. 39. Соотношение содержаний Cl и F в биотитах гранитоидов кварцево-золоторудных (поле I), золоторудных проявлений Кураминского региона Тянь-Шаня (поле II), золото-скарновых (поле III), медно-молибден-порфировых (поле IV) месторождений Алтае-Саянской, Забайкальской складчатых областей по [Коробейников, 2001]. Гранитоиды золоторудных формаций: 1 – латитовой серии с золото-медно-скарновой и золото-железорудной скарновой; 2 – скарновой золото-редкометалльной; 3 – золото-сульфидной черносланцевой; 4 –жильной золото-сульфидно-кварцевой; 5 – медно-золото-порфировой; 6 – золото-скарновой и золото-медно-скарновой, связанных с гранитоидами известково-щелочной серии; 7 – скарново-золото-порфировой. Гранитоиды месторождений и проявлений региона: С – Синюхинского, У – Ульменского, М – Майского, Б – Бащелакского, А – Атуркольского, Ч – Чойского, К – Карагу
На основе биотитового геофториметра, разработанного А.М. Аксюк (Aksyuk. Zhukovskaya, 1994; Аксюк, 2002), проведен расчёт концентраций HF во флюидах некоторых золотогенерирующих гранитоидов региона. Результаты рассчётов отражены на рис. 41. Наглядно видны 3 тренда фтористости флюидов. Весьма важный вывод из анализа этой диаграммы сводится к тому, что некоторые МРМС (Синюхинская, Майская, Лога № 26, Чуринская, Кульбичская) показывают резкое увеличение концентраций HF во флюидах поздних даек, формировавшихся из остаточных расплавов глубинных магматических очагов, в которые поступали дополнительные порции мантийных базальтоидных магм и трансмагматических флюидов.
По данным А.М. Аксюк (2002) это свойственно открытым системам по фтору в ходе дифференциации магматического очага и его концентрации поддерживались потоком богатого фтором трансмагматического флюида.
Рис. 40. Диаграмма F-Cl-B2O3 в биотитах золотогенерирующих гранитоидов Горного Алтая и Горной Шории (составлена автором с использованием данных А.Ф. Коробейникова). Гранитоиды: 1 – латитовой серии, с которыми связаны месторождения Au-Cu – скарновой формации; 2 – редкометалльные гранитоиды А1-типа, с которыми связано оруденение скарновой золото-редкометалльной формации; 3 – плагиогранитоиды I-WC-типа,
с которыми связано оруденение золото-платинометалльной черносланцевой формации;
4 – гранитоиды I-типов, с которыми связано оруденение жильной
золото-сульфидно-кварцевой формации; 5 – субвулканические гранит-порфиры А-типа, с которыми связано оруденение медно-золото-порфировой формации; 6 – гранитоиды I-типов известково-щелочной серии, с которыми связано оруденение золото-скарновой и золото-медно-скарновой формаций; 7 – гранитоиды А1-типа, с которыми связано оруденение скарново-золото-порфировой формации. Поля золотогенерирующих гранитоидов различных рудных формаций построены с учётом материалов по АССО, Уралу, Забайкалью, Кавказу, Средней Азии, Якутии, Енисейскому Кряжу: 8 – золото-медно-скарновой и золото-железо-скарновой; 9 – скарновой золото-редкометалльной; 10 – золото-платинометалльной черносланцевой; 11 – жильной золото-сульфидно-кварцевой; 12 – медно-золото-порфировой; 13 – золото-скарновой и медно-золото-скарновой. Гранитоиды МРМС региона: С – Синюхинской, У – Ульменской, М – Майской, Ч – Чойской, К – Карагу, А – Атуркольской, Б – Бащелакской
Повышенная фтороносность заключительных фаз и дифференциатов магматических систем реализовывалась в появлении редкометалльного оруденения на юге Синюхинского рудного поля, на востоке Чойского рудного поля, в поздних стадиях гидротермального процесса в составе руд месторождения Лога № 26 (шеелит, касситерит, молибденит).
Рис. 41. Диаграмма log MHF – T, °C (по А.М. Аксюк, 2002) во флюидах золотогенерирующих гранитоидов Горного Алтая и юга Горной Шории (построена автором). А – низкофтористый тренд для медно-молибден-порфировых месторождений (Аксуг, Шахтама, Санта Рита и др.). Тренды для региона: I – низко фтористый, II – умерено фтористый, III – высоко фтористый. Породы региона: 1 – гранит Тавдушинской интрузии (Р2-Т1); Атуркольский массив (Р2-Т1): 2 – лейкогранит, 3 – гранит, 4 – грейзен; Рыбалкинский массив (D3): 5 – лейкогранит умеренно щелочной, 6 – тоналит; 7 – адамеллит Верхне-Бащелакского массива; 8 – гранодиорит Кудрихинского массива (D3); ульменский комплекс (Є2): 9 – кварцевый монцонит, 10 – гранодиорит (дайка), 11 – сиенит (дайка); 12 – гранодиорит барангольского комплекса (Є2); Топольнинский массив (D2): 13 – гранит, 14 – гранодиорит; синюхинский комплекс (D1): 15 – гранодиорит, 16 – гранит-порфир, 17 – габбро; кульбичский комплекс (D2): 18 – лейкогранит, 19 – кварцевый диоритовый порфирит (дайка), 20 – гранодиорит-порфир (дайка); 21 – плагиогранит (дайка баранчинского комплекса –D2); байгольский комплекс (D2): 22 – лейкогранит, дайки: 23 – кварцевый монцодиорит (Чуря), 24 – граносиенит (Чуря); садринский комплекс: Майский массив (Є3): 25 – монцодиорит, 28 – тоналит, 29 – гранодиорит, дайки: 26- кварцевый монцонит, 27 – кварцевый сиенит; синюхинский комплекс (D1): Каратурукский массив (Оюкское месторождение): 30 – тоналит, 31 – гранодиорит; байгольский комплекс (D2): Майско-Семёновский участок, дайки: 32 – гранит-порфир, 33 – кварцевый сиенит; куяганский комплекс (D2), дайки: 34 – гранит-порфиры; топольнинский комплекс (D2): Мало-Топольнинская интрузия (месторождение Лог №26): 35 – лейкогранит, 36 – гранодиорит, 37 – гранит, 38 – дайка кварцевого сиенита
Методика оценки основных параметров флюидного режима (температур кристаллизации магм, фугитивностей и парциальных давлений летучих компонентов) описана в работе [Гусев, 2003; Гусев, Гусев, 2005] с использованием экспериментальных и теоретических работ Д. Уонза и Х. Эйгстера [Wones, Eugster, 1965], Д. Якобса, В. Пэрри [Jacjbs, Parry, 1976], Дж. Манза, С. Лудингтона [Munes, Luddington, 1987] и других. Режим фтора во флюидах можно определять по геофториметрам (с использованием составов слюд), разработанным А.М. Аксюк [Аксюк, 2002]. Указанные параметры флюидного режима золотоносных систем определены для различных типов золотого оруденения Алтае-Саянской складчатой области [Гусев, Гусев, 2000], России и прилегающих территорий Средней Азии [Gusev, 2008].