Научная электронная библиотека

Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания

ПЕТРОЛОГИЯ АДАКИТОВЫХ ГРАНИТОИДОВ

Гусев А. И.,

Глава 4. ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ АДАКИТОВЫХ ГРАНИТОИДОВ

Экспериментальные и теоретические исследования показали, что различные по кислотности магмы характеризуются своими типоморфными составами летучих компонентов во флюидах [Коваленко, Наумов, Богатиков, 1986; Коваленко, Ярмолюк, Богатиков, 1993; Летников, 2001;].

Теория магматогенных флюидов является одной из актуальных фундаментальных проблем. Магматогенные флюиды играют важнейшую роль в генерации различных магматитов и связанных с ними рудных полезных ископаемых [Гусев, Гусев, 2005; Гусев, 2005]. К числу важнейших характеристик магматогенных флюидов относятся температура, флюидное давление 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. Методика оценки основных параметров флюидного режима (температур кристаллизации магм по биотиту, фугитивностей и парциальных давлений летучих компонентов) описана в работах [Гусев, 2003; Гусев, 2005] с использованием экспериментальных и теоретических работ Д. Уонза и Х. Эйгстера [Wones, Eugster, 1965], Д. Якобса, В. Пэрри [Jacоbs, Parry, 1979], Дж. Манза, С. Лудингтона [Munoz, Luddington, 1974]. Установлено, что аномальные параметры флюидного режима характерны для сильно восстановленных магм, генерирующих различные типы оруденения, а также уникальных и супергигантских по запасам месторождений [Гусев, 2005;
Гусев, 2011; Гусев, Гусев, 2012].

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 СО2, а для фельзи-
ческих 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, золотом. Поведение хлора в расплавах сложное. Установлен хлоридный цикл в процессе рудообразования с его участием [Tarney, Jounes, 1994; Vigneresse, 2007]. 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.

Сера играет важную роль в рудогенезе колчеданных, медно-порфировых и других месторождений. По данным К. Бэрнхема [Burnham, 1969; Burnham, 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. %. 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 распределения золота между сульфидным и силикатным расплавами достигает 200.

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 [Коробейников, 1995; Коробейников, 2001] проведено изучение распределения золота в минералах последовательных фаз кристаллизации в породах различных по кислотности магм. Установлено фракционирование золота в процессе кристаллизации магм с резким накоплением его в поздних гранитоидах благодаря накоплению металла в остаточных расплавах при дифференциации магм.

Интересные данные получены при изучении концентраций хлора и фтора в биотитах гранитоидов различных типов месторождений. Ранее нами показана на примерах золотоносных интрузий Горного Алтая и Горной Шории унаследованность флюидного режима магматических процессов и связанных с ними постмагматических образований продуктивного золоторудного этапа [Гусев, 1994; Гусев, 2003].

По данным В.В. Холоднова и И.Н. Бушлякова [Холоднов, Бушляков, 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. 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.

Крупные эндогенные месторождения образуют динамически взаимосвязанные магматические, рудные и метасоматические системы (МРМС), имеющие специфические особенности. Как правило, в них обнаруживаются полихронный интрузивный магматизм и длительно развивающиеся метасоматические и рудные образования.

Кроме традиционно используемых факторов размещения оруденения необходимы нетрадиционные подходы с использованием фундаментальных теоретических проблем генерации оруденения. К числу таких подходов можно отнести фундаментальные положения в теории рудообразования, трансформированные для прогнозных целей. Одним из таких теоретических положений является обусловленность масштабов и интенсивности оруденения параметрами флюидного режима рудогенерирующих магматитов, перечень и количество которых можно измерить экспериментальными и аналитическими методами. Известно, что флюидный режим интрузивного процесса определяет не только сценарий дифференциации и последовательность образования интрузивных пород, но и извлечение и перенос рудных компонентов из расплавов и мантийных источников в рудолокализующие структуры верхней литосферы [Коробейников, Гусев, 2013]. Мантийно-коровое взаимодействие в виде системы флюид-расплав, контаминация мантийными магмами корового материала обнаруживается во многих супергигантских месторождениях золота, вольфрама, молибдена и других металлов. Мантийная составляющая и мантийно-коровое взаимодействие при формировании золотого оруденения в крупных регионах (Абитиби, Восточный Голдфилд, Рио дас Велгас, Северо-Китайский кратон и других) зафиксированы многими исследователями. Для 23 супергигантских месторождений золота (с запасами более 500 т) установлено наличие литосферной нестабильности, вызванной: 1 – воздействием плюма посредством сверхмощного флюидного потока и магмы; 2 – деламинацией мантийной литосферы; 3 – эрозией мантийной литосферы; 4 – астеносферным апвеллингом []. Таким образом, степень контаминации корового материала и мантийно-корового взаимодействия в генерации сложных магмо-рудно-метасоматических золоторудных систем также должны использоваться в прогнозном комплексе и оцениваться в количественной мере. Важную роль играют прямые свидетели астеносферного участия в золоторудных полях гигантских месторождений – спессартиты и керсантиты, обладающие повышенными концентрациями фтора, хлора, воды во флюидах и высокой восстановленностью магматогенных флюидов.

Заключительные дериваты глубинных систем гигантских золотых месторождений характеризуются аномальными параметрами флюидного режима: высокой восстановленностью магматогенных флюидов, высокой водонасыщенностью, обилием летучих компонентов (хлора, углекислоты, фтора, бора).

Для таких гигантских месторождений, как Мурунтау, Берёзовское, Сухой Лог, Колар (Дарварскийкратон) и других, выявляются признаки наличия абиссальной фации глубинности рудогенерирующих гранитоидов с аномальными парциальными давлениями углекислоты и соляной кислоты (Мурунтау – 4,8–5,5 кбар, Колар – 5,5–6,5 кбар).

На диаграмме температурной зависимости редокс-состояния рудоносных магм магнетитовой (МТ) и ильменитовой (IL) серий, гидротермальных рудных месторождений, минеральных буферов и важных реакций гидротермальных процессов золотоносные гранитоиды наиболее перспективных восстановленных систем относительно основных буферов локализуются по разному (рис. 37): магматиты
золото-черносланцевых месторождений локализуются или в поле ильменитовой серии, или тяготеют к нему; золото-сульфидно-кварцевые месторождения с вольфрамом также тяготеют к полю ильменитовой серии; эти группы золотоносных магматитов располагаются или ниже кварц-магнетит-фаялитового буфера, или тяготеют к нему; гранитоиды золото-скарновых и золото-кварцевых месторождений располагаются между полями IL и MT серий, вероятно, обладают промежуточными характеристиками между указанными сериями и располагаются на диаграмме между гематит-магнетитовым и кварц-магнетит-фаялитовым буферами.

Рис. 37. Температурная зависимость редокс-состояния рудоносных магм магнетитовой (МТ) и ильменитовой (IL) серий гранитоидов, гидротермальных рудных месторождений, минеральных буферов и важных реакций гидротермальных процессов, по [Оhмоtо, Goldhaber, 1997] и некоторыми изменениями по [Кигай, 2011] для некоторых золоторудных месторождений. Сплошные линии соответствуют log fO2 – T соотношениям для минеральных буферов, указанных на рисунке, штриховые линии – таким соотношениям
для моляльных концентраций компонентов (m, моль/кг растворителя):
mSO2/mH2S = 1, mH2S/mSO4 = 1,mSO2/mHSO4– = 1 и mCO2/mCH4 = 1 при Робщ. (флюид) = 1 кбар. В обозначениях буферов значения сокращений: Н – гематит, М – магнетит, S – сера,
Py– пирит, Po – пирротин, Q – кварц, F – фаялит. Золото-черносланцевые месторождения с повышенными содержаниями вольфрама и платиноидов, связанные с сильно-контаминированными и редуцированными гранитоидами: 1-М – Мурунтау, Х – Хоумстейк, А – Ашанти, СЛ – Сухой Лог, О – Олимпиада, БК –Бакырчик; 2 – золото-кварцевые месторождения с повышенным содержанием вольфрама, связанные с редуцированными гранитоидами: ГМ – Голден Майл, КЛ –Кирклэнд Лэйк, К –Колар, П – Поркьюпайн, БР –Берёзовское; 3 – золото-сульфидно-кварцевые месторождения с вольфрамом: ДГ – Дублин Галч, КК – Клиа Крик, ФН – Форт Нокс; 4 – золото-черносланцевые месторождения Горного Алтая с повышенным содержанием вольфрама: Ч –Чойское, Л – Лог № 26

Флюидный режим некоторых адакитовых гранитоидов приводим ниже.

Особенности флюидного режима (температур кристаллизации магм, фугитивностей и парциальных давлений летучих компонентов) определены по методике, описанной в работе [Гусев, 2012] с использованием экспериментальных и теоретических работ Д. Уонза и Х. Эйгстера [Wones, Eugster, 1965], Д. Якобса, В. Пэрри [Jacobs, Parry, 1989], Дж. Манза, С. Лудингтона [Monez, Luddington, 1989] и других. Режим фтора во флюидах определён по геофториметрам (с использованием составов слюд), разработанным А.М. Аксюк [Аксюк, 2002]. Составы биотитов и некоторые параметры флюидного режима адакитовых гранитоидов изучаемого региона приведены в табл. 14.

Таблица 14

Составы биотитов и параметры флюидного режима адакитовых гранитоидов некоторых массивов Калбы

Примечание. Плагиограниты: 1 – Борисовского плутона; 2 – Кунушского массива;
3, 4 – Жиландинского массива; 5, 6 – Точкинского массива; плагиогранит-порфиры: 7,8 – Меридиональной дайки месторождения Бакырчик. Т˚С – температура кристаллизации пород
в градусах цельсия; lg fO2 – логарифм фугитивности кислорода; fH2O, fHF, fHCl – фугитивности воды, плавиковой и соляной кислот, соответственно, в барах; pH2O, pCO2 – парциальные давления воды, углекислоты, в барах; MHF – концентрации плавиковой кислоты в магматогенных флюидах (моль/дм3) по [Аксюк, 2002]; к – коэффициент восстановленности флюидов; у – потенциал ионизации биотитов по В.А. Жарикову [1975].

Анализ приведенных данных показывает, что температурный режим формирования гранитоидов был высок и варьировал от 805 до 910˚С. Все без исключения проанализированные биотиты характеризуются аномальными составами и параметрами флюидного режима, характерного для золотогенерирующих гранитоидов [Гусев, 2012]. В составе биотитов Меридиональной дайки месторождения Бакырчик наблюдается значительное увеличение всех летучих компонентов (F, Cl, H2O, P2O5 и других), что отразилось на основных параметрах флюидного режима магматитов. При этом, обращает на себя внимание резкое увеличение значений таких параметров, как парциальные давления углекислоты и воды, а также фугитивностей HCl и HF (табл. 2) в Меридиональной дайке месторождения Бакырчик. На фоне более высоких значений коэффициента восстановленности флюидов (к) для Бакырчикских плагиогранитов характерны более высокие содержания плавиковой кислоты во флюидах и низкие значения потенциала ионизации биотитов, указывающего на снижение кислотности среды минералообразования при формировании более поздних даек, с которыми парагенетически и пространственно связывается оруденение золота. Такая картина увеличения роли летучих компонентов в дайковых образованиях интерпретируется открытостью системы (глубинного очага) по фтору и подтоком более глубинных мантийных высоко восстановленных флюидов на момент отделения более поздних дайковых дериватов из глубинного очага [Гусев, 2003; Гусев, 2012].

Некоторые параметры флюидного режима определены для адакитовых гранитоидов Алтае-Саянской складчатой области (табл. 15).

Таблица 15

Параметры флюидного режима AD- типов гранитоидов Алтае-Саянской складчатой области (фугитивности и парциальные давления в барах)

Примечания: n – количество проб биотита; T°C – температура кристаллизации;
lg fO2 – логарифм фугитивности кислорода; f H2O – фугитивность воды; pH2O, pCO2 – парциальное давление воды и углекислоты, соответственно; lg fO2/fH2O – логарифм отношений фугитивностей кислорода и воды; lgfHF/fHCl – логарифм отношений фугитивностей плавиковой и соляной кислот; к – коэффициент восстановленности флюидов по Летникову Ф.А. и др.(1981); у – условный потенциал ионизации биотита по Жарикову В.А. (1967).

Показательные отличия рудоносной системы Тарданской МРМС от почти безрудной Зубовксой, где развиты адакитовые гранитоиды одного и того же комплекса – коптинского.

Адакитовые гранитоиды Тарданской МРМС с масштабным разнотипным золоторудным оруденением имеют более высокую кислотность среды, восстановленность флюидов, парциальных давлений воды и углекислоты (табл. 4), чем такие тоналиты менее продуктвиной Зубовской системы.

В составе Майской МРМС выделяются две серии: латитовая и известково-щелочная, фельзитовые разности которой отнесены к адакитовым граниотоидам.

Интрузии латитовой серии в составе Майского массива представлены монцодиоритами и кварцевыми монцодиоритами, образующими две последовательные фазы внедрения. Взаимооотношения между фазами наблюдались нами в левом борту р. Лебедь. Химические составы биотитов магматических образований сведены в табл. 16.

Дайки монцонитов и кварцевых сиенитов локализованы в краевой части массива среди эффузивов мрасской свиты и контролируются Майским разломом.

Известково-щелочная серия пород локализуется в восточной части массива и охватывает тоналиты, гранодиориты, меланограниты, граниты, а также дайки гранодиорит-порфиров.

Таблица 16

Химический состав и формульные коэффициенты биотитов Майского массива

Примечания: f – железистость, l – глинозёмистость биотита; анализы выполнены в лаборатории ИГГиГ СО РАН (г. Новосибирск).

Меланограниты и граниты мелкозернистые породы светло-серой окраски, массивной тестуры. По составу и структуре весьма близки гранодиоритам, отличаясь от последних лишь отсутствием роговой обманки и большим количеством кварца и калиевого полевого шпата.

Гранодиорит-порфиры дайковой фации имеют светло-серую окраску и массивную текстуру. Интрателлурическая фаза представлена индивидами плагиоклаза и биотита, имеющими размеры 3–5 мм. Основная ткань породы тонкокристаллическая с гипидиоморфнозернистой микроструктурой. Плагиоклаз вкрапленников представлен зональными призматическими кристаллами с ядром, сложенным андезином № 40–45 и периферийной каёмкой, представленной олигоклазом № 20–24. Биотит в дайках гранодиорит-порфиров близок к слюде в плутонических гранодиоритах, но отличается значительно более высокими концентрациями хлора и воды (табл. 31).

На диаграмме, позволяющей выявлять петрологические особенности эволюции магматических образований, отчётливо устанвливается, что Майская МРМС развивалась путём фракционирования минералов в расплаве.

При этом видны два самостоятельных тренда дифференциации пород для латитовой и извесково-щелочной серий. Выплавление монцодиоритов происходило в промежутке между 5 и 8 % степени частичного плавления протолита. Тренд дифференциации от монцодиорита к вкарцевому монцодиориту близок к фракционированию главных минералов из расплава без циркона и почти параллелен фракционированию плагиоклаза. Тренд фракционирования от гранодиорита к граниту в известково-щелочной серии параллелен предыдущему тренду. Однако степень частичного плавления родоначального субстрата для гранодиорита превышала 10 %. Выявленные отличия в химизме и минеральном составах пород латитовой и известково-щелочной серий, а также по петрогенным компонентам и трендам дифференциации, подтверждаются также и различиями по соотношениям изотопов стронция. Если для кварцевых монцодиоритов 2 фазы внедрения отношение 87Sr/86Sr составляют 0,70397 и указывают на мантийный характер, то для гранодиоритов 3 фазы это соотношение увеличивается до 0,70614, указывающее на контаминацию корового материала. Для тоналита это соотношение варьирует от 0,70341 до 0,70453.

По имеющимся данным проведен расчёт некоторых параметров флюидного режима для магматитов Майской МРМС (табл. 16). Следует отметить общие высокие давления, существовавшие в системе при умеренных температурах (700–770 °С) и высокой восстановленности флюидов (табл. 4). Породы латитовой серии имеют несколько выше значения фугитивностей и парциальных давлений воды, фугитивностей плавиковой кислоты относительно соляной. Породы известково-щелочной серии (адакитовые гранитоиды) характеризуются более высоким показателем фугитивности HCl, что очень важно для переноса золота во флюидах. Максимально высокий показатель (pH2O + pCO2)/pH2O выявлен в дайках кварцевых сиенитов, указывающий на возможность вскипания флюидов по мере продвижения вверх по восстанию. Вероятно, образование флюидо-эксплозивных брекчий в местах распространения даек кварцевых сиенитов не случайно. По нашему мнению внедрение щелочных даек кварцевых сиенитов, характеризующихся высокими значениями параметров флюидного режима (обилие галогенов, высокие концентрации воды
и углекислоты), создавало благоприятные условия в местах транзита опережающей волны флюидов с высокими концентрациями летучих компонентов и в первую очередь углекислоты, а также летучих галогенов. Высокие парциальные давления H2O и CO2 в системе способствовали возникновению «взрывного» механизма, обусловившего формирование флюидо-эксплозивных брекчий.