Scientific journal

Fundamental research

ISSN 1812-7339

"Перечень" ВАК

ИФ РИНЦ = 1,674

Топольнинское рудное поле находится на севере Горного Алтая и относится к перспективной золото-скарновой рудной формации [4]. Площадь поля слагают терригенно-карбонатные отложения нижнего силура и девона, представленные громотухинской и камышенской свитами, соответственно. Осадочные толщи смяты в крупную Топольнинскую синклиналь северо-западного простирания и разбиты серией субмеридиональных тектонических нарушений. Большая часть рудопроявлений локализована в экзоконтактах двух разобщенных массивов Топольнинской гранитоидной интрузии и приурочена к биметасоматически-инфильтрационным скарнам, скарнированным телам и сопутствующим им метасоматитам. Золоторудная минерализация прослеживается по всему разрезу скарнированных пород.

В процессе изучения в скарновых рудах нами было установлено более 30 минералов. Основные породообразующие минералы ‒ это гранаты, пироксены, волластонит, скаполит, эпидот, кальцит, амфиболы и хлориты. Среди рудных отмечаются пирит, арсенопирит, пирротин, молибденит, халькопирит, сфалерит, галенит, борнит, халькозин и ковеллин. В виде мелких включений и просечек присутствуют разнообразные сульфиды, блеклые руды, сульфосоли и теллуриды. Рентгеноспектральным микроанализом нами впервые для рудного поля установлены:

герсдорфит (Fe_0,17Ni_0,5Co_0,36)As₁S_0,93, цумоит Bi_1,02Te₁, гессит Ag_1,81Te₁, кобальтин Co₁As_1,08S_1,19, скиннерит Cu_2,82Sb₁S_3,08, раклиджит (Bi_1,97Pb₁)_2,97Te_4,02, ульманит Ni₁Sb_1,35S_1,38, поубаит Pb₁Bi_1,71(Se_0,56Te_0,14S_3,85)_4,55, самородный висмут.

Золото зафиксировано в виде ультрамелких включений в молибдените, в борните и в ассоциации с теллуридными минералами. Размер включений варьируется от 5 до 20 мкм. Химический состав золотин изменяется в пределах: Au – 60,36…90,06 мас. %, Ag – 7,98…35,09 мас. %, Fe – 0,20…3,09 мас. %, Cu – 0,30…1,73 мас. %. Среднее значение микротвердости по 7 замерам – 92,845 кгс/мм2.

По результатам минераграфического анализа в пределах рудого поля выявлено пять продуктивных минеральных ассоциаций: кварц-пирит-арсенопирит-кальцитовая, кварц-молибденит-кальцитовая; кварц-арсенопирит-пиритовая-кальцитовая, кварц-хлорит-полиметаллическая-эпидот-амфибол-кальцитовая и теллуридно-сульфидная. Минеральные ассоциации сопровождаются метасоматитами известково-скарновой формации, апоскарновыми метасоматитами пропилитового ряда и березитами.

Рудный процесс завершился образованием безрудных кварц-кальцитовых прожилков и гипергенных минералов (лимонит, азурит, малахит).

Для микротермометрических исследований использован компьютерный измерительный комплекс, созданный на основе микротермокамеры MDSG600 фирмы «Lincam» (Англия), микроскопа «Axio Imager» (Германия), снабженного набором длиннофокусных объективов (максимальное увеличение 50х), видеокамеры и управляющего компьютера (Лаборатория физических методов исследования горных пород и руд при кафедре Геологии и разведки полезных ископаемых, Томский политехнический университет, г. Томск). Комплекс позволяет в режиме реального времени производить измерения температур фазовых переходов в интервале от –180 до + 500 °С, наблюдать за ними при больших увеличениях и получать электронные микрофотографии. Погрешность измерений составила не более 0,5 °С.

Изотопный состав углерода и кислорода карбонатов из скарнов и метасоматитов был определен на оборудовании Института геологии и минералогии СО РАН (г. Новосибирск). Измерение состава проводилось на масс-спектрометре Finnigan MAT 253 с приставкой онлайн-пробоподготовки «GasBench II» с использованием стандартных методик пробоподготовки. Погрешность определения δ13С и δ18O не превышала ±0,1‰ для углерода и ±0,3‰ для кислорода.

Исследование флюидных включений

Для определения условий минералообразования были изучены флюидные включения в таких прозрачных минералах, как кальцит и кварц, в единичных случаях включения исследовались в эпидоте и волластоните. Следует отметить, что в последних и других прозрачных минералах флюидные включения встречаются крайне редко и имеют субмикронные размеры, что затрудняет их диагностику и проведение самого термобарогеохимического исследования.

Образцы для исследования отобраны на таких интервалах, где исключительным развитием пользуется минерализация только одной из стадий рудоотложения, что позволяет достаточно точно определить относительное время образования флюидных включений в истории формирования рудного поля.

Таким образом, замеры температур фазовых переходов выполнялись в каждой полированной пластинке для максимально возможного количества одновозрастных включений (син- либо эпигенетических), отличающихся по размеру и соотношению фаз в вакуоли. Так как изученные включения не содержат минералов-узников, состоят из водных растворов солей слабой или умеренной концентрации, а в газовой фазе при охлаждении не проявили признаков низкокипящих газов (CO₂, CH₄ и др.), то для них определялись следующие температуры: температура эвтектики (температура начала плавления льда для мелких включений) и температура полного плавления льда. По температуре эвтектики можно судить о фазовом составе основных солевых компонентов. Растворы, имеющие Т_эвт (45–54 °C), могут содержать преимущественно CaCl₂ с примесями хлоридов NaCl, KCl и MgCl₂. Т_эвт (32–37 °C) соответствуют растворам с MgCl2, MgCl₂ + NaCl, MgCl₂ + KCl. Для растворов с NaCl характерны температуры эвтектики (21,3–23,5 °C). По температуре плавления льда рассчитывалась суммарная концентрация солей. Гомогенизация подавляющей части включений идет по первому типу, то есть в жидкую фазу.

Результаты термо- и криометрических исследований 83 индивидуальных флюидных включений приведены в таблице. Как показано в работах [2, 7], эволюция флюидных ортомагматических систем объясняется с позиции процесса ретроградного кипения магм, в процессе которого образуются две несмесимые флюидные фазы: высококонцентрированный рассол со щелочной реакцией и слабоминерализованный кислый пар.

Как показали результаты исследований газово-жидких включений Топольнинского рудного поля, на ранних этапах миграции высокосоленого флюида образовались известковые скарны. По данным [4], соленость газово-жидких включений в гранатах и волластоните достигает 33 мас. % NaCl-экв. для проявления Баяниха (Топольнинское рудное поле) и 45 мас. % NaCl-экв. для других золото-скарновых месторождений при температурах минералообразования 450...700 °C.

Особенность изменения температуры эвтектики растворов состоит в том, что от периода к периоду она менялась скачкообразно, оставаясь постоянной на протяжении каждого из них (таблица, столбец 4). Тэвт – чуткий индикатор качественного состава растворов, не зависящий от концентрации растворенных компонентов, но индивидуально реагирующий на появление каждого из них в количестве более 1 %. Поэтому идентичность Т эвтектики сравниваемых растворов с высокой вероятностью свидетельствует о близости их качественного состава.

Результаты термобарогеохимических исследований

Максимальные температуры эвтектики зафиксированы во включениях в кальците кварц-пирит-арсенопирит-кальцитовой ассоциации (пропилиты), где они достигают значения –54 °С, свидетельствуя о наличии в растворе флюидных включений заметных количеств хлорида кальция. Такие хлоридные растворы достаточно агрессивны и способны растворять и переносить многие металлы.

Образование кварц-арсенопирит-пирит-кальцитовой и последующей за ней полиметаллической ассоциации с сопутствующими апоскарновыми метасоматитами начиналось при температурах порядка 310–150 °C, при этом отмечается колебание солености (19…11 масс. % NaCl-экв.) во включениях при общем тренде понижения температуры. Такое явление можно объяснить колебаниями давлений флюида в результате тектонических подвижек, и как результат, появление инверсии в движении раствора, то есть на начальном этапе высокое давление флюидов вытесняло воду из раствора во вмещающие породы – происходило явление обратного осмоса. В процессе инфильтрации через вмещающие породы вода обогащается компонентами (Co, Ni, Cr, Fe, Mn, Pb, Zn), мигрирует дальше по ослабленным зонам, формируя восходящие горячие потоки.

В дальнейшем эти потоки стягиваются в одни структуры, освобождаются от указанных компонентов, формируя типичные геохимические аномалии. Вместе с тем, в период угасания эндогенного источника растворов, интенсивность поступления раствора снижалась, флюидное давление падало, что привело к интенсивному подтоку метеорных вод в зону фильтрации – произошла смена обратного осмоса прямым. В нашем случае инверсия движения растворов начиналась при температурах до 235 °С и достижении солености 9…10 мас. % NaCl-экв (рис. 1). Разбавление флюида и затухание процесса привело к отложению минералов кварц-полиметаллической ассоциации и кварц-кальцитовых безрудных прожилков. Этот процесс отразился в составе пирита и арсенопирита из пропилитов, которые обогащены Ni и Co, заимствованными из вмещающих пород. Химический состав сульфидов следующий: для арсенопирита характерно содержание железа 28,56…34,88 мас. %, серы – 18,50...20,02 мас. %, мышьяка – 44,77...48,95 мас. %.; для пирита – содержание железа 40,34…45,93 мас. %, серы – 50,35...53,76 мас. %. Нередко с ними в ассоциации встречаются другие сульфиды никеля и кобальта – кобальтин и герсдорфит.

Рис. 1. Соотношение температуры гомогенизации (Т) и солености (С) ГЖВ в кальците и кварце различных минеральных ассоциаций Топольнинского рудного поля.Средние значения температуры и солености ГЖВ в отдельных пробах: 1 – кварц-молибденит-кальцитовая ассоциация; 2 – кварц-арсенопирит-пирит-кальцитовая ассоциация; 3 – кварц-полиметаллическая ассоциация; 4 – пострудные кварц-кальцитовые прожилки. Значения для скарновых минералов приведены по данным [4]

Для низкоминерализованного флюида также характерно явление обратного осмоса. Концентрация солей в растворе, формирующем кварц-молибденит-кальцитовую и кварц-пирит-арсенопирит-кальцитовую ассоциации (березиты) в температурной области от 220 до 190 °С, увеличивается с падением температуры, что подтверждает гипотезу нахождения флюидной системы на первых этапах миграции потока под высоким давлением (выше литостатического). Вода из флюидного потока под действием давления «выдавливалась» в окружающие породы, что привело к концентрированию раствора на фоне снижающейся температуры. При более низких температурах (235 °С точка инверсии) – концентрации солей падают с уменьшением температуры. То есть, в определенный момент времени поступление флюидного потока сократилось, давление снизилось (до литостатического), это способствовало притоку метеорных вод и разбавлению эндогенного флюида слабоконцентрированными вадозными водами. Пириты и арсенопириты из березитов, в отличие от сульфидов из пропилитов, характеризуются типоморфной примесью меди и хрома. Пирит и арсенопирит имеют не стехиометричный состав. Для арсенопирита характерно содержание железа 33,92…34,65 мас. %, серы – 23,91...27,66 мас. %, мышьяка – 38,43...41,45 мас. %.; для пирита – содержание железа 42,52…43,97 мас. %, серы – 53,22...55,73 мас. %. В составе пирита обнаружены медь и хром, содержание которых изменяется в пределах до 0,16 мас. % и 0,41…0,48 мас. % соответственно.

Изотопные исследования

Карбонаты являются одними из типоморфных минералов метасоматитов поздних этапов минералообразования в скарновых месторождениях. В Топольнинском рудном поле карбонаты встречаются в основном в составе метасоматитов пропилитовой формации и слагают поздние карбонатные и кварц-карбонатные жилы.

Изотопный состав изученных карбонатов отличается узким диапазоном величин δ¹⁸O (+16,2…+19,0 ‰) и широким диапазоном δ¹³С (+ 2,6…–7,0 ‰). Значения величины δ¹³С в кальцитах из прожилков и гнезд укладываются в поле от мрамора до близмагматического кальцита (рис. 2). Интерпретация этих данных свидетельствует о том, что источник поступления углекислоты на разных этапах гидротермальной деятельности был различен. Скорее всего, источником углекислоты образцов пропилитов со значениями δ¹³С = –(7,0 и 6,9 ‰) явились «мантийные» флюиды, что характерно для процессов березитизации-пропилитизации [5]. Смещение значений δ¹³С в сторону положительных значений от ранних стадий формирования к поздним указывают на смешение при гидротермальной деятельности углерода различных источников (к примеру, взаимодействие флюида с вмещающими породами, содержащие рассеянное углеродистое вещество и с метеорными водами). Поэтому кальциты позднего этапа гидротермальной деятельности, проявлением которой явилось формирование кварц-кальцитовых жил, имеют наиболее утяжеленные значения δ¹³С = +2,6 ‰.

Соотношение δ¹⁸O/δ¹⁶O обычно используется в качестве индикатора происхождения и характера эволюции воды в гидротермальных растворах. Установлено, что равновесное фракционирование изотопов кислорода в основном зависит от температуры и состава раствора. Степень фракционирования элементов пропорциональна изменению температуры и контролируется процессами изотопного обмена между горячими водами и минералами вмещающих пород.

Рис. 2. Соотношение значений δ¹⁸O и δ¹³С в карбонатах из разных минеральных ассоциаций рудопроявлений Топольнинского поля: 1 – кальцит из пропилитов; 2 – кальцит из поздних метасоматических прожилков; 3 – кальцит из безрудных прожилков

Изотопный состав кислорода кальцитов метасоматитов Топольнинского поля характеризуется очень близкими значениями для различных образцов. Установлено, что кальциты из пропилитов формировались при более высоких температурах, чем последующие за ними фации кальцит-хлоритовых метасоматитов и безрудных прожилков. На рис. 2. показаны соотношения значений изотопов δ¹⁸O и δ¹³С в карбонатах из разных минеральных ассоциаций. На рисунке отчетливо прослеживается тренд изменения изотопного состава кислорода от ранних пропилитов (δ¹⁸O = +(16,2–16,7 ‰)) к пропилитам кальцит-хлоритовой фации (δ¹⁸O = +(18,1–19,0 ‰)) и к завершающим рудный процесс кальцитовым прожилкам. Смещение значений изотопного состава кислорода в сторону положительных значений можно объяснить разбавлением эндогенных флюидов метеорными водами.

Также условно принимается [8], что изотопный состав кислорода мантийной воды соответствует значениям δ¹⁸O = +(6–8 ‰), а метаморфической – +(5–25 ‰). При этом значения δ¹⁸O изученных кальцитов (δ¹⁸Оср = +17,78 %) не соответствуют ни пресноводным (δ¹⁸O = +(20–25 ‰, SMOW), ни морским (δ¹⁸O = +(25–30 ‰, SMOW) карбонатам.

Известно, что изотопный состав кислорода кальцитов определяется кислородом воды гидротермальных растворов. Используя коэффициенты равновесного фракционирования для системы CaCO3–H2O [6], получены значения кислорода воды, из которой формировался кальцит, при установленном диапазоне температур 150–235 °С (данные получены по результатам изучения температур гомогенизации газово-жидких включений в кальците). Эти значения варьируются от 1,99 до 2,40 ‰, что также указывает на метеогенную воду, испытывающую обмен по кислороду с вмещающими породами при высоких температурах гидротермального раствора.

Таким образом, рассмотренные изотопные данные по углероду и кислороду в кальците указывают на разный источник вещества. Утяжеление изотопного состава углерода жильных карбонатов от ранних стадий минералообразования к поздним, объясняется большим влиянием карбонатсодержащих вмещающих пород как источника тяжелого изотопа углерода. Промежуточные изотопные составы карбонатов между мрамором и «магматическим» кальцитом указывают на смешение ювенильного флюида с раствором, образовавшимся при взаимодействии с вмещающими карбонатными породами и инфильтрационными водами.

Выводы

Проведенные исследования выявили следующие особенности формирования минеральных ассоциаций в пределах Топольнинского рудного поля: в образовании минерализации принимало участие два флюидных потока, отличающихся по солености и металлогенической нагрузкой. Их пространственное положение формирует температурную зональность рудного поля. Высокоминерализованный щелочной флюид способствовал образованию на ранних этапах известковых скарнов и последующих за ним пропилитов, при этом формирование ранней кварц-арсенопирит-пирит-кальцитовой ассоциации происходило при температурах 310–150 °C и солености 19 … 11 масс. % NaCl-экв. Образующие её водно-солевые растворы содержали преимущественно Ca и Na. Кварц-полисульфидно-эпидот-амфибол-кальцитовая ассоциация формировалась при температурах 190–150 °C. По солености, на фоне понижающейся температуры, метасоматиты разделяются на две фации: среднетемпературные эпидот-актинолитовую с соленостью 18…8 масс. % NaCl-экв. и хлорит-кальцитовую с соленостью 10…5 масс. % NaCl-экв. В составе раствора отмечается присутствие хлоридов Mg, K и Na. С миграцией слабосоленого гетерогенного флюида связано образование ранних кварц-кальцитовых прожилков с молибденитом, формирование которых происходило при температурах 250–150 °C и солености 6…13 масс. % NaCl-экв. Кристаллизация осуществлялась из водно-хлоридных растворов, возможно с присутствием углекислоты, содержавших в своем составе растворенные соли Mg, Na и K.

Изотопные данные по углероду и кислороду в карбонатах разных минеральных ассоциаций подтверждают смешанный источник вещества.

Работа выполнена при финансовой поддержке Томского политехнического университета. Проект: ВИУ_ИПР_114_2014.

Рецензенты:

Мазуров А.К., д.г.-м.н., профессор кафедры геологии и разведки полезных ископаемых, ТПУ, г. Томск;

Ворошилов В.Г., д.г.-м.н., профессор кафедры геологии и разведки полезных ископаемых, ТПУ, г. Томск.

Работа поступила в редакцию 02.06.2014.