Богд-Спиридонов

В оглавление сборника "Проблемы геологии Урало-Монгольского пояса"

УДК 553.4 + 553.24 + 549 (574 + 470.5)

Э.М. Спиридонов, Г.Н. Назьмова, Н.Ф. Соколова, Ю.С. Шалаев, И.А. Бакшеев, Н.А. Ершова, Е.А. Кореньков, Р.С. Куруленко, Ю.В. Шлыкова, М.В. Середкин, С.В. Прибавкин, П.А. Плетнев, А.В. Юдин

СОСТАВ И ЭВОЛЮЦИЯ МАГМАТИТОВ И МЕТАСОМАТИТОВ ИНВЕРСИОННЫХ ГРАНОДИОРИТОВЫХ И РАННЕОРОГЕННЫХ МОНЦОНИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ КАЗАХСТАНА И УРАЛА И СОПРЯЖЕННОГО Fe-Co (Cu,W) СКАРНОВОГО, Mo-Cu-ПОРФИРОВОГО, КВАРЦ-ШЕЕЛИТОВОГО И ЗОЛОТО-КВАРЦЕВОГО ОРУДЕНЕНИЯ

В каледонидах и герцинидах Казахстана и Урала [1] развиты гранитоидные комплексы двух типов: 1) низкофтористые с Au, Cu, Fe оруденением – инверсионные (соскладчатые) тоналит-гранодиоритовые и раннеорогенные монцонитовые [15, 8, 9, 11 и др.]; 2) высокофтористые с редкометальным оруденением – орогенные и позднеорогенные гранитные, аляскитовые, щелочногранитные, монцонитовые [3, 8, 11, 15 и др.].

Установлено, что даже для наиболее глубинных интрузивов эффекты магматического замещения незначительны. Эффекты гибридизации-контаминации верхнекорового уровня для гранодиоритовой и монцонитовой формаций незначительны, как и металлогеническое значение этих эффектов. Состав пород мелких обособленных интрузивов гранитоидов можно использовать для оценки состава исходных расплавов, аналогично породам зоны закалки дифференцированных плутонов габброидов.

Гранитоиды тоналит-гранодиоритовых комплексов Ca-Na, монцонитовых – Ca-K-Na. Несмотря на существенные различия в составе, те и другие сопровождаются однотипными метасоматическими и рудными образованиями потому, что становление тех и других сопровождалось мощным флюидным H₂O+CO₂ (и менее CH₄+H₂S) потоком [9]. Последовательность формирования послемагматических рудоносных метасоматитов у тоналит-гранодиоритовых (крыккудукский, шарташский, пластовский...) и монцонитовых комплексов (тассуйский, коккудуктюбинский, магнитогорский-гумбейский) [2, 3, 8, 11, 15-17] однотипна (+ менее значительная, ++ значительная степень проявления): Mg скарны с Fe(Cu) оруденением (+); Ca скарны с Fe (Co-Cu) оруденением (++); кварц-гидроксилмусковитовые (+); Mo-Cu-порфировые (K пропилиты и кварц-серицитовые) (+); Na пропилиты и тальк-карбонатные (++); гумбеиты с W оруденением (g d +, m ++); березиты-листвениты с Au оруденением (g d ++, m +); аргиллизиты с Sb оруденением (+). Каждый последующий тип порожден особым импульсом гидротермальной деятельности (рис. 1), более низкотемпературными и обычно менее солеными флюидами, имеет индивидуальные минеральные и геохимические характеристики. В целом, для послемагматических гидротермальных образований характерен тренд понижения окислительного потенциала, роста восстановительного потенциала с увеличением величины CH₄/CO₂ в составе флюидов.

Рис. 1 Послемагматические рудно-метасоматические образования и дайки глубинного происхождения инверсионной степнякит-тоналит-гранодиоритовой формации каледонид севера Центрального Казахстана (крыккудукский комплекс) Формации: 1 – магнезиальноскарновая; 2 – известковоскарновая; 3 – кварц-гидроксилмусковитовая; 4 – медно-порфировая (К – пропилиты кварц-серицитовые); 5 – пропилитовая; 6 – гумбеитовая; 7 – березит-лиственитовая; 8 – аргиллизитовая.

Инверсионные гранодиоритовые комплексы

Основное Au, Fe и Mo-Cu-порфировое оруденение Казахстана и Урала связано с инверсионными степнякит-тоналит-гранодиоритовыми комплексами завершающими островодужный этап развития складчатой области [9, 15]. Ортомагматиты являются производными тоналитовых и гранодиоритовых магм их геохимические характеристики типичны для островодужных магматитов – они умереннощелочные и высокоAl, богаты анортитовым компонентом, пересыщены SiO₂, умеренно железистые. Комплексы обычно многофазные, гомодромные, завершаются внедрением мультиплетных серий даек глубинного происхождения родственных (гранитоид-порфиры, микродиориты) и петрологически чужеродных (спессартиты). Изотопный возраст родственных и чужеродных даек идентичен; они многократно чередуются [8, 9]. Особенности состава хромшпинелидов свидетельствуют, что спессартиты крыккудукского и карамендинского комплексов Казахстана и шарташского комплекса Урала порождены маломощными иньекциями базальтовых магм островодужного типа повышенной щелочности (с низкоTi и низкоMg хромшпинелидами, богатыми Zn и Mn) и известково-щелочными (с бедными Mn хромшпинелидами серии хромит-титаномагнетит) [9].

Рисунок петрохимической зональности для островодужных вулканитов и для тоналит-гранодиоритовых комплексов существенно отличен. Для гранодиоритовых комплексов рисунок сложный и пестрый. Плутониты Na плагиогранитного типа размещены в синклинорных структурах; K-Na адамеллитового типа - в антиклинорных структурах; существенно Na гранодиоритового типа занимают промежуточное положение. Подобная зависимость установлена нами и для структур более мелкого масштаба, вплоть до отдельных небольших антиклинальных и синклинальных структур [8, 9]. Это свидетельствует о справедливости представлений В.В. Белоусова для складчатых областей о тесной связи структур верхних и гораздо более глубоких горизонтов земной коры и не позволяет рассматривать тоналит-гранодиоритовые комплексы как "примитивно" коллизионные.


Калишпат-карбонат-кварцевые жилы
	Молибдошеелит-I Апатит Пирит Вольфрамрутил Монацит	Mo- шеелит-II пирит Апатит W-рутил	шеелит-III пирит молибденит апатит халькопирит теннантит пирротин	шеелит-IV пирит молибденит халькопирит Ag-Bi галенит тетраэдрит купропавонит Cu бенжаминит тв. растворы висмутин-айкинит	пирит халькопирит галенит сфалерит блеклые руды менегинит бурнонит-I айкинит	пирит галенит блеклые руды бурнонит-II, III айкинит тетрадимит гессит алтаит самородное золото андорит	кальцит стронцианит барит витерит
Рис. 2. Фации гумбеитов и сопутствующих жильных образований Гумбейского монцонитового комплекса Южного Урала.

Особый интерес представляют адамеллиты Зерендинского батолита в центре Кокчетавского антиклинория (микроконтинента) в каледонидах Казахстана. Мощность Зерендинского батолита до 20-25 км, он занимает большую часть "гранитного" слоя земной коры. В.И.Серых и др. геологи считали, что Зерендинский массив возник путем гранитизации вмещающих метаморфитов PR, для которых 87Sr/86Sr=0,712-0,719. Однако изотопный состав Sr в зерендинских адамеллитах и в плагиогранитоидах Крыккудука 0,7035 [14] свидетельствуют о правоте В.М.Шульги [15], который рассматривал те и другие как типичные интрузивные образования.

Рис. 3. Соотношение изотопного состава кислорода сосуществующих кварца и шеелита рудных жил гумбеитовой формации Урала

Интрузивы гранодиоритовой формации возникли на гип- и главным образом мезоабиссальном и абиссальном уровнях. По этой причине, чем больше эрозионный срез складчатой области, тем большую ее часть занимают плутониты гранодиоритовой формации (петрогеохимические аналоги серых гнейсов архея). С фациями глубинности интрузивов коррелируются характер и степень субсолидусного отжига полевых шпатов и окислительного отжига амфиболов, биотита и титаномагнетита, фации метасоматитов, минеральные и геохимические особенности руд [9].

Наиболее ранние и высокотемпературные метасоматиты – Mg скарны (с гидроксилфлогопитом) и Ca скарны (рис. 1). Установлено [17 и др.], что основным источником Fe скарново-магнетитовых месторождений явились скарнированные и гидросиликатно скарнированные "обеленные" гранитоиды эндоконтактовых зон. Для крупномасштабных магнетитовых месторождений типоморфен аллоклазит (упорядоченный CoAsS), для мелкомасштабных – кобальтин (неупорядоченный CoAsS). "Малотоннажная" послескарновая минерализация включает молибдошеелит, теллуриды и сульфиды Bi, вольфрамрутил [9, 18]. Au инертно при процессах скарнирования. Mg и Ca скарны содержат заметные количества Au только в тех участках, где они лиственитизированы. Процессы лиственитизации не связаны генетически с процессами скарнирования, отделены от них внедрением многих генераций даек и формированием Mo-Cu-порфирового оруденения. Таким образом, понятие "золото-скарновая формация" не имеет генетического смысла.

Рис. 4. Соотношение изотопного состава кислорода сосуществующих кварца и шеелита рудных жил Au месторождений березитовой формации

Mo-Cu-порфировые образования содержат молибденит, обогащенный Re (до 3000 г/т, в том числе среди плагиогранитоидов крыккудука до 1850 г/т); среди наиболее поздних и низкотемпературных образований – электрум в ассоциации с борнитом, халькозином и Bi теннантитом.

Au оруденение – наиболее поздний из многочисленных эпизодов послеинтрузивной гидротермальной деятельности и порождено процессами березитизации-лиственитизации (среднеТ углекислого метасоматоза) [9]. Плутоногенные месторождения золото-кварцевой формации формировались в условиях закрытой системы в относительно упорядоченных условиях. Фациям глубинности отвечают минеральные типы месторождений по составу продуктивной минерализации: гипабиссальной – золото-антимонитовый; мезоабиссальной – золото-сульфоантимонитовый; абиссальной – золото-теллуридный. Установлено, что золотоносность рудных тел и метасоматитов почти целиком обусловлена развитием минералов продуктивной ассоциации, и что реальная температура образования продуктивной минерализации – 190-170 ° С. Это объясняет особенности Au месторождений – то, что они тяготеют к малым интрузивам и дайкам и только к краевым частям более крупных интрузивов: они успевают остыть до нужной Т, иначе Au рассеивается!

В Au рудах отчетливо выражены фации состава рудовмещающей среды. Обычные золотые месторождения возникли при относительно высокой a_S, из самородных элементов они содержат золото и изредка сурьму. Иногда месторождения возникали внутри крупных базит-гипербазитовых массивов при крайне низкой a_S (Золотая Гора, Урал и др.); здесь в рудных телах нет блеклых руд и сульфосолей Pb, вместо них развиты халькозин, медь, сурьма, купростибит Cu₂Sb, златогорит CuNiSb₂, галенит, самородный свинец [10].

В северной части Казахстана основное промышленное Au оруденение пространственно и хронологически сопряжено с малыми обособленными многофазными интрузивами типа Степнякского, для которых типоморфны тела ранней (предбатолитовой) фазы, сложенные степнякитами (кварцевые и ортоклаз-кварцевые биотит-роговобманковые лейкогаббро-нориты); эти тела фиксируют наиболее долгоживущие и глубоко проникающие разломы, которые в дальнейшем были рудоподводящими. На Урале и юге Казахстана промышленное Au оруденение пространственно и хронологически сопряжено с дайками глубинного происхождения: в пределах дайкообразных интрузивов (Кочкарское рудное поле) или в удаленной надинтрузивной зоне (Березовское рудное поле).

Раннеорогенные монцонитовые комплексы

Cущественное Au, Fe, Cu оруденение Урала и Казахстана связано с раннеорогенными монцонитовыми комплексами. Комплексы обычно многофазные гомодромные (габбро-сиениты = монцониты ® кварцевые сиенито-диориты ® граносиениты® граниты), их становление завершается внедрением даек глубинного происхождения. Интрузивы чаще трещинного типа,формировались преимущественно на гип- и мезоабиссальном уровнях, реже абиссальные. С фациями глубинности интрузивов коррелируются типы и минеральные фации послемагматических метасоматитов и руд. Послемагматические образования различны для комплексов с чисто Cl (магнитогорский с Fe скарнами) и с Cl-F cпециализацией (гумбейский сшеелитоносными гумбеитами) [6, 7, 11]. Результаты наших исследований типоморфной для монцонитовых комплексов гумбеитовой формации сум мированы на рис. 2. Гумбеиты, как и березиты, продукты среднетемпературного углекислого метасоматоза, но более высокотемпературные, чемберезиты [4, 6] и возникли при более высокой a_O. Поэтому гумбеитовая формация бедна золотом, но богата шеелитом и молибдошеелитом, со держит вольфрамрутил, гематит, апатит, Ag-Bi галенит, твердые растворы висмутин-айкинит (образуются при Т > 300^o [19]), теннантит-тетраэдрит, обогащенный Cu²⁺, Bi, Te...

Изотопные характеристики руд

По соотношению изотопного состава кислорода сосуществующих кварца и шеелита гумбеитовая (рис. 3) и березитовая (рис. 4) формации заметно различаются. Установлен удивительно однообразный изотопный состав O в шеелите Au месторождений березитовой формации (см. рис. 4). Изотопный состав C карбонатов гумбеитовой и березитовой формаций свидетельствует о том, что они возникли при отсутствии сколько-нибудь существенного взаимодействия с метеорными водами (рис. 5). Рассчитанный по измеренным данным и с учетом работ [20, 22], изотопный состав кислорода флюидов, породивших кварц и шеелит гумбеитовой и березитовой формаций Урала и Казахстана, свидетельствует в пользу их глубиного метаморфогенного и/или магматогенного источника (рис. 6).

В зоне цементации золото-теллуридных месторождений Казахстана установлено наличие гипергенных плюмботеллуридов Au-Cu-Fe (Ag) - минералов группы билибинскита – богдановита [13].

Рис. 5. Изотопный состав углерода карбонатов рудных жил гумбеитовой формации Урала (данные авторов и [5]) и рудных жил Au месторождений березитовой формации (данные авторов). Изотопный состав углерода мантийных пород (карбонатитов) дан по [23].

Рис. 6. Изотопный состав кислорода флюидов, породивших шеелит и кварц гумбеитовой формации Урала и Au месторождений березитовой формации. Изотопный состав кислорода магматогенных и метаморфогенных флюидов дан по [12].

Литература

1. Богданов А.А. Тектоническая карта СССР масштаба 1:10 000 000. М.: Недра. 1964.

2. Геология СССР. Т. XII (Урал). М.: Недра. 1969.

3. Геология СССР. Т. XX (Казахстан). М.: Недра. 1972.

4. Зарайский Г.П. Зональность и условия образования метасоматических пород. М.: Наука. 1989.

5. Коржинский А.Ф. Околожильные изменения пород Гумбейского месторождения шеелита // Тр. Горно-геол. ин-та УФАН СССР. 1959. Вып. 42. С. 17-41

6. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов // Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. М.: изд. АН СССР. 1953. С. 334-456.

7. Матвеев К.К. Гумбейские вольфрамовые месторождения // Докл. АН СССР. Сер. А. 1928. № 8. C. 128-132.

8. Спиридонов Э.М. Каледонские магматические комплексы, некоторые аспекты эволюции земной коры и металлогения Северного Казахстана // Магматизм и рудон. Казахстана. Алма-ата: Гылым. 1991. С. 114-122.

9. Спиридонов Э.М. Инверсионная плутоногенная золото-кварцевая формация каледонид севера Центрального Казахстана // Геология рудных месторождений. 1995. T. 37. № 3. C. 179-207.

10. Спиридонов Э.М., Спиридонов Ф.М., Кабалов Ю.К. и др. Златогорит CuNiSb₂– новый минерал лиственитизированных родингитов месторождения Золотая Гора // Вестн. МГУ. Сер. геол. 1995. № 5. C. 57-64.

11. Ферштатер Г.Б., Рапопорт М.С., Бородина Н.С. и др. Орогенный гранитоидный магматизм Урала. Миасс. 1994.

12. Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир. 1989.

13. Чвилева Т.Н., Безсмертная М.С., Спиридонов Э.М. и др. Справочник-определитель рудных минералов в отраженном свете. М.: Недра. 1988.

14. Шатагин К.Н. Возраст и происхождение гранитоидов Зерендинского батолита в Северном Казахстане по результатам Rb-Sr изотопного исследования // Докл. АН. 1994. T. 336. № 5. C. 674-676.

15. Шульга В.М. Гранитоидные комплексы восточной части Северного Казахстана // Магматические и метаморфические образования Восточного Казахстана. Т. 1. Алма-Ата. 1968. С. 99-112.

16. Штейнберг Д.С., Ронкин Ю.Л., Куруленко Р.С. и др. Rb/Sr возраст пород шарташского интрузивно-дайкового комплекса // Ежегодник-1977 ин-та геологии и геохимии УНЦ АН СССР. Свердловск. 1989. С. 110-112.

17. Ященко Н.Я. О связи железного и медного оруденения с гранитоидами крыккудукского комплекса на примере месторождений Атансор и Ичкеульмес. Автореф. канд. дисс. Караганда. 1968. 21 с.

18. Baksheev I.A., Guseva E.V., Spiridonov E.M. W-rutile from post-skarn vein mineralization of the Bestube deposit, Northern Kazakhstan // IMA-94. Pisa. 1994. P. 25-26.

19. Bente K. Experimentelle Untersuchungen an Cu-Pb-Bi Sulfosalzen im System CuS-Cu₂S-PbS-Bi₂S₃ // N.Jb.Mineral.Mh.1980. Vol.9. S.385-395.

20. Matsuhisa Y., Goldsmith J.R., Clayton R.N. Oxygen isotopic fractionation in the system quartz-albite-anorthite-water // Geochem. Cosmochim. Acta. 1979. Vol. 42. P. 1131-1140.

21. Paterson C.J. Oxygen isotope evidence for the origin and evolution of a scheelite ore-forming fluid, Glenorchy, New Zealand // Econ. Geol. 1982. Vol. 77. P. 1672-1687.

22. Weselowski D., Ohmoto H. Calculated oxygen isotope fraction between water and the minerals scheelite - powellite // Econ. Geol. 1986. Vol. 81. P. 471-477.

23. Wilson A.F. The use of isotopes in exploration for gemstone // Austral. Gemm. 1989. Vol. 17. № 4. P. 142-146.

24. Wood P.C., Burrows D.R., Thomas A.V. et al. The Hollinger-McIntre Au-Ag vein system, Timmins, Ontario, Canada.Geologic characteristics, fluid properties and light stable isotope geochemistry // 11th Ore Deposit Worldshop. Toronto: Dept. Geol. Univers. Toronto. 1990.

В оглавление сборника "Проблемы геологии Урало-Монгольского пояса"