CC BY
25
ГИДРОТЕРМАЛЬНО ИЗМЕНЕНЫЕ ПОРОДЫ ЗОЛОТОРУДНОГО ПОЛЯ КОММУНАР (ХАКАСИЯ)
А. Ф. КОРОБЕЙНИКОВ, И. П. ЩЕРБДНЬ (ТПИ, ИГ и Г СО АН СССР)
В пределах рудного поля распространены породы габбро-диорито-вого (Рк — Сггф, гранодиоритового (Ст9—0) и габбро-сиенитового (Д?) интрузивных комплексов, прорывающих диабазово-порфиритовую и зулканогенно-осадочную толщи предположительно верхнепротерозойского возраста [1, 2, 5]. Становление гранодиоритового интрузива и его дайковой серии сопровождалось широким развитием послемагматиче-ских процессов, приведших к возникновению контактовых роговиков» скарнов и разнообразных гидротермальных образований. Среди них могут быть выделены три главных типа, резко отличающихся друг от друга по условиям и времени своего проявления: скарны, амфиболизи-рованные породы и березито-листвениты.
Скарны
Отчетливо обособляются эндо- и экзоскарны. Первые возникают на месте алюмосиликатных пород и локализуются в зонах эндоконтактов гранодиоритового интрузива, а вторые — за счет пород, вмещающих этот интрузив. В том и другом случаях пространственное размещение скарнов контролировалось тектоническими зонами, которые наиболее четко проявились в контактах разнородных пород. Скарны чаще образуют линзовидные и жилообразные тела (10 — 200X5—40 м), протягивающиеся в виде прерывистых, цепочек вдоль контактов интрузива. Вещественный состав эндо- и экзоскарнов весьма разнообразен. Первые обычно сложены диопсид-авгитом и гроссуляром. В виде примесей в них присутствует скаполит, альбит, сфен, апатит, циркон. Скарны, образованные по известнякам, состоят, из салит-геденбергита, диопсида, волластонита и андрадита. В меньших количествах появляются андезин, альбит, везувиан, турмалин, роговая обманка, сфен и апатит. На отдельные участки эндо- и особенно экзоскарнов накладывается более поздняя по времени своего проявления ассоциация метасоматических и гидротермальных минералов, представленная магнетитом,, пистацитом, тремолитом, актинолитом, хлоритом, пренитом, кварцем, кальцитом, шабазитом, пиритом, халькопиритом и золотом. Исходя из количественных .соотношений главных породообразующих минералов, можно выделить волластонитовые, пироксеновые, гранатовые и гранат-пирок-сеновые скарны.
Изучение химических составов неизмененных и в различной степени скарнированных пород указывает на значительную миграцию ряда компонентов в ходе этого процесса. Из алюмосиликатных пород отмечается вынос кремния и алюминия и привнос в них кальция, а из карбонатных — вынос кальция и привнос кремния и алюминия [2]. В следующую рудную стадию значительные перемещения, вероятно, .локального порядка, испытывало железо, что, возможно, и обусловило в ряде случаев образование мелких магнетитовых залежей. В целом формирование скарнов происходило инфильтрационным путем, при подчиненном значении биметасоматических явлений.
С целью определения температур образования и состава скарни-р.ующих растворов выполнены термометрические исследования газово-жидких включений в скарновых минералах и химические анализы водных вытяжек из них. Для производства анализов водных вытяжек готовились пробы из минералов и пород объемом -70 см3. Затем пробы истирались на воздухе в дистиллированной воде до размера зерен 0,08 мм и помещались в колбы с 300 мл бидистиллята на 0,5—48 часов. Одновременно замерялись рН суспензий и водных вытяжек на потенциометре ЛП-5 со стеклянным электродом. Полученные результаты позволяют заключить о том, что в составе растворов содержались заметные количества Са, Б!» Ре, С02, в меньшей степени С1, Р, Н2Б, температура их изменялась от 630 до 460° (табл. 1, 2). Для суждения о температурных условиях образования известковых скарнов дополни-. тельно может быть использована также хорошо изученная расчетным и экспериментальными путями реакция образования волластонита за счет кальцита и кварца [6]: СаС03+5Ю2 ^ Са8Ю3 + С02(1). Согласно расчетам реакция (1) может протекать слева направо в температурном интервале от 400 до 600°С в зависимости от парциального давления ССК в минералообразующей системе.
Относительное время образования скарноз определяется тем, что они накладываются на роговики, щелочные метасоматиты и породы дайковой серии гранодиоритового комплекса и сами подвергаются поздним процессам магнетитового оруденения, амфиб-олизации и кар-бонлтизации [2, 3]. Эти факты свидетельствуют о том, что из метасома-тических образований скарны являются наиболее ранними по времени своего проявления, кроме ранних альбититов и скаполититов [2].
Амфиболовые метасоматиты
*
Появление амфиболизированных пород связано со следующей стадией послемагматического минералообразования (стадией формирования магнетитовых. руд). Они образуют пластообразные, линзовидные тела, окаймляющие скарново-магнетитовые линзы или гнездообразные залежи в скарнах. Протяженность зон амфиболизированных пород составляет несколько десятков, реже сотен метров. Мощность таких тел редко превышает несколько десятков метров. Как й скарны, амфиболовые метасоматиты контролируются продольными разрывами с сопряженной мелкой трещиноватостью пород экзоконтактового ореола грано-дисритовой интрузии. Процесс амфиболизации развивается как по известнякам, так и по алюмосиликатным породам (плагиоклаз-пирок-сековым роговикам и пироксеновым скарнам). При этом в первом слу--чае возникает преимущественно тремолит, а во втором — актинолит.
Амфиболизированные роговики отличаются от исходных меньшей плотностью и более темной окраской с преобладанием зеленоватых тонов. Первоначально амфиболы замещают пироксены, а затем корродируют полевые шпаты, причем этот процесс сопровождается образо-
ванием магнетита, сфена, кальцита и эпидота. По актинолиту, в свою очередь, иногда развивается пеннин с иголочками рутила и скоплениями сфена. Наряду с вторичным амфиболом в породах фиксируется то или иное количество вторичного кварца. При амфиболизации скарнов акгинолит развивается по пироксенам, а также нередко замещает агрегаты граната и магнетита, в виде гнезд и линзовидных тел. В амфибо-лизированных известняках возникает тремолит в форме лучистых и спутанно-волокнистых агрегатов, слагающих^ иногда довольно протяженные линзовидные залежи.
Сопоставление Химических анализов исходных и амфиболизиро-ванных алюмосиликатных пород показало, что в результате этого процесса отмечается привнос магния и кальция, вынос алюминия, железа и натрия [2].
Декрептометрические данные и химические анализы водных вытяжек газово-жидких включений в амфиболах дают основание полагать о том, что образование их следовало из растворов, содержащих в своем составе Са, Mg, Fe, CI, F, C02, Al, при температурах 480—270°C (табл. 1, 2).
Для суждения о термодинамических условиях протекания процесса амфиболизации могут быть использованы дополнительно результаты расчета реакций тремолитизации диопсида и окварцованного доломита: CaMgSi206+3C02 + H20 -Ca2Mg5Si8022(0H)2+CaC03 + 2Si02 (2). CaMg(C03)2+8Si02 + H20^Ca2Mg5Si8022(0H)2 + 3CaC03 + 2Si02 (3).
Методика расчета реакций подобного рода детально рассмотрена в специальных работах [6, 9]. Результаты расчетов показали, что процесс тремолитизации протекал в довольно узком температурном интервале, который составлял 150—275°С при парциальном давлении С02, приближающемся к 0, 400—525°С при 1000 атм. и т. д. (рис. 1, 2). В целом же, принимая во внимание существующие представления о давлениях в гидротермальных растворах и концентрациях в них С02, можно считать наиболее вероятным температурный интервал дЛя рассматриваемого процесса в 350—450°С.
По времени своего проявления процесс образования амфиболизи-рованных пород является более поздним по отношению к скарнирова-нию, что подтверждается фактами пересечения скарнов зонами мета-соматических амфиболитов и замещением скарновых минералов акти-нолитом и тремолитом.
Околорудно измененные породы
Среди них обособляются три разнотемпературных типа: 1) высокотемпературный прожилково-актинолитовый, сопровождающий штоквер-ковые золотокварцевые руды; 2) средне-температурный березито-лист-венитовый, сопутствующий кварцево-золото-шеелитовым и кварцево-золото-сульфидным жилам и 3) низкотемпературный карбонатный, сопровождающий кальцит-кварц-золото-хлоритовые руды.
Проявления своеобразной актинолитизации наблюдаются среди уралитизированных габбро-диоритов, порфиритов, дайковых лам-профиров, скарново-магнетитовых линз и сопровождают прожилковые золотокварцевые руды. Обычно актинслитизированные породы дают линейные тела, окаймляющие золоторудные жилы, либо в местах пересечения таких жил слагают штокверки или гнездообразные залежи. Первоначально амфибол замещает темноцветные компоненты породы, а затем начинают корродировать полевые шпаты, что приводит в конечном счете к возникновению почти мономинеральных актинолитовых агрегатов. Кроме актинолита в измененной породе спорадически появляются кварц, магнетит, альбит, апатит, сфен. Размещение гидротермального
11 Известия ТПИ, т. 239
161
600 830 1000 Ро§щ.(атм.)
Рис. I. Кривые равновесия для реакций тремолитизации диолсида в координатаа температура — давление (по данным термодинамических расчетов)
Т,"с 500-1
400-
300 -
200 "
800
Ю00 Робщ.(атм)
Рис. 2. Кривые равновесия для реакции тремолитизации окварцованпых карбонатных пород в координатах температура — давление (по данным термодинамических расчетов; термохимические константы заимствованы из книги В. А. Николаева, В. В. Доливо-Добровольского, 1961)
амфибола в пространстве, как и золоторудной минерализации, контролируется господствующей в породе трещиноватостью. Взаимоотношения золото-кварцевых жилок и актинолитизированных пород показывают, что околорудная амфиболизация предшествует формированию золото-кварцевых жил [4].
Изучение баланса вещества при гидротермальном метасоматозе
показало, что формирование актинолитизированных пород происходило из растворов хлоридно-магнезиально-натриевого состава. Лри этом первоначально из боковых пород выносились А1, Ыа, К и привносились Са, Ре [2, 4]. В заключительный период околотрещинного метасоматоза, вероятно, происходило накопление в растворах щелочей и особенно натрия, что, в конечном счете, привело к локально проявившейся альбитизации пород. *
Термометрические данные жильного кварца и актинолита и состав вб^шых вытяжек из них (табл. 2) позволяют предполагать о том, что температура гидротерм изменялась от 380 до 240°С, а растворы несли А1, Ре» Си, Аи, А^, Ыа, С1, Р, частично С02 и Н25. Очевидно, высокий потенциал магния, , железа и хлора в ранних порциях растворов обусловил интенсивную актинолитизацию боковых пород.
Обзор литературных данных показал, что процессы предрудной амфиболизации рудовмещающих пород, возможно, имеют довольно широкое распространение, хотя на околорудный характер этих преобразований должного внимания до сих пор не обращалось. Это обстоятельство и побудило рассмотреть актинолитизацию золотосодержащих пород в качестве особого высокотемпературного типа околорудного изменения [4].
Берез и ты, как и актинолитизированные породы, дают околожильные ореолы в зольбандах кварцевых жил, сложенных кварцево-зо-лотошеелитовым и кварцево-золото-с^льфидным материалом. Зоны бе-резитизации поражают околорудную актинолитизацию в габбро-диоритах и диорит'ах и в то же время сами рассекаются кварцево-золото-суль-фидными прожилками. На этом основании процесс березитизации отнесен к следующей стадии гидротермального метаморфизма, предшествующего формированию кварцево-золото-шеелитовых и кварцево-золо-то-сульфидных руд [2]. Петрографические наблюдения показывают, что в процессе березитизации исходные породы подвергаются глубоким преобразованиям, в результате которых первичные минералы почти полностью замещаются мусковитом, карбонатом, пиритом, кварцем, хлоритом. Мусковит обычно развивается по плагиоклазам, в случаях наиболее глубоких преобразований пород он замещает и темноцветные компоненты. Количество мусковита в породе достигает 15—35%- Вторым, наиболее существенным минералом березитов (до 45—60%), является карбонат» который в ассоциации с кварцем и хлоритом замещает как полевые шпаты, так и темноцветные минералы. По оптическим свойствам довольно четко определяются доломит, кальцит и анкерит. Кривые нагревания предварительно выделенных из березитов карбонатных фракций указывают на то, что карбонаты, входящие в состав этих пород, представляют собой смесь доломита и кальцита (эндотермические эффекты при температурах 850—880° и 900—925°С). Широким распространением.пользуются также пирит, кубические кристаллы которого составляют нередко 6—17% от общего объема породы, а иногда и более. .
Химические анализы исходных и березитизированных пород указывают на то, что в процессе березитизации отмечается привнос Б!. К, С02, в меньшей степени N8 и вынос остальных петрогенных элементов и частичное их перераспределение в минералообразующей системе [2, 3]. Гидротермы в этот период, вероятно, характеризовались щелочно-гидрокарбонатно-сероводородно-хлоридным составом.
Данные термометрии газово-жидких включений минералов из золоторудных тел, сопровождающихся березитизацией, и анализы водных вытяжек из них свидетельствуют о том, что температура, растворов
11*
163-
Таблица 1.
Результаты анализов водных вытяжек, температур декрепитации и гомогенизации газово-жидких включений минералов рудного поля Коммунар
Катионы, ¿и SE
s Я СО х я tf W Анионы, мг/л мг/'л <и я
Название цинералов jTj I * и к ии et Я К
tu С <N !=Г са я а- со es
£ & >т* £ M-t J3 С1 м ч со2 SO, НСОз + QJ а. £ п, м 1 я
о. О о- а 00 >> <а О LL, с . Н X
Контактово-метасомати- 1
ческие образования:
Диопсид из эндоскарнов 9,5 7,1 юд „ 1,60 0,30 22,0 8 — 560
Гроссуляр № 23—25 из эн- 7,0
доскарнов 8,0 8,5 — 1,58 —. 29,28 4- — 460—530
Магнетит из скарново-маг- 7,1 4,2
нетитовой линзы 9,2 — 1,62 •—• 29,0 6 — 410—520
Эпидот из гнезд в гранато- 1,78
вых эндоскарнах 8,7 7,4 сл — — 36,6 6 — 370—510
Тремолит из амфиболовых 7,5 1,60 4,8
метассдоатитов 9,7 1,8 6,4 — 36,9 7 — 300—500
Хлорит метасоматический 9,2 7,2 — 1,50 — 21,96 4 —. 270—430
Гидротермальные
образования:
Кварц I из кварцево-пирро- 6,6 1,3 "1,50
тиновых жил 8,3 — — 19,2 6,0 — 420—460 340
Кварц II из золото-кварце- 6,9 4,26 1,55
вых жил 8,7 — — 6,2 — 240—380 300—360
Кварц III из кварцево-золо- ö,7 2,13 1,50
то-сульфйдных жил 7,8 сл — 0,6 4,8 — 240—310 210—310
Кварц IV из кварцево-суль- 6,4 1,60 0,4
фидиых безрудных жил 9,1 7,4 — — 22,0 — 300—320 220—280
Кварцево-кальцит-анкерито- 9,4 "7 * 0,5 1,50
вый агрегат — — 36,1 0,3 120—220 120—200
Кварцево-пренитовый агре- 7,2 1,53 3,1
гат 9,0 сл СЛ 35,1 0,8 — 110—140
Барит 8,4 7,3 сл — 1,58 1,28 22,0 сл 0,3 140
Актинолитизированный габ-
бро-диорит 8,8 6,9 14,4 — 5,0 — — 20,0 в_
Альбитизированный габбро- 11,6
диорит 8,8 7,1 — 5,0 .— — 16,3 —
Березитизированный габбро- 3,6
диорит 9,4 7,6 — 5,3 6,9 29,2 31,7 —
Карбонагизированный габ- 3,2
бро-диорит 9,1 7,2 — 7,8 — — 24,2 —
Неизмененный габбро-дио-
рит 8,9 7,3 1,3 — 1,5 — — 4,8 —
Замеры рН суспензий минералов и химические анализы водных вытяжек выполнены в гндрогеохимической лаборатории Томского политехнического института. рН дистиллированной воды при опытах составляла 6,5.
Оптические свойства и химический состав ме
Название минерала Мт Ир
Диопсид-авгит из эндоскарнов « 1,710 1,715 1,686 1,689 1,678 1,682
Диопсид из экзоскарнов 1,693 1,701 1,668 1,674
Салит из экзоскарнов Генденбергит из экзоскарнов Волластонит из экзоскарнов Светло-коричневый гранат из эндоскарнов Красно-бурый зональный гранат из эндоскарнов Светло-бурый гранат из экзоскарнов 1,730 1,748 1,752 1,633 1,744 1,787 1,780 1,728 1,730 1,697 1.720 1.721 1,620
Эпидот метасоматический 1,767 1,725
Тремолит метасоматический 1,627 1,612
Актинолит из гнезд в эндоскарнах Ферроактинолит из экзоскарнов 1,667 1,714 1,646 1,692
Актинолит гидротермальный из околорудных амфиболизированных пород Хлорит метасоматический 1,670 1,673 1,585 1,665 1,667 1,655 1,657 1,580
Мусковит из*березитов Кальцит из березитов Анкерит из березитов Доломит из березитов Кальцит из зон карбонатизации 1,587 1,608 1,666 1,722 1,678 1,660 1,557 1,565 1,491 1,520 1,502 1,485
о»
СЛ
Таблица 2.
ласоматических минералов рудного поля Коммунар
2V cNg
+ 59 41°
+ 48 38—41
+ 57 39
+ 60 45
+ 60 45
-38 43
Химический состав и прочие свойства
-79
-82
-78 -64
-62
2 —:
16
'15 15
14
3—7
3—5
(Cao.85Mn0.oiFe + 2o.i6)i-o2(Mgo-67Fe+ 30.i7Al0.o5)o.
(Sii.88Tio-02Alo.i) гОе.
3o-u) ьоз
(Ca0.94Na0.o2Ko.oiFe + '2o.o4)i.oi(MgQ.89Fe+
(Síl .9бА1о*04) йОб.
До 55% железистой молекулы. До 80—90% железистой молекулы. Уд. вес=3,56 (определен пикнометрически). До 6% железистой молекулы. (Ca2.7Na0.05K0-04Mn0.03Fi4" 20-0з)2-85
(Al1.62Fe-+30.38Ti0.0i)2.0iSÍ3.02O12
(Ca2.8Nao.o2Ko.o2Mno.o3Fe+2o.(J4)2.9i (AIi.38Fe+ 30-67)2.o5 Si30i2.
а0=11.898 ±0.007 кх (Ca2.t8Mno.G6Mgo •02) 2-96 ( Ali.3pe 30-7б)2-06 (SÍ2.98TÍ001) 299012
(Cai.88Mn0.oiNao.o2Ko.oi)i.92(Ali.6iMgo.o8Fe + 2o.2i Fe + 307б) 2*65 • (SÍ2.8TÍ0./04Al0.09)3Oi2(OH)0.84. (Ca2.i8Na0.03K0.02Mn0.0eFe + 2o.ieFe+ 30.19Н3О0.42) 3Mg5.os (SÍ7.93Alo.07)80 22 ' [(OH)0.57Ol.4s]2-
Уд. в.=3,23. До 50% железистой (молекулы. Плеохроизм; Ng— сине-зеленый, Nm — буро-зеленый, Np — бледно-буро-жрлтый. (Ca2.2H3Oo.8)3(Mgi.38Fe+2íí.i8Fe+3o.2iTio.oiAlo.23)5(SÍ7.92 Alo •овЬОгг • [(OH1.3CI0.04F0.03) ii4O0.6j2.0-(Si3.33Alo.4iFe 30-2l)4[Ali-i3(Fe 20.59Mg3.2lCa0.34)]5.27 (01iFC!)8010/0,35H20. До 10—25% железистой молекулы.
До 5% молекулы. До 25—27% молекулы. ■ Магнезиодоломит До 5% молекулы.
изменялась от 280 до 180°С. В составе гидротерм содержались Са, Si, Mn, Sr> Au, Ag, Си, С02> НС03, и в меньшей степени H2S (табл. 1, 2).
Термодинамические расчеты некоторых реакций лиственитизации, , которая является аналогом процесса березитизации, развивающегося в отличие от последнего по ультраосновным породам, указывают на то, что верхним температурным пределом этих процессов может быть принята температура 200—300°С. Экспериментальные данные подтверждают результаты расчетов [7, 8].
Суммируя приведенные данные, можно сделать вывод о том, что процесс березитизации протекал при температурах около 220—300°С.
Завершающим процессом гидротермального преобразования пород явилась карбонатизация, которая наиболее широко проявилась в габбро-диоритах, содержащих кальцит-кварц-хлоритовую золотоносную минерализацию. Карбонаты (кальцит и реже анкерит) обычно развиваются по плагиоклазам и темноцветным минералам породы, местами почти нацело их замещая, и содержат только в качестве примеси хлорит, серицит, альбит и пирит. По характеру своего проявления, карбонатизация приближается к процессу березитизации, и, учитывая то, что она завершает гидротермальный процесс на рудном поле, можно полагать о температурах протекания названного процесса в пределах 180—220°С.
Кроме названных процессов гидротермального минералообразова-ния на рудном поле установлены продукты альбитизации, эпидотизации и хлоритизации рудовмещающих пород. Эти процессы, однако, получили крайне скромное развитие и поэтому здесь особо не рассматриваются.
В заключение следует указать, что отмеченные типы гидротермально измененных пород могут быть использованы при поисках определенною типа золотого оруденения как в описываемом районе, так и в других золотоносных площадях, сходных по геолого-структурной обстановке.
ЛИТЕРАТУРА
1. Г. А. Иванкин, И. И. Коптев, В. Е. Номоконов, В. А. Шипицын. "К стратиграфии древних толщ Восточного склона Кузнецкого Алатау. Мат. по минерал., петрограф., полез, ископ. Зап. Сиб. и Красноярск, края. Изд. ТГУ, 1965.
2. А. Ф. Коробейников. Контактово-метасоматические и гидротермальные образования золоторудного поля Коммунар. Сб. «Вопросы геологии месторожд. золота Сибири». Изд. Томск, ун-та, 1968.
3. А. Ф. Коробейников. Последоагматические изменения пород дайкового комплекса Коммунаровского золоторудного поля (Хакасия). Изв. Томск, политехи, ин-та, т. 135, 1965.
4. А. Ф. Коробейников. Новый тип околорудного изменения пород в золоторудном поле Коммунар. Докл. АН СССР, т. 182, № 4, 1968.
5. А. А. Моссаковский. Тектоническое развитие Минусинских впадин и их горного обрамления в докембрии и палеозое. Госгеолтехиздат, 1963.
6. В. А. Николаев, В. В. Д о л и в о-Д о б р о в о л ь с к и й. Основы теории процессов магматизма и метаморфизма. М., Госгеолтехиздат, 1961.
7. Б. И. Омельяненко. О физико-химических условиях процессов околорудного 'изменения типа березитизации. Сб. «Метасоматизм и др. вопросы физико-хим. петрологии». М., Изд. «Наука», 1968.
8. И. П. Щербань. О температурах образования кварцево-доломитовых и кварцево-магнезитовых пород. Сб. «Минералогическая термометрия и барометрия», т. II, М., Изд. «Наука», 1968.
