CC BY
28
УДК 55341:553/21/24
НАУКИ О ЗЕМЛЕ
источники минералообразующих флюидов
золоторудного месторождения муртыкты (южный урал)
©
©
©
С.Е. Знаменский,
доктор геолого-минералогических наук,
заведующий лабораторией,
Институт геологии,
Уфимский федеральный
исследовательский центр РАН,
ул. К. Маркса, 16/2,
450077, г. Уфа,
Российская Федерация,
эл. почта: Znamensky_Sergey@mail.ru
Н.М. Знаменская,
младший научный сотрудник, Институт геологии, Уфимский федеральный исследовательский центр РАН, ул. К. Маркса, 16/2, 450077, г. Уфа, Российская Федерация, эл. почта: ninaznam@mail.ru
С.П. Тимофеев,
студент,
Башкирский государственный
университет,
ул. Заки Валиди, 32,
450076, г. Уфа,
Российская Федерация,
эл. почта: sergeytimofeev21@gmail.com
В статье рассмотрены новые данные по распределению редкоземельных элементов и иттрия, а также изотопному составу углерода и кислорода в породах и минералах руд золоторудного месторождения Муртыкты, расположенного на северном окончании Магнитогорской мегазоны Южного Урала. Установлено, что рудовмещающие базальты и андезибазальты имеют следующие содержания РЗЭ и Y и значения геохимических коэффициентов: ХРЗЭ=31,52-55,17 г/т, Y=15,29-28,13 г/т, 0^^^=1,22-1,48, 0^^^=1,19-1,41, Ce/Ce*=0,89-1,01, Ей/ Еи*=0,95-1,05, Y/Ho=24,72-29,77; пирит ранней прожилково-вкрапленной минерализации: £РЗЭ=3,63-9,94 г/т, ^^^=1,1-1,54, 0^^^=0,99-1,5, Ce/Ce*=0,95-1,09, Еи/Еи*=0,55-0,79, Y/Ho=24,71-з6,9; пирит позднего жильно-прожилкового суль-фидно-карбонатно-кварцевого оруденения: £РЗЭ=7,67 г/т, ^^^=4,2; 0^^^=4,36, Ce/Ce*=1,02, Еи/Еи*=0,7, Y/Ho=27,89; кальцит поздней сульфидно-карбонатно-кварцевой минерализации: ^РЗЭ=26,87-61,92 г/т, (La/Yb)N=2,53-4,45, 0^/^=2,65-5,11, Ce/Ce*=0,71-0,83, Еи/Еи*=1,26-2,14; Y/Ho=32,29-38,4. Изотопные отношения кислорода в кальците варьируют от 14,8 до 16,3%о, углерода - от -7,5 до -2,4%о. Значение б18ОН2О и б13ССО2 рудообразующего флюида изменяются от 4,5 до 6,5% и от -7,3 до -2,2% соответственно. Показано, что формирование ранней прожилково-вкрапленной пиритовой минерализации сопровождалось процессами мобилизации лантаноидов и иттрия из вмещающих эффузивов основного состава. Пирит кристаллизовался при участии высокотемпературного (>250°С) относительно восстановленного флюида. Кальцит и пирит позднего сульфид-но-карбонатно-кварцевого оруденения образовались в низкотемпературной обстановке (<250°С) из относительно окисленного флюида. По данным изотопных исследований, при формировании позднего оруденения в гидротермальной системе месторождения доминировали флюиды магматогенной природы. Кристаллизация кальцита сопровождалась вовлечением в процесс рудообразования в небольших количествах метеорной или морской воды. При отложении пирита, по-видимому, происходила частичная мобилизация РЗЭ и Y из вмещающих пород.
Ключевые слова: Южный Урал, золоторудное месторождение, пирит, кальцит, редкоземельные элементы, изотопы кислорода и углерода
© S.E. Znamensky1, N.M. Znamenskaya1, S.P. Timofeev2
sources of the mineral-forming fluids in the gold deposit murtykty (southern urals)
1 Institute of Geology, Federal Ufa Research Centre, Russian Academy of Sciences, 16/2, ulitsa K. Marksa, 450077, Ufa, Russian Federation, e-mail: Znamensky_Sergey@mail.ru ninaznam@mail.ru
2 Bashkir State University, 32, ulitsa Zaki Validi,
450076, Ufa, Russian Federation, e-mail: sergeytimofeev21@gmail.com
The article deals with new data on the distribution of rare earth elements and yttrium, as well as isotopic composition of carbon and oxygen in rocks and ore minerals of the gold deposit Murtykty located at the northern extremity of the Magnitogorsk Megazone of the Southern Urals. It has been established that ore-bearing basalts and andesibasalts have REE and Y contents and values of geo-chemical coefficients as follows: £P33=31,52-55,17 g/t, Y=15,29-28,13 g/t, (La/Yb)N=1,22-1,48, (La/Lu)N=1,19-1,41, Ce/Ce*=0,89-1,01, Eu/ Eu*=0,95-1,05, Y/Ho=24,72-29,77; pyrite of early veinlet-dis-seminated mineralization: £P33=3,63-9,94 g/t, (La/Yb)N=1,1-1,54, (La/Lu)N=0,99-1,5, Ce/Ce*=0,95-1,09, Eu/Eu*=0,55-0,79, Y/Ho=24,71-36,9; pyrite of late veined sulfide-carbonate-quartz mineralization: ZP33=7,67 g/t, (La/Yb)N=4,2; (La/Lu)N=4,36, Ce/Ce*=1,02, Eu/Eu*=0,7, Y/Ho=27,89; calcite of late sulfide-carbonate-quartz mineralization: £P33=26,87-61,92 g/t, (La/Yb)N=2,53-4,45, (La/Lu)N=2,65-5,11, Ce/Ce*=0,71-0,83, Eu/Eu*=1,26-2,14; Y/Ho=32,29-38,4. The isotopic ratio of oxygen in calcite varies from 14,8 to 16,3%, and that of carbon from -7,5 to -2,4%o. The values S180H20 and 513Cc02 of ore-forming fluids change from 4,5 to 6,5% and from -7,3 to -2,2%, respectively. As is shown, the formation of early veinlet-disseminated pyrite mineralization was accompanied by the processes of lanthanide and yttrium mobilization from host effusives of basic composition. Pyrite was crystallized with the participation of high-temperature (>250°C) relatively reduced fluid. Calcite and pyrite of late sulfide-carbonate-quartz mineralization were formed in a low-temperature environment (<250°C) of relatively oxidized fluid. According to isotopic data, the formation of late mineralization in the hydrothermal system of the deposit was primarily due to magmatogenic fluids. Crystallization of calcite was accompanied by the involvement of meteoric or sea water in small quantities in the process of ore formation. Apparently, REE and Y partial mobilization took place during the deposition of pyrite from the host rocks.
Key words: Southern Urals, gold deposit, pyrite, calcite, rare earth elements, isotopes of oxygen and carbon
К числу фундаментальных проблем в теории рудообразования относятся вопросы, касающиеся природы минералообразующего флюида и отдельных его компонентов. Для их решения применяются современные методы изотопного анализа минералов руд. В последние годы стали широко использоваться также данные по геохимии редкоземельных элементов, полученные с помощью
...........ВЕСТНИК АКАДЕМИИ НАУК РБ /
' о
высокоточного метода плазменной масс-спектрометрии (ГСР-МБ).
С целью выяснения состава и возможных источников минералообразующих флюидов нами изучены вариации изотопных отношений углерода и кислорода, а также содержание редкоземельных элементов и иттрия в минералах золото-сульфидных руд месторождения Муртыкты - наиболее крупного
8, том 27, № 2(90) ННИИИИИИИИИИИ11111111153
золоторудного объекта Республики Башкортостан. Месторождение расположено на северном окончании Магнитогорской мегазо-ны в 16 км северо-восточнее города Учалы (рис. 1). Оно относится к золоторудным месторождениям орогенного типа [1]. Этот тип оруденения в настоящее время является одним из наиболее перспективных на Южном Урале [2-4]. Поэтому разработка генетических, а на их основе и прогнозно-поисковых моделей орогенных месторождений золота представляет собой актуальную задачу. Важнейшим элементом таких моделей является состав и источники рудообразующих флюидов.
Изучением условий образования месторождения Муртыкты занимались многие ис-
следователи [4-6]. Тем не менее его генезис и особенно природа рудообразующих флюидов остаются дискуссионными.
1. Краткая геологическая характеристика месторождения
Месторождение расположено в зоне Тунгатаровского регионального разлома северо-восточного простирания, проходящего вдоль контакта ирендыкских вулканогенных комплексов и расположенных восточ-
нее вулканогенно-осадочных и осадочных толщ карамалыташской ^2е2) и улутауской ^2_3) свит. Разлом в районе месторождения представляет собой чешуйчатый надвиг юго-восточного падения, сопровождающийся в тыловой части восточновергентными взбросами [5].
Рис.1. Геологический разрез Восточной рудной зоны месторождения Муртыкты.
1 - кремнистые сланцы; 2 - вулканомиктовые песчаники и гравелиты; 3 - туфы и туффиты смешанного состава; 4 - туфы и туффиты основного состава; 5 - базальты и андезибазальты; 6 - метасоматиты березит-лиственитового состава; 7 - рудные тела; 8 - разломы; 9 - геологические границы; 10 - скважины (а) и горные выработки (б)
В пределах месторождения разведано четыре рудные зоны: Западная, Промежуточная, Восточная и Ик-Давлят. Размещение золото-сульфидной минерализации контролируется вторичными разрывами чешуйчатого надвига, испытавшими на рудном этапе малоамплитудные сдвиговые смещения. Отчетливо выражен литологический контроль оруденения. Оно контролируется в верхней части разреза карамалыташской свиты. В составе свиты на месторождении преобладают туфы и туффиты смешанного и основного состава. В подчиненном количестве присутствуют диабазы, базальты и андезибазальты.
В строении рудных тел участвуют ранняя прожилково-вкрапленная пиритовая и поздняя жильно-прожилковая сульфидно-карбонатно-кварцевая минерализация. Околорудные метасоматиты относятся к бере-зит-лиственитовой формации и имеют Rb-Sr изохронный возраст 295 млн. лет [5]. По данным В.Н. Сазонова с соавторами [4], оруде-нение начало формироваться при температуре 410-360°С. В конце рудного этапа температура рудообразования составляла не более 200°С. А.М. Юминевым с соавторами [6] по результатам микротермометрических исследований флюидных включений в кварце и кальците установлено, что поздняя жильно-прожилковая минерализация образовалась при температуре 200-180°С.
Нами выполнены геохимические исследования пород и минералов руд Восточной зоны. Рудная зона расположена на восточном фланге месторождения, где приурочена к ядру антиклинальной складки. Золоторудная минерализация локализована в зоне крупного взброса крутого северо-западного падения, а также выполняет серию мелких оперяющих разрывов (рис. 1). Вторичные нарушения развиты преимущественно в пачке эффузивов основного состава.
2. Аналитические исследования
Распределение РЗЭ и Y изучено в рудо-вмещающих эффузивах основного состава, пирите обоих типов руд и в кальците позд-
них сульфидно-карбонатно-кварцевых прожилков. Аналитические исследования выполнены методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) в ИПТМ РАН (г. Черноголовка, рук. лаборатории В.К. Карандашев). Нормирование производилось на хондрит C1 [7]. Аномалии Eu и Ce рассчитывались по формулам: Eu/Eu*=EuN/(SmN(TbN'EuN)0 5)0 5, Ce/Ce*= CeN/(2LaN+SmN)/3). Результаты определений приведены в таблице 1.
Базальты и андезибазальты имеют следующие содержания РЗЭ и Y и значения геохимических коэффициентов: £РЗЭ=31,52-55,17 г/т, Y^^^B^, (La/Yb)N=1,22-1,48, (La/Lu)N=1,19-1,41, Ce/Ce*=0,89-1,01, Eu/ Eu*=0,95-1,05, Y/Ho=24,72-29,77; пирит ранней рудной ассоциации: ^РЗЭ=3,63-9,94 г/т, (La/Yb)N=1,1-1,54, (La/Lu)N=0,99-1,5, Ce/Ce*=0,95-1,09, Eu/Eu*=0,55-0,79, Y/Ho=24,71-36,9; пирит поздней рудной ассоциации: £РЗЭ=7,67 г/т, (La/Yb)N=4,2; (La/Lu)N=4,36, Ce/Ce*=1,02, Eu/Eu*=0,7, Y/Ho=27,89; кальцит: £РЗЭ=26,87-61,92 г/т, (La/Yb)N=2,53-4,45, (La/Lu) N=2,65-5,11, Ce/Ce*=0,71-0,83, Eu/Eu*=1,26-2,14; Y/Ho=32,29-38,4.
Вариации изотопных отношений углерода и кислорода изучены в кальците поздних жильно-прожилковых руд. Аналитические исследования выполнены в ЦКП «Геонаука» Института геологии Коми НЦ УрО РАН на масс-спектрометре DELTA V Advantage (рук. -Л.Н. Андреичев). Точность определений 513С и 518О составляла ±0.2%. Результаты измерений 513С и 518О даны в отношении к международным стандартам PDB и SMOW, соответственно (таблица 2).
Изотопные отношения кислорода в кальците варьируют от 14,8 до 16,3%о, а углерода -от -7,5 до -2,4%. Значение 518ОН2О рудооб-разующего флюида, рассчитанное для температуры гомогенизации флюидных включений 200°С [8], составило 4,6...6,5%о. Величины 513ССО2 флюида, равновесного с кальцитом при температуре 200°С [9], изменяются от -7,3 до -2,2%.
ВЕСТНИК АКАДЕМИИ НАУК РБ / __
' 2018, том 27, № 2(90) IIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIII|||||||||Ш1
ТАБЛИЦА 1 - Содержание редкоземельных элементов и иттрия в основных эффузивах и минералах руд месторождения Муртыкты
Элемент/ номер обр. В1 В2 В3 В4 В5 В6
La 2,92 5,88 5,14 5,56 1,3 0,46
Ce 7,42 14,79 10,97 13,77 2,83 1,32
Pr 1,16 2,18 1,59 1,96 0,38 0,2
Nd 6,13 10,49 7,95 10,2 1,71 0,94
Sm 2,08 3,22 2,39 3,13 0,45 0,32
Eu 0,75 1,23 0,85 1,04 0,08 0,08
Gd 2,85 4,35 3,4 4,05 0,58 0,39
Tb 0,47 0,69 0,53 0,65 0,11 0,07
Dy 3,02 4,57 3,81 4,39 0,74 0,44
Ho 0,62 1 0,83 0,94 0,17 0,1
Er 1,87 3,02 2,71 3,05 0,62 0,31
Tm 0,27 0,43 0,4 0,44 0,11 0,04
Yb 1,72 2,87 2,65 3,05 0,74 0,3
Lu 0,26 0,45 0,41 0,49 0,13 0,05
Y 15,29 25,12 23,39 28,13 5,03 2,66
ХРЗЭ 31,54 55,17 43,63 52,72 9,95 5,02
!РЗЭЬ 20,46 37,79 28,89 35,66 6,75 3,32
!РЗЭН 11,08 17,38 14,74 17,06 3,2 1,7
£РЗЭЬ/ ХРЗЭн 1,85 2,17 1,96 2,09 2,11 1,95
(La/ Yb)/N 1,22 1,47 1,4 1,31 1,26 1,1
(La/ Sm)N 0,91 1,18 1,39 1,15 1,87 0,93
(La/Lu)N 1,2 1,4 1,34 1,22 1,07 0,99
(Gd/ Yb)/N 0,91 1,18 1,39 1,15 0,65 1,07
Eu/Eu* 0,96 1,01 0,89 0,99 0,57 0,76
Ce/Ce* 1,37 1,25 1,06 1,1 0,95 1,09
Y/Ho 24,66 25,12 28,18 29,93 29,59 26,6
В7 В8 М1 М2 М3 М4 М7
0,41 0,44 5,82 9,5 4,13 5,82 1,14
1,01 1,09 9,48 6,59 7,43 11,77 2,69
0,14 0,15 1,32 2,27 1,05 1,71 0,37
0,64 0,72 6,61 11,47 5,16 8,61 1,72
0,21 0,22 2,04 3,53 1,52 2,92 0,44
0,04 0,06 2,02 1,94 1,62 1,36 0,08
0,26 0,27 2,85 4,96 1,85 3,53 0,37
0,05 0,06 0,44 0,77 0,27 0,54 0,05
0,3 0,29 2,54 4,51 1,59 3,03 0,3
0,07 0,08 0,51 0,97 0,33 0,58 0,06
0,21 0,2 1,43 2,66 0,93 1,64 0,19
0,03 0,03 0,16 0,33 0,13 0,22 0,03
0,22 0,2 0,94 2,11 0,77 1,65 0,2
0,04 0,03 0,12 0,3 0,1 0,24 0,03
2,51 1,88 19,76 31,42 11,69 19,11 1,76
3,63 3,84 36,28 61,91 26,88 43,62 7,67
2,45 2,68 27,29 45,3 20,91 32,19 6,44
1,18 1,16 8,99 16,61 5,97 11,43 1,23
2,08 2,31 3,04 2,73 3,5 2,82 5,24
1,34 1,58 4,45 3,24 3,86 2,54 4,1
1,26 1,29 1,84 1,74 1,75 1,29 1,67
1,1 1,57 5,2 3,39 4,43 2,6 4,07
0,98 1,12 2,51 1,94 1,99 1,77 1,53
0,61 0,77 2,14 1,37 2,38 1,26 0,71
1,0 1,01 0,71 0,75 0,78 0,83 1,01
35,86 23,5 38,75 32,39 35,42 32,95 29,33
Примечание - В1-В4 - эффузивы основного состава; В5-В8 - пирит ранней прожилково-вкрапленной минерализации; М1-М4 - кальцит, М7 - пирит позднего жильно-прожилкового оруденения
ТАБЛИЦА 2 - Изотопный состав углерода и кислорода кальцита и равновесного с ним флюида
Номер образца 513 С%«, S18 O%%, SMOW S13 Ссо2% S18 0™%
PDB PDB SMOW
М-1 -2,4 15,2 -2,2 5,4
М-2 -3,6 14,8 -3,4 4,5
М-3 -7,5 16,2 -7,3 6,4
М-4 -7,2 16,3 -7,0 6,5
М-5 -6,3 15,8 -6,1 5,5
М-6 -3,4 16,1 -3,2 5,8
3. Обсуждение результатов и основные выводы
По результатам исследований установлено, что пирит ранней прожилково-вкраплен-ной минерализации и вмещающие ее эффу-зивы основного состава имеют близкие спектры распределения РЗЭ, характеризующиеся незначительным накоплением легких лантаноидов (рис. 2). На диаграмме (La/Sm)N - (La/ Yb)N точки значений этих коэффициентов в эффузивах и раннем пирите в целом образуют единое поле (рис. 3). Сопоставимыми являются также величины Y/Ho (рис. 4), за исключением одной пробы пирита (В7). Иттрий не относится к группе лантаноидов, но имеет близкие к ним химические свойства. Индикаторное значение коэффициента Y/Ho определяется тем, что он практически не зависит от температуры флюида [10].
Eu Gd ТЬ Dy Но Er Tin Yb
Рис. 2. Спектры распределения редкоземельных элементов в эффузивах основного состава (а), в пирите ранней прожилково-вкрапленной минерализации (б) и в кальците и пирите позднего жиль-но-прожилкового оруденения (в).
Как известно, РЗЭ концентрируются в пирите, главным образом, во флюидных включениях и в дефектах кристаллической решетки и не могут изоморфно замещать Fe2+, т. к. имеют по сравнению с двухвалентным железом значительно больший ионный радиус. По существу, спектры распределения РЗЭ в пирите напрямую характеризуют состав лантаноидов во флюиде, что позволяет судить о его источниках.
Полученные нами данные указывают на то, что основным источником РЗЭ во флюиде, из которого кристаллизовался ранний пирит месторождения Муртыкты, служили основные эффузивы. Отличительной особенностью спектров распределения РЗЭ в пирите является наличие небольших негативных аномалий Ей (0,55-0,79). Окислительно-восстановительный потенциал Ей зависит от многих параметров, но, главным образом, от температуры [11]. При температуре выше 250°С, что соответствует условиям образования раннего пирита месторождения Муртыкты, Ей может существовать в водных растворах, главным образом, в двухвалентной форме [12]. Низкие значения ^а/Ъи)№ варьирующие в интервале от 1,09 до 1,5, свидетельствуют о существенной роли в фракционировании РЗЭ механизма комплек-сообразования. В этом случае для спектров распределения лантаноидов во флюиде характерны отрицательные аномалии европия, т. к. Еи2+ имеет больший ионный радиус по сравнению с другими трехвалентными редкоземельными элементами [12].
К числу наиболее информативных относятся модели редкоземельных элементов в Са-содержащих минералах, и, прежде всего, в кальците, т. к. лантаноиды имеют близкие к кальцию ионные радиусы и могут замещать его в кристаллической решетке этого минерала. Спектры распределения РЗЭ в кальците поздних рудных жил и прожилков месторождения Муртыкты характеризуются заметным накоплением легких лантаноидов (^а/УЪ)к=2,53-4,45), наличием позитивных
(la/Sm)N
о 2
0.5- пЗ
• 4
(La/Yb)M
Рис. 3. Диаграмма (La/Sm)N-(La/Yb)N для рудо-вмещающих эффузивов основного состава и минералов руд.
1 - эффузивы основного состава; 2 - пирит ранней прожилково-вкрапленной минерализации; 3-4 - кальцит (3) и пирит (4) позднего жильно-прожилкового оруденения
Рис. 4. Величина отношений Y/Ho в эффузивах основного состава, кальците и пирите руд.
Значения Y/Ho в хондрите (chondritic), коре (crust), верхней (upper) и нижней (lower) мантии (mantle), современной океанической воде (modern seewater), во флюидах активных гидротермальных систем за-дуговых бассейнов (BAB), Срединно-Атлантического (MAR) и Восточно-Тихоокеанского рифта (EPR) по [13]. Условные обозначения см. на рис. 3
аномалий Eu (1,37-2,37) и небольших негативных аномалий Се (0,71-0,83). Значения (La/Lu)N>1 указывают на преобладание процессов сорбции РЗЭ во флюиде. Положительные аномалии Eu являются признаком фракционирования лантаноидов в высокотемпературных обстановках (>250°С), в которых доминировал Eu2+ [12; 13]. Однако термобарогеохимические данные свидетель-
ствуют о том, что кальцит месторождения Муртыкты образовался при температуре 200-180°С [6]. В работах М. Бау и П. Мел-лера [13], Ф. Касторина и У Маси [14] показано, что положительные аномалии Eu в гидротермальном карбонате, образующемся при температурах <200-250°С, отражают высокотемпературные условия взаимодействия флюид/порода, существовавшие до кристаллизации карбоната. В низкотемпературной обстановке при сохранении общего количества Eu2+ окисляется до Eu3+, имеющего меньший ионный радиус. В условиях сорбцион-ного контроля фракционирования РЗЭ это приводит к появлению на спектрах карбонатов положительных аномалий Eu.
Негативные аномалии церия, возможно, связаны с вовлечением в гидротермальную систему месторождения в небольших количествах метеорной или морской воды. По индикаторным значениям Y/Ho флюид, отлагавший кальцит месторождения Муртык-ты, близок к рудообразующим флюидам активных гидротермальных систем задуговых бассейнов и срединно-океанических хребтов (рис. 4), в которых установлено присутствие морской воды.
Кристаллизация пирита поздней жиль-но-прожилковой минерализации происходила так же, как и кальцита при участии низкотемпературного и относительно окисленного флюида (Eu/Eu*=0,7), обогащенного легкими лантаноидами (таблица 1, рис. 2). Отличительной особенностью спектра распределения лантаноидов в пирите является отсутствие аномалии Се (Ce/Ce*=1,02). По-видимому, формирование пирита, кристаллизовавшегося позднее кальцита, происходило без участия окисленных метеорных вод или морской воды и/или в более щелочной обстановке [14]. Следует отметить, что по значению Y/Ho пирит соответствует эффузи-вам основного состава (рис. 4).
О природе флюида, из которого отлагались минералы поздней сульфидно-карбо-натно-кварцевой минерализации, позволяют
судить данные по изотопному составу углерода и кислорода в кальците (таблица 2). Величины 513С в кальците варьируют от -7,5 до -2,4%о, а 518О - 14,8 до 16,3%0. Большинство значений 513ССО2 рудоносного флюида соответствует изотопному составу углерода маг-матогенной природы (рис. 5).
Рис. 5. Изотопный состав углерода и кислорода минералообразующего флюида, формировавшего кальцит жильно-прожилкового оруденения.
А - поле карбонатитов; изотопные составы, Б - углерода магматического или глубинного корового флюида, В - морских известняков, Г - кислорода метаморфической воды, Д - кислорода метеорной воды, Е - кислорода магматической воды по [15; 16]
Судя по величинам 518ОН2О (4,5.. ,6,5%о), в состав флюида входила магматическая вода с небольшой примесью метеорной или морской воды. На участие в рудообразовании метеорной или морской воды, как было показано выше, указывают также отрицательные аномалии Се на спектрах распределения РЗЭ в кальците.
Таким образом, образование ранней про-жилково-вкрапленной пиритовой минерализации месторождения Муртыкты сопровождалось процессами мобилизации редких земель и иттрия, а, возможно, и других элементов из вмещающих пород. Пирит отлагался в высокотемпературной обстановке (>250°С) из относительно восстановленного флюида.
Минералы поздней сульфидно-карбо-натно-кварцевой минерализации сформировались при участии низкотемпературных (<250°С) относительно окисленных флюидов магматогенной природы. Образование кальцита сопровождалось вовлечением в гидротермальную систему в небольших количествах метеорной или морской воды. Возможно, при кристаллизации пирита происходила частичная мобилизация лантаноидов и иттрия из вмещающих пород.
Л И Т Е Р А Т У Р А
1. Groves D.I., Goldfarb R.J., Gebre-Mariam M., Hagemann, Robert F. Orogenic gold deposits: proposed classification in the context of their crustal distribution and relationship to other gold deposit typesio // Ore Geology Reviews. 1998. V. 3. P. 7-27.
2. Знаменский С.Е., Мичурин С.В. Условия образования золото-сульфидного месторождения Миндяк (Южный Урал): структурные и изотопно-геохимические аспекты // Литосфера. 2013. № 4 . С. 121-135.
3. Знаменский С.Е., Пучков В.Н., Мичурин С.В. Источники рудообразующих флюидов и условия формирования орогенных месторождений золота зоны Главного Уральского разлома на Южном Урале // Доклады Академии наук. 2015. Т. 464. № 3. С. 313-316.
...........ВЕСТНИК АКАДЕМИИ НАУК РБ /
' о
4. Сазонов В.Н., Огородников В.Н., Коротеев В.А., Поленов Ю.П. Месторождения золота Урала. Екатеринбург, 1999. 570 с.
5. Знаменский С.Е. Структурные условия формирования коллизионных месторождений золота восточного склона Южного Урала. Уфа: Ги-лем, 2009. 348 с.
6. Юминев А.М., Белогуб Е.В., Семибратова Е.В. Условия образования поздних золоторудных жил Ильинского рудного поля (Южный Урал) // Записки РМО. 2008. № 1. С. 198-201.
7. McDonough W.F., Sun S. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. V. 120. P. 223253.
8. Zheng Y.F. Calculation of oxygen isotope frac-tionation in anhydrous silicate minerals // Geo-chimica et Cosmochimica Acta. 1993. V. 57. P. 1079-1091.
8, том 27, № 2(90) ||||||||||||||||||||||||||||||||||ЕЭ
9. Zheng Y.-F. Oxygen isotope fractionation in carbonate and sulfate minerals // Geochemical Journal. 1999. V. 33. P. 109-126.
10. Bau M. Controls on the fractionation of isova-lent trace elements in magmatic and aqueous systems: Evidence from Y/Ho, Zr/Hf, and lanthanide tetrad effect // Contrib. Mineral. Petrol. 1996, V.123. P. 323-333.
11. Sverjensky D.A. Europium redox equilibria in aqueous solution // Earth Planet Science Letters. 1984. V. 67. P. 70-78.
12. Bau M. Rare-earth element mobility during hydrothermal and metamorphic fluid-rock interaction and significance of oxidation state of europium // Chemical Geology. 1991. V. 93. P. 219-230.
13. Bau M., Möller P. Rare Earth Element Fractionation in Metamorphogenic Hydrothermal Calcite, Magnesite and Siderite // Mineralogy and Petrology. 1992. V. 45. P. 231-246.
14. Castorina F., Masi U. REE and Nd-isotope evidence for the origin siderite from the Jebel Awam deposit (Central Morocco) // Ore Geology Reviews. 2008. V. 34. P. 337-342
15. Rollinson H. R. Using geochemical data: Evaluation, presentation, interpretation. London: Longman Scientific and Technical, 1993. 352 p.
16. Taylor B. Magmatic volatiles: Isotopic variation of C, H, and S // Stable Isotopes in High Temperature Geological Processes. Valley J.W. Taylor H. P., O'Neil J. R. (eds.). Mineralogical Society of America. Reviews in Mineralogy. 1986. V. 6. P. 185-225.
R E F E R E N C E S
1. Groves D.I., Goldfarb R.J., Gebre-Mariam M., Hagemann, Robert F. Orogenic gold deposits: Proposed classification in the context of their crustal distribution and relationship to other gold deposit types. Ore Geology Reviews, 1998, vol. 3, pp. 7-27.
2. Znamensky S.E., Michurin S.V. Usloviya obra-zovaniya zoloto-sulfidnogo mestorozhdeniya Mindyak (Yuzhnyy Ural): strukturnye i izotop-no-geokhimicheskie aspekty. [Formation environments of the Mindyak gold-sulfide deposit (Southern Ural): Structural and isotopic-geo-chemical aspects]. Litosfera - Lithosphere, 2013, no. 4, pp. 121-135. (In Russian).
3. Znamensky S.E., Puchkov V.N., Michurin S.V. Istochniki rudoobrazuyushchikh flyuidov i usloviya formirovaniya orogennykh mestorozhdeniy zo-lota zony Glavnogo Uralskogo razloma na Yu-zhnom Urale [Sources of ore-forming fluids and formation environments of orogenic Au deposits in the Main Uralian Fault Zone (Southern Urals)]. Doklady Earth Sciences, 2015, vol. 464, no. 3, pp. 313-316. (In Russian).
4. Sazonov V.N., Ogorodnikov V.N., Koroteev V.A., Polenov Yu.P. Mestorozhdeniya zolota Urala [Ore deposits in the Urals]. Ekaterinburg, 1999, 570 p. (In Russian).
5. Znamensky S.E. Strukturnye usloviya formirovaniya kollizionnykh mestorozhdeniy zolota vostoch-nogo sklona Yuzhnogo Urala [Structural conditions for formation of collisional gold deposits on the eastern slope of the Southern Urals]. Ufa, Gilem, 2009, 348 p. (In Russian).
6. Yuminev A.M., Belogub E.V., Semibratova E.V. Usloviya obrazovaniya pozdnikh zolotorudnykh zhil Ilyinskogo rudnogo polya (Yuzhnyy Ural) [Condition of formation of the late gold veins in the Ilyinskiy ore field (Southern Urals)]. Zapiski
RMO - Proceedings of the Russian Mineralogical Society, 2008, vol. 1, pp. 198-201. (In Russian).
7. McDonough W.F., Sun S. The composition of the Earth. Chemical Geology, 1995, vol. 120, pp. 223-253.
8. Zheng Y.F. Calculation of oxygen isotope fractionation in anhydrous silicate minerals. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1993, vol. 57, pp. 1079-1091.
9. Zheng Y.F. Oxygen isotope fractionation in carbonate and sulfate minerals. Geochemical Journal, 1999, vol. 33, pp. 109-126.
10. Bau M. Controls on the fractionation of isova-lent trace elements in magmatic and aqueous systems: Evidence from Y/Ho, Zr/Hf, and lanthanide tetrad effect. Contrib. Mineral. Petrol., 1996, vol. 123, pp. 323-333.
11. Sverjensky D.A. Europium redox equilibria in aqueous solution. Earth Planet Science Letters, 1984, vol. 67, pp. 70-78.
12. Bau M. Rare-earth element mobility during hydrothermal and metamorphic fluid-rock interaction and significance of oxidation state of europium. Chemical Geology, 1991, vol. 93, pp. 219-230.
13. Bau M., Möller P. Rare earth element fractionation in metamorphogenic hydrothermal calcite, magnesite and siderite. Mineralogy and Petrology, 1992, vol.45, pp. 231-246.
14. Castorina F., Masi U. REE and Nd-isotope evidence for the origin of siderite from the Jebel Awam deposit (Central Morocco). Ore Geology Reviews, 2008, vol. 34, pp. 337-342.
15. Rollinson H. R. Using geochemical data: Evaluation, presentation, interpretation. London :Long-man Scientific and Technical, 1993, 352 p.
16. Taylor B. Magmatic volatiles: Isotopic variation of C, H, and S. In: Stable isotopes in high temperature geological processes. Valley J.W., Taylor H. P., O'Neil J. R. (eds.). Mineralogical Society of America. Reviews in Mineralogy, vol. 6, pp. 185-225.
Исследования выполнены в рамках программы госзаказа № 0252-2017-0011.
