Геохимические особенности оруденения и вопросы генезиса Кедровского большеобъемного золоторудного проявления нетрадиционного типа (Кузнецкий Алатау)
Исходя из принципов нелинейной металлогении рассмотрены геохимические критерии флюидного мантийно-корового рудогенеза на примере Кедровского крупнообъемного золоторудного проявления нетрадиционного типа, входящего в состав Федоровско-Магызы-Калтасской структурно-металлогенической зоны (Кузнецкий Алатау). Золото содержится в березитоподобных метасоматитах в количестве от 0,12 до 2,70-23,4 г/т, тогда как в метаморфических ортосланцах рудовмещающей толщи содержание золота составляет 7-15, редко 25-30 мг/т. Установлено, что по характеру распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) и других элементов-примесей, которые являются чувствительными индикаторами переноса вещеста их мантии в земную кору, золотоносные метасоматиты наиболее близки к составу первичной (неистощенной) мантии. Они резко отличаются от вмещающих пород более низкими содержаниями РЗЭ, разными наклонами трендов средних содержаний элементов-примесей, соотношением тяжелых и легких РЗЭ, величиной E- и Се- аномалий. Все это свидетельствует о возможном непосредственном участии мантийных (интрателлурических) флюидов в формировании Кедровского золоторудного проявления, сформировавшегося в процессе флюидного мантийно-корового рудогенеза. Обращено внимание на возможность протекания этого типа рудогенеза в условиях электронной изомерии и неоднородного химизма атомов элементов, когда свойства их отклоняются от периодического закона Менделеева.
Ключевые слова: нелинейная металлогения, интрателлурические флюиды, Федоровско-Магызы-Калтасская зона, Кедровское крупнообъемное золоторудное проявление нетрадиционного типа, флюидный мантийно-коровый рудогенез и его особенности: электронная изомерия атомов и неоднородность химиза.
А.Б.Шепель, М.Е. Гавриленко
В связи с сокращением в России рентабельных эксплуатируемых запасов россыпного и коренного золота было рекомендовано стимулировать «проведение геолого-разведочных работ, ориентированных на выявление крупных месторождений с рядовыми и бедными руда-ми» [11], т.е. большеобъемных золоторудных месторождений. К подобным рудным объектам может быть отнесено Кедровское, а также Калтасское и Магызинское золоторудные проявления нетрадиционного типа Федровско-Магызы-Калтасской структурно-металлогенической зоны (Кузнецкий Алатау). В 2004 г. по предложению ФГУП «СНИИГГиМС» они были включены в федеральный перечень объектов, перспективных для постановки геолого-разведочных работ [34].
В результате поисковых работ, проведенных на участке Кедровском ОАО «Берег» в 2005–2007 гг. и ООО «СибГео» в 2012–2014 гг. при научном обеспечении и сопровождении ФГУП «СНИИГГиМС» и ФГУП «ЦНИГРИ», были локализованы, оценены и апробированы прогнозные ресурсы золота категории Р1 в количестве 77 т со средним содержанием 2,5 г/т. В 2008–2011 гг. ООО «СибГео» (Республика Хакасия) работы были продолжены на Комсомольской площади, непосредственно прилегающей к Кедровскому проявлению, где были обоснованы прогнозные ресурсы рудного золота категорий Р1+Р2, которые составили 84 т при среднем содержании 2,45 г/т и борте 0,4 г/т.
Выявление и освоение подобных рудных объектов нетрадиционного типа представляет несомненный интерес. За последние более чем 40 лет в регионе — в западной части Алтае-Саянской складчатой области (Кузнецкий Алатау, Горная Шория, Салаир) — не было открыто ни одного золоторудного месторождения традиционных кварцево-жильного и золото-скарнового рудно-формационных типов [42]. Причина отчасти может состоять в том, что возможности традиционной металлогении исчерпали себя. Необходимы иные подходы и критерии. Их предоставляет новое направление в металлогении — нелинейная металлогения [41]. Одним из важных положений ее является признание рудогенерирующей роли мантийных (интрателлурических) флюидов и непосредственного участия их в процессах корового рудогенеза (модель флюидного мантийно-корового рудогенеза [38, 39]).
Ранее нами на примере Кедровского и других золоторудных проявлений Федоровско-Магызы-Калтасской структурно-металлогенической зоны были рассмотрены геотектоническое положение, геологическое строение, вещественный состав и отчасти поисковые критерии большеобъемного золотооруденения нетрадиционного типа [35–40]. Поэтому в статье основное внимание будет уделено геохимическим особенностям и вопросам генезиса оруденения.
Золотое оруденение Кедровского проявления сосредоточено в синтектонических березитоподобных графитсодержащих метасоматитах хлорит-серицит (парагонит)-кварц-альбит-анкеритового состава [35; 36] и секущих их кварцевых жилах и шток-верках. Метасоматиты формируют согласные с простиранием вмещающих пород линзо-пластообразные рудные тела протяженностью 100–1020 м по простиранию и до 270 м по падению при мощности от 1 до 59 м при средней 13,9 м. Содержание золота в них по данным нейтронно-активационного анализа достигает 23,4 г/т, а в рудных телах, оконтуренных при борте 0,4; 0,8; 1,6 г/т, составляет 1,7; 2,26 и 3,56 г/т соответственно. Самородное золото в метасоматитах наблюдалось в виде мелких (размером от 0,001×0,003 до 0,009×0,016 мм) кристаллоподобных (изометрично-полигональных) и изометрично-неправильной формы включений во всех породообразующих минералах. Пробность его варьирует от 613 до 873 ‰, при этом в пирите она составляет 664–850 ‰, в анкерите 613- 776 ‰, в сидерите 666–736 ‰, в сериците 708 и 768 ‰ [38].
Кварцевые жилы и штокверки составляют менее 1 % объема рудных тел. Мощность их варьирует от первых сантиметров до нескольких десятков сантиметров. Некоторые из жил золотоносны. Встречены жилы кварца с содержанием золота 9,9 и 17,15 г/т. В краевой части одного из кварцевых прожилков мощностью 1,5 см отмечено видимое золото [2].
Содержание золота в метаморфитах рудовмещающей толщи — метагаббро, метабазальтах и апобазальтовых метаморфических сланцах — на Кедров ском проявлении по данным нейтронно-активационного анализа составляет 7–15 мг/т, достигая в отдельных пробах 25–30 мг/т и даже 89 г/т (табл. 1, проба 18). Это в 3–8 раз и более превышает кларк золота в основных породах — базальтах и габбро, равный 4 мг/т [5].
В соответствии с существующей классификацией [22; 8] среди элементов-примесей>1 были выделены следующие группы:
Одной из характеристик распределения РЗЭ в породе является Eu-аномалия, выражающая меру обеднения или обогащения европием относительно соседних РЗЭ — самария и гадолиния. Величина Eu-аномалии выражается отношением Еu/Еu* = ЕuN / [SmN* GdN], где Еu= ЕuN представляет собой измеренное содержание элемента в образце, а Еu* = SmN* GdN — теоретическое его содержание, рассчитанное на основе непрерывного спектра в области Sm-Еu-Gd [31]. Нижний индекс N указывает на нормализацию по хондриту содержания элемента. Значения отношения Еu/Еu* менее 0,95 указывают на истощение, а значения более 1,05 — на обогащение европием относительно Sm и Gd. Другой характеристикой распределения РЗЭ в породе является Ce-аномалия (Ce/Ce*= CeN/((2LaN+SmN)/3)), отражающая меру обогащения или обеднения церием относительно лантана и самария.
Важная геохимическая особенность РЗЭ состоит в том, что они являются одними из наименее подвижных элементов. На подвижность их слабо влияют процессы метаморфизма, вследствие чего содержания и характер распределения РЗЭ наиболее точно отражают состав магматического или осадочного протолита метаморфических пород. РЗЭ также служат чувствительным индикатором переноса вещества из мантии в земную кору, что позволяет использовать их для воссоздания палеогеодинамических обстановок формирования пород.
Для изучения особенностей распределения РЗЭ и других элементов-примесей в графитсодержащих золотоносных метасоматитах и вмещающих породах Кедровского золоторудного проявления результаты нейтронно-активационного анализа пород были сгруппированы в три выборки, включающие золоторудные метасоматиты (см. табл. 1, пробы 1-6), золотосодержащие метасоматиты (пробы 7-17) и вмещающие метагаббро (пробы 18, 19). Кроме того, для сравнения были использованы также данные нейтронно-активационного анализа вмещающих аповулканитовых сланцев калтасского метаморфического комплекса раннего рифея [30].
Диграммы распределения РЗЭ в золотоносных метасоматитах Кедровского проявления и вмещающих их метагаббро и аповулканитовых сланцах калтасского зеленосланцевого комплекса раннего рифея приведены на рисунке 1. При анализе диаграмм обращает на себя внимание пилообразный характер трендов РЗЭ (рис. 1, а). Это связано с тем, что редкоземельные элементы с четными атомными номерами, к которым относятся Ce, Nd, Sm, Gd, Yb, более стабильны, чем элементы с нечетными номерами — La, Eu, Lu, и поэтому в природных объектах они встречаются в более высоких концентрациях. Для сглаживания трендов РЗЭ пользуются процедурой нормализации элементов по стандарту, в качестве которого часто используется хондритовый метеорит или примитивная мантия [22; 31].
Диаграмма распределения РЗЭ, нормализованных по хондриту, на которую вынесены тренды золотоносных апогаббровых метасоматитов, рудовмещающих метагаббро и вмещающих аповулканитовых сланцев калтасского метаморфического комплекса, отражена на рисунке 1, б. Она наглядно иллюстрирует ряд следующих закономерностей. Рассмотрим их.
1. По содержанию РЗЭ золотоносные метасоматиты наиболее близки к составу первичной (неистощенной) мантии (рис. 1).
2. По характеру наклона трендов, нормированных по хондриту средних содержаний РЗЭ, на Кедровском золоторудном проявлении выделяются две группы пород. В первую группу входят золотоносные березитоподобные метасоматиты, тренды которых имеют положительный наклон (рис. 1, б). К второй группе относятся вмещающие метаморфические породы, имеющие отрицательный наклон трендов.
3. В каждой из выделенных групп пород тренды распределения РЗЭ характеризуются субпараллельной ориентировкой (рис. 1, б), что свидетельствует о наличии геохимического родства между породами внутри каждой группы, тогда как между породами разных групп такое родство отсутствует. Обращеет внимание особенно высокая степень геохимического сходства между золоторудными и золотосодержащими метасоматитами Кедровского проявления (табл. 1, рис. 1, б). Это позволяет предполагать, что различия в их золотоносности обусловлены не различиями термодинамических условий образования метасоматитов, а локальными хаотическими нарушениями физико-химических параметров в потоке рудоносных флюидов в связи с резки-ми изменениями механических, химических, структурных свойств среды рудоотложения. Известно, что в сланцеватых породах скорость переноса флюидных компонентов по сланцеватости в условиях высоких температур и давлений на несколько порядков превышает скорость диффузионного переноса [19]. Принимая это во внимание, можно предположить, что в сланцеватых золотоносных метасоматитах неравномерность распределения стонкодисперсного золота была обусловлена явлением турбулентности в потоке рудоносных флюидов. В результате этого явления гидродинамические и термодинамические характеристики потока, такие как скорость, температура, давление, плотность и концентрация компонентов, испытывают хаотические флуктуации и потому изменяются от точки к точке и во времени нерегулярно. Это могло привести к распаду растворимых соединений золота и осаждению его на локальных участках в виде тонкодисперсной примеси.
6. Золотоносные березитоподобные метасоматиты Кедровского проявления отличаются от вмещающих метагаббро и аповулканитовых метаморфических сланцев высокими положительными значениями Eu-аномалии. В золоторудных и золотосодержащих метасоматитах величина Eu-аномалии составляет соответственно 1,71 и 1,65, тогда как в метагаббро — 1,6, а в аповулканитовых сланцах 1,06–1,22 (табл. 2). По мнению [4] повышенные значения величины Eu-аномалии в породе свидетельствуют о высокой восстановленности флюида, сформировавшего ее, и об относительно повышенном содержании в составе европия иона Eu2+ в связи с пере-ходом Eu3+ → Eu2+. Поскольку величина ионного радиуса Eu2+ составляет 1,25 Å, а у иона Na1+ 1,18 Å [31], ион Eu2+ может накапливатья в метасоматите в результате гетеровалентного изоморфного замещения типа Eu2+ → Na1+, например в альбите, который является одним из распространенных породообразующих минералов метасоматитов. Более того, согласно [13], отношение суммарных концентраций Eu2+ и Eu3+, т.е. величина Eu2+ / Eu3+ в экспериментальном флюиде, приближающемся по составу к реальному, при температуре 350 °С возрастает с повышением щелочности флюидов. Из этого следует, что повышенное содержание Eu2+ и высокое значение Eu-аномалии в золотоносных метасоматитах Кедровского проявления могут быть обусловлены формированием их в восстановительной слабощелочной обстановке. Подтверждением тому является высокое содержание карбонатов в составе метасоматитов и постоянное присутствие в них примеси графита и сульфидов. Интересно отметить, что величина Eu-аномалии в березитах месторождения Баладжал (Восточный Казахстан), сформировавшихся при участии коровых магматогенных флюидов, составляет всего 1,05–1,10 (табл. 2).
7. В отличие от Eu-аномалии значения Ce-аномалии в золотоносных метасоматитах и вмещающих метаморфических породах Кедровского проявления изменяются в узких пределах. Величина Ce-аномалии в золотоносных метасоматитах составляет 1,05–1,13, тогда как в метагаббро 0,97, а в аповулканитовых сланцах 0,80–1,00. Из этого следует, что по величине не только Eu-аномалии, но и Се-аномалии золотоносные метасоматиты Кедровского проявления отличаются от вмещающих пород, что свидетельствует о специфике условий их формирования.
При метасоматозе, протекающем в природе в условиях, близких к условиям термодинамического равновесия, возникающие минеральные парагенезисы максимально унаследуют состав флюида не только в отношении петрогенных компонентов, но и элементов-примесей. В связи с этим близость золотоносных метасоматитов и примитивной мантии по содержанию и характеру распределения РЗЭ может рассматриваться как аргумент, свидетельствующий об участии мантийных (интрателлурических) флюидов в процессах корового рудогенеза.
В отличие от литофилов, для которых в природных соединениях характерна связь с кислородом, халькофилы часто образуют ковалентные связи с серой. В приведенных данных нейтронно-активационного анализа золотоносных метасоматитов халькофилы представлены Sb и Ag (табл. 1, рис. 2). Концентраторами их служат блеклые руды, в частности тетраэдрит и фрейбергит. Из других халькофилов в метасоматитах установлены Сu, Pb, Zn, As. Они входят в состав довольно большой группы минералов, представленных сульфидами — халькопиритом, сфалеритом, галенитом, арсенопиритом и др.
Золотоносные метасоматиты отличаются от хондритов и примитивной мантии низким содержанием транзитных элементов — Co и Cr (табл. 2, рис. 2), из которых первый относится к литофилам, а второй — к сидерофилам. Низкие содержания этих элементов в метасоматитах могут быть связано с тем, что сформировавшие их мантийные флюиды зарождались в условиях, когда первичная мантия не подвергалась плавлению. Поскольку Cr и Co входят в состав породообразующих минералов мантии — оливина, клинопироксена, граната, роговой обманки в качестве изоморфных примесей, они не могли извлекаться во флюид в значительных количествах. Можно также предположить, что по причине незначительной степени плавления первичной мантии, Cr и Co не могли концентрироваться в значительных количествах в возникающем магматическом расплаве, чем обусловлены низкие содержания транзитных элементов в метагаббро и метавулканитах вмещающей толщи. Если исходить из того, что в первичной мантии содержание Cr составляет 2345 г/т [22], а коэффициент распределения Cr в системе мантия/расплав, вплоть до 50 % парциального плавлении мантии, равен 3 [12], то содержание Cr в первичных магмах должно составлять 2345:3 =~ 800 г/т. В аповулканитовых сланцах рудовмещающей толщи, протолитом которых служили вулканические породы преимущественно основного, реже ультраосновного состава, содержание Сr не превышает 186,7 г/т (табл. 1). Это может быть следствием низкой степени парциального плавления мантии.
Выполненный анализ состава и характера распределения элементов-примесей в золотоносных метасоматитах свидетельствует о наличии в них геохимически «несовместимых» элементов, представленных, с одной стороны, литофилами, а с другой — сидерофилами. Такое сочетание свидетельствует о слабой геохимической дифференцированности флюидной системы, что характерно для высокоуглеродистых восстановленных флюидных систем, имеющих мантийую природу [20]. В результате функционирования одной из таких систем были сформированы золотоносные метасоматиты Кедровского проявления, о чем свидетельствует постоянное присутствие в них парагенезиса графит + карбонаты (анкерит, сидерит, кальцит), в котором углерод графита и карбонатов характеризуются мантийной изотопией [37; 38]. Формирование парагенезиса связано с окислением восстановленных мантийных флюидов в условиях земной коры и повышением в них фугитивности СО2, сопровождающимся разложением СО, СН4 и других восстановленных компонентов. Это приводило к отложению в близком временном интервале карбонатов и самородного углерода в виде графита.
Увеличение фугитивности СО2 в мантийных флюидах сопровождалось не только повышением степени их окисленности, но и возрастанием кислотности флюидов. Этому способствовало охлаждение флюидов, сопровождаемое конденсацией летучих, среди которых резко преобладали кислотные компоненты (СО2, HCl, Н2 и F), и переходом летучих из газовой фазы в жидкую [16].
В процессе эволюции глубинных флюидов изменялись такие их термодинамические параметры, как температура, кислотность-щелочность (рН) и окислительно-восстановительный потенциал (Eh), в частности фугитивность кислорода (fO2). Согласно экспериментальным данным именно эти параметры, наряду концентрациями во флюидах основных комплексообразователей — Cl-иона и сульфидной серы, обусловливают перенос и отложение в природных условиях золота, ртути, свинца, цинка и других рудных элементов. Это наглядно иллюстрируют диаграммы растворимости золота в гидротермальных растворах, из которых следует, что при температурах 250 и 320 °С максимальных значений концентрация золота в растворе достигает при значениях lgfO2 =~ -35 и =~ -26 соответственно, отвечающих границе полей устойчивости пирита и магнетита в интервале рН=7-9 (рис. 3).
Гипотеза о мантийной природе рудоносных флюидов позволяет рассматривать процесс формирования золоторудных объектов Федоровско-Магызы-Калтасской зоны с позиций нелинейной металлогении [41] в рамках модели флюидного мантийно-корового рудогенеза. Согласно этой модели мантийные (интрателлурические) флюиды принимают непосредственное участие в процессах корового рудогенеза и формирования в земной коре «мантийных» (по классификации [41]) месторождений полезных ископаемых.
Участие мантийных интрателлурических флюидов в процессах корового петро- и рудогенеза признается многими исследователями. При этом одни считают, что эти флюиды, проникая в земную кору, принимают непосредственное участие в коровом рудогенезе [23; 19]. Другие отстаивают трансмагматическую природу мантийных флюидов, парагененетически связывая их с магмой, которая рассматривается в качестве проводника флюидов через мантию и земную кору, обеспечивая их сохранность [14; 17]. Как отмечает Д.С. Коржинский [15], «поля эндогенного оруденения связаны не обязательно с крупными интрузиями гранитоидов, но и с крупными разломами, вдоль которых проявляются потоки восходящих растворов. Это трансмагматические потоки, которые первоначально вызывают магматическое замещение, а при угасании потоков и кристаллизации магмы они принимают участие в постмагматических процессах вместе с остаточными растворами магм». Наконец, третьи предлагают заменить термин «трансмагматические растворы» менее определенным термином «интрателлурические потоки» или «интрателлурические растворы», допуская что трансмагматическими они становятся лишь в частном случае, когда проводником их служит магма [18; 23]. Точка зрения о доминирующей роли мантийных флюидов в процессах корового рудогенеза нашла отражение в недавно опубликованной монографии, посвященной золотопродуктивным и сопутствующим метасоматическим формациям Урала [27].
На возможность участия мантийных (интрателлурических) флюидов в формировании Кедровского и других золоторудных проявлений Федоровско-Магызы-Калтасской структурно-металлогенической зоны указывают следующие особенности их геотектонической позиции, геологического строения и вещественного состава:
Исследование спектров многоэлектронных атомов, к которым относятся и РЗЭ, показало, что явление электронной изомерии в них сопровождается энергетическими переходами не всех электронов, находящихся в атоме, а лишь их внешних — оптических (валентных) — электронов, т. е. тех, которые входят в d- и ƒ-подгруппы первой и второй предвнешних оболочек [6].
Удивительное фазовое превращение при давлении 7,6 кбар и комнатной температуре претерпевает такой редкоземельный элемент, как церий: объем его скачкообразно сокращается при неизменной симметрии кристаллической структуры — гранецентрированного куба. Параметр решетки α = 0,5150 нм резко уменьшается до 0,4810 нм. Очевидно, фазовый переход в церии происходит потому, что высокое давление выжимает электрон из подгруппы 4ƒ в близкую по энергетическому уровню подгруппу 5d. Предполагается, что после такого перехода церий будет проявлять только валентность +4, в то время как обычно он имеет валентность +3 и реже +4 [9].
Явление электронной изомерии отчетливо проявляются в атомах цезия. На кривой сжимаемости этого элемента при давлении порядка 40 кбар видны два близко расположенных скачка объема (рис. 4). Рентгеновские исследования кристаллической структуры фазы высокого давления Cs III позволяет установить, что, как и Cs II, она является кубической гранецентрированной, но с меньшим значением параметра элементарной ячейки: α = 0,5984 нм для Cs II при Р = 41 кбар; α = 0,5800 нм для Cs III при Р = 42,2 кбар.
На возможность электронной изомерии в атомах железа указывал В.А. Магницкий [21]. Весьма интересным элементом в этом отношении является также калий. Квантомеханические расчеты позволяют предполагать, что при высоких давлениях ионный радиус калия сопоставим с радиусом железа, а его электронная структура становится аналогичной структуре переходного металла [43]. Электронная изомерия атомов калия, возникающая в условиях высоких давлений, по-видимому, могла явиться одной из причин изоморфного вхождения его в кристаллическую решетку высокобарных клинопироксенов. Особенно показательны в этом отношении клинопироксены, ассоциирующие с алмазами, в которых постоянно обнаруживаются повышенные содержания калия, достигающие 0,3 мас. % K2O [28]. Экспериментально установлено, что при давлении до 32 кбар калий входит в состав пироксенов в весьма незначительных количествах — до 0,015 мас. % К2О [46], тогда как с возрастанием давления в интервале 40–100 кбар растворимость калия в клинопироксенах возрастает [50]. В высокобарных калийсодержащих пироксенах калий может быть связан в составе минала KFe3+Si2O6. Клинопироксены такого состава получены экспериментально А.Н. Винчеллом [26]. Рассмотренный пример с калием весьма показателен еще и в том плане, что он свидетельствует о возможности осуществления электронной изомерии не только в простых веществах, но и в химических соединениях, когда под действием высоко давления происходит изменение электронной структуры отдельных атомов в молекуле.
Явление электронной изомерии атомов в простых и сложных веществах обусловливает одну из важных геохимических особенностей флюидного мантийно-корового рудогенеза, которая состоит в том, что этот тип рудогенеза протекает в условиях неоднородного химизма. Причем если коровая область рудоотложения представляет зону нормального химизма, где свойства элементов следуют периодическому закону Менделеева, то мантийная область питания относится к зоне вырожденного химизма, в которой свойства элементов отклоняются от периодического закона. По мнению А.Ф. Капустинского [10], естественной границей между выделенными зонами является поверхность Мохоровичича. Выше этой поверхности располагается зона нормального химизма, ниже — вплоть до границы мантии с ядром — размещается зона вырожденного химизма.
Исследуя вопрос о положении границы, разделяющей зоны нормального и вырожденного химизма, необходимо учитывать два важных момента. Во-первых, это то, что «сжатие тел, приближающее их к нулевому объему, приводит к тем же результатам, что и охлаждение, приближающее изучаемую систему к абсолютному нулю температуры» [10]. Из вышесказанного следует, что действие на вещество температуры и давления является разнонаправленным. Во-вторых, значения температур и давлений в недрах Земли распределяются таким образом, что именно давление, а не температура является главным фактором, способствующим вырождению химических свойств элементов. Однако действие давления начинает сказываться только с определенной глубины. К оценке ее можно подойти, привлекая данные высокотемпературной кристаллохимии минералов. Используем для этой цели результаты исследования диопсида в интервалах температур от 0 до 1000 °С и давлений от 0 до 60 кбар, для которых объемный барический эквивалент термических деформаций диопсида, усредненный по структуре, составил -38 бар/град [44; 49; 32]. Это значит, что понижение давления на 38 бар изменяет объем диопсида так же, как повышение температуры на 1 °С и наоборот. Если на диаграмму, построенную в координатах температура-давление (глубина), вынести кривые геотермических градиентов и провести линию, наклон которой определяется величиной барического градиента пироксена, то эта линия пересечет кривую геотермического градиента для щитов в точке С, отвечающей глубине 160 км (рис. 5). Это означает, что начиная с этой глубины давление будет играть доминирующую роль, поскольку вызванное им сокращение объема пироксена не будет компенсироваться его расширением, обусловленным повышением температуры недр Земли с глубиной.
По-видимому, такой характер распределения РЗЭ в метасоматитах связан с особенностями генерации рудоносных флюидов, в качестве которых выступа-ли интрателлурические флюиды, формирующиеся в высокобарных условиях. Можно предположить, что в результате различий в изменении величины ионного радиуса тяжелых и легких РЗЭ, из-за проявления электронной изомерии атомов, происходило более значительное уменьшение ионного радиуса легких РЗЭ по сравнению с тяжелыми. Это обусловило повышение изоморфной емкости минеральных фаз мантийного субстрата в отношении легких РЗЭ, что затрудняло извлечение их в интрателлурический флюид и приводило к относительному обогащению флюида тяжелыми РЗЭ.
В заключение необходимо отметить следующее. Парадигма традиционной металлогении в значительной степени исчерпала себя. При прогнозировании и поисках рудных месторождений необходимо более широко использовать принципы и подходы нового направления геологической науки — нелинейной металлогении, согласно которой существует класс рудных месторождений, сформировавшихся в земной коре при непосредственном участии мантийных (интрателлурических) флюидов в процессе флюидного мантийно-корового рудогенеза. Как показали результаты поисковых работ на рудное золото, проведенных в пределах Федоровско-Магызы-Калтасской структурно-металлогенической зоны (Кузнецкий Алатау), следование принципам нелинейной металлогении и использование критериев флюидного мантийно-корового рудогенеза, оказалось весьма эффективным при проведении геолого-разведочных работ и оценке прогнозных ресурсов крупнообъемного золотооруденения нетрадиционного типа.
1. Ананьев Ю.С. Редкоземельные элементы в метасоматитах и рудах золоторудных месторождений Западной Калбы // Известия Томского политехнического университета. Т. 321. — №1 — Томск, 2012.
2. Белоножко Е.А. Лабораторно-технологические исследования руд Кедровского золоторудного проявления Федоровско-Кедровского рудного поля в Ортон-Балыксинском рудном районе (Республика Хакасия) // Геология, геофизика и минеральное сырьё Сибири: Материалы 1-й научно-практической конференции Т.1. — Новосибирск: СНИИТТиМС, 2014. — С. 21–24.
3. Белоножко Е.А. Кедровское рудопроявление Федоровско-Кедровского рудного поля в Ортон-Балыксинском рудном районе (Республика Хакасия) // Геология, геофизика и минеральное сырьё Сибири: Материалы второй научно-практической конференции Т.2. — Новосибирск: СНИИГГиМС, 2015 — С.120–122
4. Бортников Н.С., Гамянин Г.Н., Викентьева О.В., Прокофьев В.Ю., Алпатев В.А., Бахарев А.Г. Состав и происхождение флюидов в гидротермальной системе Нежданинского золоторудного месторождения (Саха-Якутия, Россия) // Геология рудных месторождений. — 2007. — Т. 49. — №2. — С. 99–105.
5. Войткевич Г.В., Мирошников А.Е., Поваренных А.С., Прохоров В.Г. Краткий справочник по геохимии. — М.: Недра, 1970. — 277 с.
6. Годовиков А.А. Орбитальные радиусы и свойства элементов. — Новосибирск: Наука, 1977. — 156 с.
7. Годовиков А.А. Минералогия. — М.: Недра, 1983. — 647 с.
8. Интерпретация геохимических данных: Учеб. пособие / Под ред. Е.В.Склярова. — М.: Интермет инжиниринг, 2001. — 287 с.
9. Калашников Я.И. Химические реакции при высоких давлениях // Журн. Всесоюз. хим. о-ва им. Д.И.Менделеева. — 1973. — Т. 18, № 1. — С. 61–72.
10. Капустинский А.Ф. К теории Земли // Вопросы геохимии и минералогии. — М.: Изд-во АН СССР, 1956. — С. 37–72.
11. Караганов В.В. Итоги работы государственной геологической службы за 2001 г. и приоритетные направления деятельности МПР России в развитиии минально-сырьевой базы россиии и ее континентального шельфа в 2002 г. // Минеральные ресурсы России. Экономика и управление. — 2002. — № 1–2. — С. 4–11.
12. Кокс К.Г., Белл Дж.Д., Панкхерст Р.Дж. Интерпретация изверженных горных пород. — М.: Недра, 1982. — 414 с.
13. Колонин Г.Р. Физико-химические особенности европия как возможного индикатора условий минералообразования // Доклады Академии Наук. — 2006. — Т. 408. — №4. — С. 508–511.
14. Коржинский Д.С. Проблемы петрографии магматических пород, связанные с сквозьмагматическими растворами и гранитизацией // Магматизм и связь с ним полезных ископаемых. — М.: Изд-во АН СССР, 1955.
15. Коржинский Д.С. Трансмагматические потоки растворов подкорового происхождения и их роль в магматизме и метаморфизме // Кора и верхняя мантия Земли: Международный геол. конгресс, XXIII сесия. Докл. сов. геологов. — М.: Наука, 1968. — С. 69–74.
16. Коржинский Д.С. Теоретические основы анализа парагенезисов минералов. — М.: Наука, 1973. — 288 с.
17. Коржинский Д.С., Зотов И.А., Перцев Н.Н. Трансмагматические флюиды, метамагматизм и рудообразование // Закономерности метамагматизма, метасоматоза и метаморфизма. — М.: Наука, 1987. — С. 5–28.
18. Кузнецов Ю.А., Изох Э.П. Геологические свидетельства интрателлурических потоков тепла и вещества как агентов метаморфизма и магмообразования // Проблемы петрологии и генетической минералогии. Т.1. — М.: Наука, 1969.
19. Летников Ф.А. Автономные флюидные системы континентальной земной коры // ДАН. — 2009. — Т. 427, № 6. — С. 810–813.
20. Летников Ф.А., Заячковский А.А., Летникова А.Ф. К вопросу о геохимической специализации глубинных высокоуглеродистых систем // ДАН. — 2010. — Т. 433, № 3. — С. 374–377.
21. Магницкий В.А. К вопросу о плотности и сжимаемости оболочки Земли // Вопросы космогонии. Т. 1. — М.: Изд-во АН СССР, 1952. — С. 15–33.
22. Методика геодинамического анализа при геологическом картировании / Г.С.Гусев, В.М.Минц, Д.И.Мусатов и др. — М.: Недра, 1991. — 203 с.
23. Овчинников Л.Н. Интрателлурические растворы, магматизм и рудообразование // Проблемы магматической геологии. — Новосибирск: Наука, 1973. — С. 318–329
24. Перельман А.И. Геохимия. — М.: Высшая школа, 1989. — 528 с.
25. Попова С.В., Бенделиани Н.А. Высокие давления. — М.: Наука, 1974. 168 с.
26. Породообразующие пироксены / Н.Л.Добрецов, Ю.Н.Кочкин, А.П.Кривенко, В.А.Кутолин. — М.: Наука, 1971. — 454 с.
27. Сазонов В.Н., Коротеев В.А. Основные золотопродуктивные и сопутствующие метасоматические формации Урала. — Екатеринбург, 2009. — 161с.
28. Соболев Н.В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. — Новосибирск: Наука, 1974. — 261 с.
29. Справочник физических констант горных пород / под ред. С.Кларка мл. — М.: Мир, 1969. — 543 с.
30. Схемы межрегиональной корреляции магматических и метаморфических комплексов Алтае-Саянской складчатой области и Енисейского кряжа / Отв. ред. В.Л.Хомичев. —
Новосибирск: Изд. СНИИГГиМС, 2002. — 178 с.
31. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. — М.: Мир, 1988. — 384 с.
32. Филатов С.К. Введение в высокотемпературную кристаллохимию // Кристаллохимия и структурный типоморфизм минералов. — Л.: Наука, 1985. — С. 21–56.
33. Шепель А.Б., Гавриленко М.Е., Лепилин В.П. Структурные аспекты корреляции метаморфических комплексов Алтае-Саянской складчатой области // Материалы региональной конференции геологов Сибири, Дальнего Востока и Северо-Востока России. Т.I. — Томск, 2000. — С. 90–92.
34. Шепель А.Б., Гавриленко М.Е. Перспективы золотоносности и поисков крупнообъемных месторождений золота нетрадиционного типа в докембрийских зеленосланцевых комплексах западной части Алтае-Саянской складчатой области // Золото Сибири и Дальнего Востока: геология, геохимия, технология, экономика, экология: Тез. Третьего Всероссийского симп. с международным участием. — Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2004. — С. 245–247.
35. Шепель А.Б., Гавриленко М.Е., Лепилин В.П., Белоножко Е.А. Перспективы поисков крупнообъемных золоторудных месторождений нетрадиционного типа в западной части Алтае-Саянской складчатой области // Геология и минерагения Сибири. — Новосибирск: Изд. СНИИГГиМС, 20101. — С. 33–45.
36. Шепель А.Б., Гавриленко М.Е., Лепилин В.П., Белоножко Е.А. Золотоносные синтектонические метасоматиты — руды крупнообъемных месторождений золота нетрадиционного типа // Геология и минерагения Сибири. — Новосибирск: Изд. СНИИГГиМС, 20102. — С. 45–56.
37. Шепель А.Б., Голышев С.И., Падалко Н.Л. и др. Изотопные исследования углерода и кислорода золоторудных проявлений Федоровско-Магызы-Калтасской зоны (Кузнецкий Алатау, Горная Шория) // XVIII симпозиум по геохимии изотопов имени академика А.П.Виноградова: Тез. докл. — М., 2007. — С. 289–290.
38. Шепель А.Б., Белоножко Е.А. Гавриленко М.Е. Поисковые критерии крупных большеобъемных золото-рудных месторождений нетрадиционного типа // ЗОЛОТО и технологии, № 2 . — М., 2015 — С. 96–104.
39. Шепель А.Б., Гавриленко М.Е. Нелинейная металлогения и большеобъемное золотооруденение нетрадиционного типа. Ч. I. // ГЕОЛОГИЯ и минерально-сырьевые ресурсы СИБИРИ, № 4. — Новосибирск: Изд. СНИИГГиМС, 2015 — С. 55–66.
40. Шепель А.Б., Гавриленко М.Е. Нелинейная металлогения и большеобъемное золотооруденение нетрадиционного типа. Ч. II. // ГЕОЛОГИЯ и минерально-сырьевые ресурсы СИБИРИ, № 1 — Новосибирск: Изд. СНИИГГиМС, 2016 — С. 71–85.
41. Щеглов А.Д., Говоров И.Н. Нелинейная металлогения и глубины Земли. — М.: Наука, 1985. — 324 с.
42. Черных А.И. Нетрадиционные источники золота западной части Алтае-Саянской складчатой области (АССО) // Золото Сибири и Дальнего Востока: геология, геохимия, технология, экономика, экология: Тез. Третьего Всероссийского симп. с международным участием. — Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2004. — С. 235–237.
43. Bukowinski M.S.T. The effect of pressure on the physics and chemistry of potassium // Geophys. Res. Lett. — 1976. — V. 3, N 8. — P. 491–494.
44. Cameron M., Sueno S., Prewitt C.T., Papike J.J. Hightemperature crystal chemistry of acmite, hedenbergite, jadeite, spodumene and ureyite // Amer. Miner. — 1973. — V. 58, N 5–6. — P. 594–618.
45. Clark S.P., Ringwood A.E. Density distribution and constitution of the Mantle // Rev. Geophys. — 1964. — V. 2. — P. 35–88.
46. Erlank A.J., Kushiro I. Potassium contents of synthetic pyroxenes at high temperature and pressure // Ann. Rept. Dir. Geophys. Lab., Carnegie Inst., 1968–1969. — Washington, D. C., 1970. — P. 233–236.
47. Hannington M.D., Peter J.M., Scott S.D. Gold in sea-floor polymetallic sulfide deposits // Econom.Geol. — 1986. — 81,8. — P. 1867–1883.
48. Kpupp R.E., Seward T.M. Rotokawa geothermal system, New Zeland:on active epithermal gold-depositing environment // Econ.Geol. — 1987. — Vol. 82. — P.1109 — 1139.
49. Levien L., Prewitt C.T. High-pressure structural study of diopside // Amer. Miner. — 1981. — V. 66, N 3–4. — P. 315–323.
50. Shimizu N. Potassium contents of synthetic clinopyroxenes at high pressures and temperatures // Earth and Planet. Sci. Lett. — 1971. — V. 11, N 5. — P. 374–380.
Опубликовано в журнале «Золото и технологии» , № 2 (36)/июнь 2017 г.
В связи с сокращением в России рентабельных эксплуатируемых запасов россыпного и коренного золота было рекомендовано стимулировать «проведение геолого-разведочных работ, ориентированных на выявление крупных месторождений с рядовыми и бедными руда-ми» [11], т.е. большеобъемных золоторудных месторождений. К подобным рудным объектам может быть отнесено Кедровское, а также Калтасское и Магызинское золоторудные проявления нетрадиционного типа Федровско-Магызы-Калтасской структурно-металлогенической зоны (Кузнецкий Алатау). В 2004 г. по предложению ФГУП «СНИИГГиМС» они были включены в федеральный перечень объектов, перспективных для постановки геолого-разведочных работ [34].
В результате поисковых работ, проведенных на участке Кедровском ОАО «Берег» в 2005–2007 гг. и ООО «СибГео» в 2012–2014 гг. при научном обеспечении и сопровождении ФГУП «СНИИГГиМС» и ФГУП «ЦНИГРИ», были локализованы, оценены и апробированы прогнозные ресурсы золота категории Р1 в количестве 77 т со средним содержанием 2,5 г/т. В 2008–2011 гг. ООО «СибГео» (Республика Хакасия) работы были продолжены на Комсомольской площади, непосредственно прилегающей к Кедровскому проявлению, где были обоснованы прогнозные ресурсы рудного золота категорий Р1+Р2, которые составили 84 т при среднем содержании 2,45 г/т и борте 0,4 г/т.
Выявление и освоение подобных рудных объектов нетрадиционного типа представляет несомненный интерес. За последние более чем 40 лет в регионе — в западной части Алтае-Саянской складчатой области (Кузнецкий Алатау, Горная Шория, Салаир) — не было открыто ни одного золоторудного месторождения традиционных кварцево-жильного и золото-скарнового рудно-формационных типов [42]. Причина отчасти может состоять в том, что возможности традиционной металлогении исчерпали себя. Необходимы иные подходы и критерии. Их предоставляет новое направление в металлогении — нелинейная металлогения [41]. Одним из важных положений ее является признание рудогенерирующей роли мантийных (интрателлурических) флюидов и непосредственного участия их в процессах корового рудогенеза (модель флюидного мантийно-корового рудогенеза [38, 39]).
Ранее нами на примере Кедровского и других золоторудных проявлений Федоровско-Магызы-Калтасской структурно-металлогенической зоны были рассмотрены геотектоническое положение, геологическое строение, вещественный состав и отчасти поисковые критерии большеобъемного золотооруденения нетрадиционного типа [35–40]. Поэтому в статье основное внимание будет уделено геохимическим особенностям и вопросам генезиса оруденения.
Золотое оруденение Кедровского проявления сосредоточено в синтектонических березитоподобных графитсодержащих метасоматитах хлорит-серицит (парагонит)-кварц-альбит-анкеритового состава [35; 36] и секущих их кварцевых жилах и шток-верках. Метасоматиты формируют согласные с простиранием вмещающих пород линзо-пластообразные рудные тела протяженностью 100–1020 м по простиранию и до 270 м по падению при мощности от 1 до 59 м при средней 13,9 м. Содержание золота в них по данным нейтронно-активационного анализа достигает 23,4 г/т, а в рудных телах, оконтуренных при борте 0,4; 0,8; 1,6 г/т, составляет 1,7; 2,26 и 3,56 г/т соответственно. Самородное золото в метасоматитах наблюдалось в виде мелких (размером от 0,001×0,003 до 0,009×0,016 мм) кристаллоподобных (изометрично-полигональных) и изометрично-неправильной формы включений во всех породообразующих минералах. Пробность его варьирует от 613 до 873 ‰, при этом в пирите она составляет 664–850 ‰, в анкерите 613- 776 ‰, в сидерите 666–736 ‰, в сериците 708 и 768 ‰ [38].
Кварцевые жилы и штокверки составляют менее 1 % объема рудных тел. Мощность их варьирует от первых сантиметров до нескольких десятков сантиметров. Некоторые из жил золотоносны. Встречены жилы кварца с содержанием золота 9,9 и 17,15 г/т. В краевой части одного из кварцевых прожилков мощностью 1,5 см отмечено видимое золото [2].
Содержание золота в метаморфитах рудовмещающей толщи — метагаббро, метабазальтах и апобазальтовых метаморфических сланцах — на Кедров ском проявлении по данным нейтронно-активационного анализа составляет 7–15 мг/т, достигая в отдельных пробах 25–30 мг/т и даже 89 г/т (табл. 1, проба 18). Это в 3–8 раз и более превышает кларк золота в основных породах — базальтах и габбро, равный 4 мг/т [5].
| № п/п | Элементы, г/т | ||||||||||||||||||||
| La | Ce | Nd | Sm | Eu | Gd | Tb | Yb | Lu | Ag | Au* | Sc | Cr | Co | Sb | Cs | Ba | Hf | Ta | Th | U | |
| 1 | 1,2 | 3,2 | 1,93 | 0,47 | 0,55 | 1,03 | 0,43 | 1,27 | 0,32 | 1,2 | 3,83(5,71) | 0,04 | 89,6 | 36,6 | 1,52 | 2,29 | 350 | 0,69 | 0,02 | 0,1 | 0,28 |
| 2 | 1,2 | 3,5 | <2,00 | 0,19 | 0,44 | 0,19 | 0,35 | 1,02 | 0,25 | <0,1 | 0,182(0,364) | 40,2 | 69,4 | 41,7 | 2,11 | 2,04 | 669 | 0,7 | 0,01 | 0,11 | 0,54 |
| 3 | 1,2 | 3,2 | 1,28 | 0,94 | 0,45 | 1,89 | 0,35 | 1,71 | 0,3 | 0,5 | 0,596(0,63) | 34,4 | 107,9 | 34,8 | 2,23 | 1,76 | 170 | 0,62 | 0,01 | 0,12 | 0,28 |
| 4 | 0,52 | 1,8 | 0,92 | 0,75 | 0,41 | 0,34 | 0,51 | 1,5 | 0,36 | 5,9 | 23,4(13,4) | 38,8 | 79,5 | 53,7 | 2,66 | 1,97 | 422 | 0,74 | <0,01 | 0,07 | <0,05 |
| 5 | 1,01 | 4,6 | <2,00 | 1,2 | 0,64 | 1,72 | 0,54 | 2,01 | 0,37 | 1,7 | 2,70(3,01) | 44,3 | 52,9 | 38,4 | 0,96 | 1,81 | 150 | 1,31 | 0,04 | 0,1 | <0,05 |
| 6 | 0,88 | 2 | 5,07 | 0,61 | 0,35 | 0,98 | 0,23 | 0,92 | 0,22 | <0,1 | 0,122(1,02) | 40,1 | 42,3 | 28,6 | 1,76 | 1,76 | 232 | 0,53 | <0,01 | 0,04 | <0,05 |
| 7 | 0,67 | 2,2 | 1,61 | 1,01 | 0,58 | 1,04 | 0,46 | 1,23 | 0,26 | 0,3 | 0,022(0,014) | 40,5 | 107,4 | 46 | 1,76 | 1,63 | 186 | 0,84 | <0,01 | 0,02 | 0,05 |
| 8 | 0,69 | 2,5 | 2,64 | 0,79 | 0,34 | 0,2 | 0,28 | 1,02 | 0,31 | 0,3 | 0,092(0,047) | 34,2 | 136,4 | 38 | 1,5 | 3,2 | 218 | 0,56 | 0,02 | 0,05 | 0,39 |
| 9 | 0,78 | 2 | 1,98 | 0,5 | 0,36 | 1,27 | 0,23 | 0,99 | 0,17 | 0,1 | 0,047(0,037) | 32,4 | 175,1 | 33,8 | 1,09 | 2,34 | 123 | 0,61 | <0,01 | 0,09 | 0,37 |
| 10 | 0,61 | 2,2 | <2,00 | 0,69 | 0,46 | 0,21 | 0,34 | 1,24 | 0,26 | 1,1 | 0,017(0,061) | 37,9 | 118,3 | 39,7 | 2,1 | 1,92 | 97 | 0,67 | <0,01 | 0,02 | 0,23 |
| 11 | 0,86 | 2,5 | 0,03 | 0,66 | 0,42 | 0,01 | 0,34 | 1,29 | 0,54 | <0,1 | 0,086(0,075) | 34,8 | 97,7 | 32,8 | 1,01 | 2,02 | 367 | 0,63 | 0,01 | 0,09 | 0,31 |
| 12 | 0,78 | 2,6 | 2,9 | 0,66 | 0,46 | 0,51 | 0,17 | 1,31 | 0,18 | <0,1 | 0,087(0,061) | 35,2 | 68,2 | 34,4 | 1,5 | 2,53 | 390 | 0,63 | <0,01 | 0,07 | <0,05 |
| 13 | 1,4 | 3,8 | 0,41 | 1,2 | 0,49 | 2,01 | 0,36 | 1,5 | 0,28 | <0,1 | 0,039(0,079) | 39,7 | 96 | 37,3 | 1,52 | 1,34 | 89 | 0,72 | 0,04 | 0,16 | <0,05 |
| 14 | 1,2 | 4,3 | 0,81 | 0,99 | 0,6 | 1,75 | 0,46 | 1,2 | 0,36 | <0,1 | 0,064(0,073) | 37,6 | 129,9 | 29,8 | 1,04 | 1,28 | 128 | 1,09 | <0,01 | 0,18 | 0,49 |
| 15 | <0,10 | 2,4 | 4,08 | 0,57 | 0,53 | 0,97 | 0,32 | 0,37 | 0,36 | <0,1 | 0,025(0,032) | 38,4 | 185 | 37 | 1,54 | 1,27 | 72 | 0,64 | <0,01 | <0,02 | 0,09 |
| 16 | 0,56 | 1,9 | <2,00 | 0,67 | 0,37 | 0,8 | 0,34 | 1,2 | 0,21 | <0,1 | <0,003(0,006) | 33,7 | 186,7 | 32,3 | 0,55 | 0,63 | 61 | 0,62 | <0,01 | 0,05 | 0,35 |
| 17 | 1,2 | 3,3 | 4,49 | 1,7 | 0,7 | 1,55 | 0,53 | 2,1 | 0,32 | <0,1 | <0,003(0,028) | 46,8 | 174,8 | 44,5 | 4,97 | <0,10 | 17 | 0,98 | <0,01 | 0,12 | 0,2 |
| 18 | 14,7 | 29 | 9,68 | 4,1 | 2,07 | 4,42 | 1,01 | 3,3 | 0,54 | <0,1 | 0,083(0,110) | 31,7 | 47,5 | 44,5 | 1,47 | 0,28 | 57 | 3,62 | 0,43 | 1,49 | 0,49 |
| 19 | 18,1 | 38,9 | 25,34 | 5,3 | 2,6 | 3,98 | 1,2 | 4,01 | 0,63 | <0,1 | 0,007(0,018) | 31,8 | 36,8 | 49,7 | 1,22 | 0,18 | <20 | 4,42 | 0,53 | 2,56 | 0,96 |
Табл. 1. Содержания редкоземельных элементов (РЗЭ) и элементов-примесей в графитсодержащих золоторудных (1–6; Au = 0,36–13,4 г/т) и золотосодержащих (7–17; Au = 0,006–0,079 г/т) метасоматитах, а также метагаббро (18,19) Кедровского проявления по данным нейтронно-активационного анализа
Содержания золота определялись в навесках 7,0 и 0,2 г. Содержания золота в навесках 0,2 г заключены в скобки.
В соответствии с существующей классификацией [22; 8] среди элементов-примесей>1 были выделены следующие группы:
- редкоземельные элементы (РЗЭ) (или в английском варианте REE): La>2), Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm,Yb, Lu. Иногда в эту группу включают Y, атомный вес которо-го близок к РЗЭ. Cреди РЗЭ выделяются легкие (ЛРЗЭ) — La, Ce, Pr, Nd, средние (СРЗЭ) — Sm, Eu, Gd, Tb, Dy и тяжелые (ТРЗЭ) — Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu и Ho;
- элементы с высокозарядными ионами (ВЗИ) — Sc, Y, Th, U, Pb, Hf, Ti, Zr, Nb, Ta;
- крупноионные литофилы (КИЛ) — K, Rb, Sr, Cs, Ba, добавляются Eu и Pb. Эти элементы характеризуются большим ионным радиусом и низ-ким зарядом (валентность 1, реже 2) и наибольшей подвижностью в разнообразных геологических процессах;
- транзитные элементы — Sc, Cr, Co;
- благородные металлы — Au, Ag.
Редкоземельные элементы (РЗЭ)
Все РЗЭ имеют близкие химические и физические характеристики. Обычно они образуют ионы с зарядом +3, радиус которых уменьшается с увеличением атомного номера от 1,16 Å для лантана (Z=57) до 0,98 Å у лютеция (Z=71). Однако отдельные элементы могут иметь валентность, отличающуюся от трех. К ним относятся Сe и Eu, образующие Се4+ и Eu2+.Одной из характеристик распределения РЗЭ в породе является Eu-аномалия, выражающая меру обеднения или обогащения европием относительно соседних РЗЭ — самария и гадолиния. Величина Eu-аномалии выражается отношением Еu/Еu* = ЕuN / [SmN* GdN], где Еu= ЕuN представляет собой измеренное содержание элемента в образце, а Еu* = SmN* GdN — теоретическое его содержание, рассчитанное на основе непрерывного спектра в области Sm-Еu-Gd [31]. Нижний индекс N указывает на нормализацию по хондриту содержания элемента. Значения отношения Еu/Еu* менее 0,95 указывают на истощение, а значения более 1,05 — на обогащение европием относительно Sm и Gd. Другой характеристикой распределения РЗЭ в породе является Ce-аномалия (Ce/Ce*= CeN/((2LaN+SmN)/3)), отражающая меру обогащения или обеднения церием относительно лантана и самария.
Важная геохимическая особенность РЗЭ состоит в том, что они являются одними из наименее подвижных элементов. На подвижность их слабо влияют процессы метаморфизма, вследствие чего содержания и характер распределения РЗЭ наиболее точно отражают состав магматического или осадочного протолита метаморфических пород. РЗЭ также служат чувствительным индикатором переноса вещества из мантии в земную кору, что позволяет использовать их для воссоздания палеогеодинамических обстановок формирования пород.
Для изучения особенностей распределения РЗЭ и других элементов-примесей в графитсодержащих золотоносных метасоматитах и вмещающих породах Кедровского золоторудного проявления результаты нейтронно-активационного анализа пород были сгруппированы в три выборки, включающие золоторудные метасоматиты (см. табл. 1, пробы 1-6), золотосодержащие метасоматиты (пробы 7-17) и вмещающие метагаббро (пробы 18, 19). Кроме того, для сравнения были использованы также данные нейтронно-активационного анализа вмещающих аповулканитовых сланцев калтасского метаморфического комплекса раннего рифея [30].
Диграммы распределения РЗЭ в золотоносных метасоматитах Кедровского проявления и вмещающих их метагаббро и аповулканитовых сланцах калтасского зеленосланцевого комплекса раннего рифея приведены на рисунке 1. При анализе диаграмм обращает на себя внимание пилообразный характер трендов РЗЭ (рис. 1, а). Это связано с тем, что редкоземельные элементы с четными атомными номерами, к которым относятся Ce, Nd, Sm, Gd, Yb, более стабильны, чем элементы с нечетными номерами — La, Eu, Lu, и поэтому в природных объектах они встречаются в более высоких концентрациях. Для сглаживания трендов РЗЭ пользуются процедурой нормализации элементов по стандарту, в качестве которого часто используется хондритовый метеорит или примитивная мантия [22; 31].
Рис. 1. Средние содержания РЗЭ (а) и их значения, нормированные по хондриту (б), в золотоносных метасоматитах и вмещающих метаморфических сланцах Федоровско-Магызы-Калтасской зоны (Кузнецкий Алатау).
1 — аповулканитовые сланцы калтасского зеленосланцевого комплекса раннего рифея, руч. Б. Удила; 2, 3 — аповулканитовые сланцы нижней (2) и верхней (3) толщ калтасского зеленосланцевого комплекса, Калтасское золоторудное проявление, руч. Калтас; 4 — метагаббро, Кедровское золоторудное проявление; 5, 6 — золоторудные (5) и золотосодержащие (6) апогаббровые метасоматиты, Кедровское проявление; 7 — хондриты [22]; 8 — первичная (неистощенная) мантия по Андерсену [22]; 9, 10 — апогаббровые золотоносные березиты, месторождение Баладжал Западной Калбы (Восточный Казахстан) [1].
Диаграмма распределения РЗЭ, нормализованных по хондриту, на которую вынесены тренды золотоносных апогаббровых метасоматитов, рудовмещающих метагаббро и вмещающих аповулканитовых сланцев калтасского метаморфического комплекса, отражена на рисунке 1, б. Она наглядно иллюстрирует ряд следующих закономерностей. Рассмотрим их.
1. По содержанию РЗЭ золотоносные метасоматиты наиболее близки к составу первичной (неистощенной) мантии (рис. 1).
2. По характеру наклона трендов, нормированных по хондриту средних содержаний РЗЭ, на Кедровском золоторудном проявлении выделяются две группы пород. В первую группу входят золотоносные березитоподобные метасоматиты, тренды которых имеют положительный наклон (рис. 1, б). К второй группе относятся вмещающие метаморфические породы, имеющие отрицательный наклон трендов.
3. В каждой из выделенных групп пород тренды распределения РЗЭ характеризуются субпараллельной ориентировкой (рис. 1, б), что свидетельствует о наличии геохимического родства между породами внутри каждой группы, тогда как между породами разных групп такое родство отсутствует. Обращеет внимание особенно высокая степень геохимического сходства между золоторудными и золотосодержащими метасоматитами Кедровского проявления (табл. 1, рис. 1, б). Это позволяет предполагать, что различия в их золотоносности обусловлены не различиями термодинамических условий образования метасоматитов, а локальными хаотическими нарушениями физико-химических параметров в потоке рудоносных флюидов в связи с резки-ми изменениями механических, химических, структурных свойств среды рудоотложения. Известно, что в сланцеватых породах скорость переноса флюидных компонентов по сланцеватости в условиях высоких температур и давлений на несколько порядков превышает скорость диффузионного переноса [19]. Принимая это во внимание, можно предположить, что в сланцеватых золотоносных метасоматитах неравномерность распределения стонкодисперсного золота была обусловлена явлением турбулентности в потоке рудоносных флюидов. В результате этого явления гидродинамические и термодинамические характеристики потока, такие как скорость, температура, давление, плотность и концентрация компонентов, испытывают хаотические флуктуации и потому изменяются от точки к точке и во времени нерегулярно. Это могло привести к распаду растворимых соединений золота и осаждению его на локальных участках в виде тонкодисперсной примеси.
4. Золотоносные метасоматиты и вмещающие породы Кедровского проявления различаются по суммарному содержанию РЗЭ, которое в метасоматитах составляет 9,55–10,23 г/т, во вмещающих метагаббро 84,45 г/т, а в аповулканитовых метаморфических сланцах 39,88–214,70 г/т (табл. 1). По-видимому, установленные различия были обусловнены низким содержанием лантаноидов в рудоносных флюидах и как следствие выносом их из вмещающих пород при метасоматозе. Переход лантаноидов в относительно подвижное состояние возможен при абсолютном избытке флюида, например при отношении флюид/порода не менее 103 [13]. Интересно отметить, что, например, по сравнению с золотоносными березитоподобными метасоматитами Кедровского проявления, березиты золоторудного месторождения Баладжал (Восточный Казахстан), для которых предполагается коровый магматогенный источник флюидов [1], более обогащены РЗЭ, суммарное содержание которых составляет 69,49–75,49 г/т (табл. 2, пробы 9, 10).
| № п/п | La | Ce | Nd | Sm | Eu | Gd | Tb | Yb | Lu | Σ | Eu/Eu* | Ce/Ce* | LaN/LuN |
| 1 | 14,75 | 25,5 | 30,91 | 4,41 | 1,83 | 5 | 0,88 | 2,51 | 0,63 | 86,41 | 1,19 | 0,8 | 2,42 |
| 2 | 41,39 | 88,19 | 50,2 | 12,36 | 4,3 | 12,31 | 1,98 | 3,55 | 0,43 | 214,7 | 1,06 | 0,99 | 9,88 |
| 3 | 6,23 | 14,36 | 8,8 | 2,55 | 1,15 | 3,26 | 0,71 | 2,39 | 0,41 | 39,88 | 1,22 | 1 | 1,59 |
| 4 | 16,4 | 33,96 | 17,51 | 4,7 | 2,33 | 4,2 | 1,11 | 3,66 | 0,59 | 84,45 | 1,6 | 0,97 | 2,9 |
| 5 | 1 | 3,06 | 1,87 | 0,69 | 0,47 | 1,03 | 0,4 | 1,41 | 0,3 | 10,23 | 1,71 | 1,13 | 0,34 |
| 6 | 0,8 | 2,7 | 1,9 | 0,86 | 0,48 | 0,94 | 0,35 | 1,22 | 0,3 | 9,55 | 1,65 | 1,05 | 0,28 |
| 7 | 0,37 | 0,96 | 0,71 | 0,23 | 0,09 | 0,31 | 0,06 | 0,25 | 0,04 | 3 | 1 | 1 | 1 |
8 |
0,57 | 1,4 | 1,02 | 0,32 | 0,13 | 0,31 | 0,09 | 0,32 | 0,06 | 4,22 | 1,27 | 0,98 | 0,98 |
| 9 | 11,4 | 30,3 | 19,7 | 4,67 | 1,68 | 4,63 | 0,72 | 2,08 | 0,31 | 75,49 | 1,1 | 1,15 | 3,81 |
| 10 | 12,9 | 30,4 | 16,1 | 3,55 | 1,16 | 3,2 | 0,48 | 1,49 | 0,21 | 69,49 | 1,05 | 1,11 | 6,36 |
Табл. 2. Средние содержания РЗЭ в золотоносных метасоматитах и вмещающих породах Калтасского и Кедровского золоторудных проявлений Федоровско-Магызы-Калтасской зоны
1 — аповулканитовые сланцы калтасского зеленосланцевого комплекса раннего рифея, руч. Б. Удила; 2, 3 — аповулканитовые сланцы нижней (2) и верхней (3) толщ калтасского зеленосланцевого комплекса, Калтасское золоторудное проявление, руч. Калтас; 4 — метагаббро, Кедровское золоторудное проявление; 5, 6 — золоторудные (5) и золотосодержащие (6) апогаббровые метасоматиты, Кедровское проявление; 7 — хондриты [22]; 8 — первичная (неистощенная) мантия по Андерсену [22]; 9, 10 — золотоносные березиты, месторождение Баладжал (Восточный Казахстан) [1].
6. Золотоносные березитоподобные метасоматиты Кедровского проявления отличаются от вмещающих метагаббро и аповулканитовых метаморфических сланцев высокими положительными значениями Eu-аномалии. В золоторудных и золотосодержащих метасоматитах величина Eu-аномалии составляет соответственно 1,71 и 1,65, тогда как в метагаббро — 1,6, а в аповулканитовых сланцах 1,06–1,22 (табл. 2). По мнению [4] повышенные значения величины Eu-аномалии в породе свидетельствуют о высокой восстановленности флюида, сформировавшего ее, и об относительно повышенном содержании в составе европия иона Eu2+ в связи с пере-ходом Eu3+ → Eu2+. Поскольку величина ионного радиуса Eu2+ составляет 1,25 Å, а у иона Na1+ 1,18 Å [31], ион Eu2+ может накапливатья в метасоматите в результате гетеровалентного изоморфного замещения типа Eu2+ → Na1+, например в альбите, который является одним из распространенных породообразующих минералов метасоматитов. Более того, согласно [13], отношение суммарных концентраций Eu2+ и Eu3+, т.е. величина Eu2+ / Eu3+ в экспериментальном флюиде, приближающемся по составу к реальному, при температуре 350 °С возрастает с повышением щелочности флюидов. Из этого следует, что повышенное содержание Eu2+ и высокое значение Eu-аномалии в золотоносных метасоматитах Кедровского проявления могут быть обусловлены формированием их в восстановительной слабощелочной обстановке. Подтверждением тому является высокое содержание карбонатов в составе метасоматитов и постоянное присутствие в них примеси графита и сульфидов. Интересно отметить, что величина Eu-аномалии в березитах месторождения Баладжал (Восточный Казахстан), сформировавшихся при участии коровых магматогенных флюидов, составляет всего 1,05–1,10 (табл. 2).
7. В отличие от Eu-аномалии значения Ce-аномалии в золотоносных метасоматитах и вмещающих метаморфических породах Кедровского проявления изменяются в узких пределах. Величина Ce-аномалии в золотоносных метасоматитах составляет 1,05–1,13, тогда как в метагаббро 0,97, а в аповулканитовых сланцах 0,80–1,00. Из этого следует, что по величине не только Eu-аномалии, но и Се-аномалии золотоносные метасоматиты Кедровского проявления отличаются от вмещающих пород, что свидетельствует о специфике условий их формирования.
При метасоматозе, протекающем в природе в условиях, близких к условиям термодинамического равновесия, возникающие минеральные парагенезисы максимально унаследуют состав флюида не только в отношении петрогенных компонентов, но и элементов-примесей. В связи с этим близость золотоносных метасоматитов и примитивной мантии по содержанию и характеру распределения РЗЭ может рассматриваться как аргумент, свидетельствующий об участии мантийных (интрателлурических) флюидов в процессах корового рудогенеза.
Элементы-примеси, сосуществующие с РЗЭ
Как отмечено выше, в составе золотоносных метасоматитов Кедровского участка помимо РЗЭ содержатся другие группы элементов-примесей. В эти группы входят: элементы с высокозарядными ионами (ВЗИ) — Hf ,Ta Th, Sc и U, крупноионные литофилы (КИЛ) — Cs, Ba, Eu, транзитные элементы — Cr, Co и, наконец, благородные металлы — Au и Аg. Содержания этих элементов в золотоносных метасоматитах Кедровского рудопроявления приведены в таблице 1 и отражены на диаграммах (рис. 2). Элементы с высокозарядными ионами (ВЗИ), которые наиболее близки по химическим свойствам к РЗЭ, обладают и схожим с ними характером распределения. По содержанию Hf ,Ta, Th и Sc, как и РЗЭ, золотоносные метасоматиты наиболее близки к хондриту и примитивной мантии (рис. 2). Элементы с высокозарядными ионами, так же как и РЗЭ, относятся к несовместимым (некогерентным) элементам [12]. В условиях ультраосновного состава мантии эти элементы, из-за несходства ионных радиусов и валентностей с петрогенными элементами породообразующих минералов, не могут входить в их состав в качестве изоморфных примесей. Вследствие этого несовместимые элементы легко фракционируют, переходя в расплав или флюид, в составе которых они выносятся в земную кору в ходе магматической или гидротермальной деятельности. Предполагается, что низкое содержание в золотоносных метасоматитах элементов-примесей, представленных высокозарядными ионами, так же как и редкоземельных элементов, является следствием низкого содержания этих элементов в рудогенерирующих флюидах, имеющих мантийную природу. Следует отметить, что как редкоземельные элементы (РЗЭ), так и элементы с высокозарядными ионами (ВЗИ) по классификации В.М. Гольдшмита относятся к одной группе — группе литофилов [24].
Рис. 2. Средние содержания элементов-примесей (а) и их значения, нормированные по хондриту (б), в золотоносных метасоматитах и вмещающих метаморфических сланцах Федоровско-Магызы-Калтасской зоны (Кузнецкий Алатау)
1 — аповулканитовые сланцы калтасского зеленосланцевого комплекса раннего рифея, руч. Б. Удила; 2, 3 — аповулканитовые сланцы нижней (2) и верхней (3) толщ калтасского зеленосланцевого комплекса, Калтасское золоторудное проявление, руч. Калтас; 4 — метагаббро, Кедровское золоторудное проявление; 5, 6 — золоторудные (5) и золотосодержащие (6) апогаббровые метасоматиты, Кедровское проявление; 7 — хондриты [22]; 8 — первичная (неистощенная) мантия по Андерсену [22]
В отличие от литофилов, для которых в природных соединениях характерна связь с кислородом, халькофилы часто образуют ковалентные связи с серой. В приведенных данных нейтронно-активационного анализа золотоносных метасоматитов халькофилы представлены Sb и Ag (табл. 1, рис. 2). Концентраторами их служат блеклые руды, в частности тетраэдрит и фрейбергит. Из других халькофилов в метасоматитах установлены Сu, Pb, Zn, As. Они входят в состав довольно большой группы минералов, представленных сульфидами — халькопиритом, сфалеритом, галенитом, арсенопиритом и др.
Золотоносные метасоматиты отличаются от хондритов и примитивной мантии низким содержанием транзитных элементов — Co и Cr (табл. 2, рис. 2), из которых первый относится к литофилам, а второй — к сидерофилам. Низкие содержания этих элементов в метасоматитах могут быть связано с тем, что сформировавшие их мантийные флюиды зарождались в условиях, когда первичная мантия не подвергалась плавлению. Поскольку Cr и Co входят в состав породообразующих минералов мантии — оливина, клинопироксена, граната, роговой обманки в качестве изоморфных примесей, они не могли извлекаться во флюид в значительных количествах. Можно также предположить, что по причине незначительной степени плавления первичной мантии, Cr и Co не могли концентрироваться в значительных количествах в возникающем магматическом расплаве, чем обусловлены низкие содержания транзитных элементов в метагаббро и метавулканитах вмещающей толщи. Если исходить из того, что в первичной мантии содержание Cr составляет 2345 г/т [22], а коэффициент распределения Cr в системе мантия/расплав, вплоть до 50 % парциального плавлении мантии, равен 3 [12], то содержание Cr в первичных магмах должно составлять 2345:3 =~ 800 г/т. В аповулканитовых сланцах рудовмещающей толщи, протолитом которых служили вулканические породы преимущественно основного, реже ультраосновного состава, содержание Сr не превышает 186,7 г/т (табл. 1). Это может быть следствием низкой степени парциального плавления мантии.
Выполненный анализ состава и характера распределения элементов-примесей в золотоносных метасоматитах свидетельствует о наличии в них геохимически «несовместимых» элементов, представленных, с одной стороны, литофилами, а с другой — сидерофилами. Такое сочетание свидетельствует о слабой геохимической дифференцированности флюидной системы, что характерно для высокоуглеродистых восстановленных флюидных систем, имеющих мантийую природу [20]. В результате функционирования одной из таких систем были сформированы золотоносные метасоматиты Кедровского проявления, о чем свидетельствует постоянное присутствие в них парагенезиса графит + карбонаты (анкерит, сидерит, кальцит), в котором углерод графита и карбонатов характеризуются мантийной изотопией [37; 38]. Формирование парагенезиса связано с окислением восстановленных мантийных флюидов в условиях земной коры и повышением в них фугитивности СО2, сопровождающимся разложением СО, СН4 и других восстановленных компонентов. Это приводило к отложению в близком временном интервале карбонатов и самородного углерода в виде графита.
Увеличение фугитивности СО2 в мантийных флюидах сопровождалось не только повышением степени их окисленности, но и возрастанием кислотности флюидов. Этому способствовало охлаждение флюидов, сопровождаемое конденсацией летучих, среди которых резко преобладали кислотные компоненты (СО2, HCl, Н2 и F), и переходом летучих из газовой фазы в жидкую [16].
В процессе эволюции глубинных флюидов изменялись такие их термодинамические параметры, как температура, кислотность-щелочность (рН) и окислительно-восстановительный потенциал (Eh), в частности фугитивность кислорода (fO2). Согласно экспериментальным данным именно эти параметры, наряду концентрациями во флюидах основных комплексообразователей — Cl-иона и сульфидной серы, обусловливают перенос и отложение в природных условиях золота, ртути, свинца, цинка и других рудных элементов. Это наглядно иллюстрируют диаграммы растворимости золота в гидротермальных растворах, из которых следует, что при температурах 250 и 320 °С максимальных значений концентрация золота в растворе достигает при значениях lgfO2 =~ -35 и =~ -26 соответственно, отвечающих границе полей устойчивости пирита и магнетита в интервале рН=7-9 (рис. 3).
Рис. 3. Растворимость золота в зависимости от pH и lgf O2 в растворе.
а: Т = 250 °С, Σ S = 6,6·10–3 m [48]; б: Т = 320 °С, Σ S = 7·10–3 m [47]: 1 — границы полей устойчивости минералов железа; 2 — изолинии концентраций золота в растворе (ppm);
3 — границы равных концентраций различных форм серы в растворе
Гипотеза о мантийной природе рудоносных флюидов позволяет рассматривать процесс формирования золоторудных объектов Федоровско-Магызы-Калтасской зоны с позиций нелинейной металлогении [41] в рамках модели флюидного мантийно-корового рудогенеза. Согласно этой модели мантийные (интрателлурические) флюиды принимают непосредственное участие в процессах корового рудогенеза и формирования в земной коре «мантийных» (по классификации [41]) месторождений полезных ископаемых.
Участие мантийных интрателлурических флюидов в процессах корового петро- и рудогенеза признается многими исследователями. При этом одни считают, что эти флюиды, проникая в земную кору, принимают непосредственное участие в коровом рудогенезе [23; 19]. Другие отстаивают трансмагматическую природу мантийных флюидов, парагененетически связывая их с магмой, которая рассматривается в качестве проводника флюидов через мантию и земную кору, обеспечивая их сохранность [14; 17]. Как отмечает Д.С. Коржинский [15], «поля эндогенного оруденения связаны не обязательно с крупными интрузиями гранитоидов, но и с крупными разломами, вдоль которых проявляются потоки восходящих растворов. Это трансмагматические потоки, которые первоначально вызывают магматическое замещение, а при угасании потоков и кристаллизации магмы они принимают участие в постмагматических процессах вместе с остаточными растворами магм». Наконец, третьи предлагают заменить термин «трансмагматические растворы» менее определенным термином «интрателлурические потоки» или «интрателлурические растворы», допуская что трансмагматическими они становятся лишь в частном случае, когда проводником их служит магма [18; 23]. Точка зрения о доминирующей роли мантийных флюидов в процессах корового рудогенеза нашла отражение в недавно опубликованной монографии, посвященной золотопродуктивным и сопутствующим метасоматическим формациям Урала [27].
На возможность участия мантийных (интрателлурических) флюидов в формировании Кедровского и других золоторудных проявлений Федоровско-Магызы-Калтасской структурно-металлогенической зоны указывают следующие особенности их геотектонической позиции, геологического строения и вещественного состава:
- размещение в краевой зоне крупной (радиусом 400 км) кольцевой морфоструктуры центрального типа, возникшей в результате проявления в раннем рифее масштабной плюмтектоники и сопутствующего ей континентального рифтогенеза [33; 40];
- пространственная приуроченность к глубинному разлому, представляющему дуплекс растяжения морфоструктуры;
- повышенная золотоноснось рудовмещающей зеленосланцевой толщи, протолитом которой служили вулканические породы — продукты мантийного магматизма;
- близость состава золотоносных метасоматитов к примитивной мантии по содержаниию и характеру распределения РЗЭ и крупноионныъх литофилов (КИЛ);
- восстановительные условия образования золотоносных метасоматитов, высокие положительные значения в них Eu- и Ce-аномалий, постоянное присутствие парагенезиса графит + карбонаты (анкерит, сидерит, кальцит);
- мантийная изотопия углерода графита и карбонатов [37; 38], а также серы сульфидов, входящих в состав золотоносных метасомати-тов;
- наличие в золотоносных метасоматитах и гидротермалитах самородных элементов (палладий, висмут, платина в россыпях);
- низкая степень геохимической дифференциации элементов-примесей в метасоматитах, характерная для глубинных высокоуглеродистых флюидных систем;
- сходство золотоносных метасоматитов с графитсодержащими синтектоническими метасоматитами зон глубинных разломов, которые формировались в земной коре в условиях интенсивного массопереноса восстановленными мантийными флюидами петрогенных и рудных компонентов.
Особенности флюидного мантийно-корового рудогенеза
Разработка модели флюидногомантийно-корового рудогенеза, протекающего при участии интрателлурических флюидов, наталкивается на ряд серьезных затруднений. Одно из них состоит в оценке фактора давления, поскольку перемещение вещества из высокотемпературной и высокобарной мантийной области питания в коровую область рудоотложения должно сопровождаться изменением свойств не только химических соединений, но и входящих в их состав атомов в связи с перестройкой электронной структуры последних. Деформация атомов под действием высоких давлений сопровождается переходом электронов с одних энергетических оболочек на другие, дозволенные принципом запрета Паули. Это приводит к явлению электронной изомерии атомов, т. е. к появлению атомов-изомеров, имеющих тот же электронный состав, но иное расположение электронов и, следовательно, другие физико-химические их свойства [10].Исследование спектров многоэлектронных атомов, к которым относятся и РЗЭ, показало, что явление электронной изомерии в них сопровождается энергетическими переходами не всех электронов, находящихся в атоме, а лишь их внешних — оптических (валентных) — электронов, т. е. тех, которые входят в d- и ƒ-подгруппы первой и второй предвнешних оболочек [6].
Удивительное фазовое превращение при давлении 7,6 кбар и комнатной температуре претерпевает такой редкоземельный элемент, как церий: объем его скачкообразно сокращается при неизменной симметрии кристаллической структуры — гранецентрированного куба. Параметр решетки α = 0,5150 нм резко уменьшается до 0,4810 нм. Очевидно, фазовый переход в церии происходит потому, что высокое давление выжимает электрон из подгруппы 4ƒ в близкую по энергетическому уровню подгруппу 5d. Предполагается, что после такого перехода церий будет проявлять только валентность +4, в то время как обычно он имеет валентность +3 и реже +4 [9].
Явление электронной изомерии отчетливо проявляются в атомах цезия. На кривой сжимаемости этого элемента при давлении порядка 40 кбар видны два близко расположенных скачка объема (рис. 4). Рентгеновские исследования кристаллической структуры фазы высокого давления Cs III позволяет установить, что, как и Cs II, она является кубической гранецентрированной, но с меньшим значением параметра элементарной ячейки: α = 0,5984 нм для Cs II при Р = 41 кбар; α = 0,5800 нм для Cs III при Р = 42,2 кбар.
Рис. 4. Результаты исследования цезия под давлением: а — относительное изменение объема; б — зависимость энергии 6s- и 5d-уровней от сжатия; в — фазовая диаграмма
Сохранность типа кристаллической решетки цезия свидетельствует об изоструктурном характере фазового перехода, в процессе которого дальнейшее сокращение объема в рамках плотнейшей кубической упаковки достигалось за счет уменьшения размеров атомов цезия вследствии имевшего в них место электронного перехода 6s → 5d. При нормальном давлении и относительно небольшом сжатии положение электронов в подгруппе 6s является более устойчивым, чем в подгруппе 5d, поскольку ему отвечает меньшее значение энергии. Однако энергия 6s-подгруппы очень быстро уменьшается при сжатии (рис. 4, б) и при больших давлениях энергетически более выгодным становится переход электронов в подгруппу 5d [25]. Но если это так, то цезий теряет свойства щелочного металла с валентностью +1 и приобретает свойства благородного газа, что как будто подтверждается резким увеличением его электросопротивления [9].На возможность электронной изомерии в атомах железа указывал В.А. Магницкий [21]. Весьма интересным элементом в этом отношении является также калий. Квантомеханические расчеты позволяют предполагать, что при высоких давлениях ионный радиус калия сопоставим с радиусом железа, а его электронная структура становится аналогичной структуре переходного металла [43]. Электронная изомерия атомов калия, возникающая в условиях высоких давлений, по-видимому, могла явиться одной из причин изоморфного вхождения его в кристаллическую решетку высокобарных клинопироксенов. Особенно показательны в этом отношении клинопироксены, ассоциирующие с алмазами, в которых постоянно обнаруживаются повышенные содержания калия, достигающие 0,3 мас. % K2O [28]. Экспериментально установлено, что при давлении до 32 кбар калий входит в состав пироксенов в весьма незначительных количествах — до 0,015 мас. % К2О [46], тогда как с возрастанием давления в интервале 40–100 кбар растворимость калия в клинопироксенах возрастает [50]. В высокобарных калийсодержащих пироксенах калий может быть связан в составе минала KFe3+Si2O6. Клинопироксены такого состава получены экспериментально А.Н. Винчеллом [26]. Рассмотренный пример с калием весьма показателен еще и в том плане, что он свидетельствует о возможности осуществления электронной изомерии не только в простых веществах, но и в химических соединениях, когда под действием высоко давления происходит изменение электронной структуры отдельных атомов в молекуле.
Явление электронной изомерии атомов в простых и сложных веществах обусловливает одну из важных геохимических особенностей флюидного мантийно-корового рудогенеза, которая состоит в том, что этот тип рудогенеза протекает в условиях неоднородного химизма. Причем если коровая область рудоотложения представляет зону нормального химизма, где свойства элементов следуют периодическому закону Менделеева, то мантийная область питания относится к зоне вырожденного химизма, в которой свойства элементов отклоняются от периодического закона. По мнению А.Ф. Капустинского [10], естественной границей между выделенными зонами является поверхность Мохоровичича. Выше этой поверхности располагается зона нормального химизма, ниже — вплоть до границы мантии с ядром — размещается зона вырожденного химизма.
Исследуя вопрос о положении границы, разделяющей зоны нормального и вырожденного химизма, необходимо учитывать два важных момента. Во-первых, это то, что «сжатие тел, приближающее их к нулевому объему, приводит к тем же результатам, что и охлаждение, приближающее изучаемую систему к абсолютному нулю температуры» [10]. Из вышесказанного следует, что действие на вещество температуры и давления является разнонаправленным. Во-вторых, значения температур и давлений в недрах Земли распределяются таким образом, что именно давление, а не температура является главным фактором, способствующим вырождению химических свойств элементов. Однако действие давления начинает сказываться только с определенной глубины. К оценке ее можно подойти, привлекая данные высокотемпературной кристаллохимии минералов. Используем для этой цели результаты исследования диопсида в интервалах температур от 0 до 1000 °С и давлений от 0 до 60 кбар, для которых объемный барический эквивалент термических деформаций диопсида, усредненный по структуре, составил -38 бар/град [44; 49; 32]. Это значит, что понижение давления на 38 бар изменяет объем диопсида так же, как повышение температуры на 1 °С и наоборот. Если на диаграмму, построенную в координатах температура-давление (глубина), вынести кривые геотермических градиентов и провести линию, наклон которой определяется величиной барического градиента пироксена, то эта линия пересечет кривую геотермического градиента для щитов в точке С, отвечающей глубине 160 км (рис. 5). Это означает, что начиная с этой глубины давление будет играть доминирующую роль, поскольку вызванное им сокращение объема пироксена не будет компенсироваться его расширением, обусловленным повышением температуры недр Земли с глубиной.
Рис. 5. Кривые барических эквивалентов термических деформаций минералов на схеме метаморфических фаций верхней мантии по Н.В. Соболеву [28]
1, 2 — геотермические градиенты для океанических областей (1) и для щитов (2) [45]; 3–5 — метаморфические субфации (3 — гранатизированных перидотитов; 4 — гроспидитов; 5 — коэситовых эклогитов); 6 — линия солидуса перидотита; 7–9 — кривые барических эквивалентов термических деформаций минералов (7 — диопсида [49]; 8 — оливина и 9 — лабрадора [29])
По-видимому, такой характер распределения РЗЭ в метасоматитах связан с особенностями генерации рудоносных флюидов, в качестве которых выступа-ли интрателлурические флюиды, формирующиеся в высокобарных условиях. Можно предположить, что в результате различий в изменении величины ионного радиуса тяжелых и легких РЗЭ, из-за проявления электронной изомерии атомов, происходило более значительное уменьшение ионного радиуса легких РЗЭ по сравнению с тяжелыми. Это обусловило повышение изоморфной емкости минеральных фаз мантийного субстрата в отношении легких РЗЭ, что затрудняло извлечение их в интрателлурический флюид и приводило к относительному обогащению флюида тяжелыми РЗЭ.
В заключение необходимо отметить следующее. Парадигма традиционной металлогении в значительной степени исчерпала себя. При прогнозировании и поисках рудных месторождений необходимо более широко использовать принципы и подходы нового направления геологической науки — нелинейной металлогении, согласно которой существует класс рудных месторождений, сформировавшихся в земной коре при непосредственном участии мантийных (интрателлурических) флюидов в процессе флюидного мантийно-корового рудогенеза. Как показали результаты поисковых работ на рудное золото, проведенных в пределах Федоровско-Магызы-Калтасской структурно-металлогенической зоны (Кузнецкий Алатау), следование принципам нелинейной металлогении и использование критериев флюидного мантийно-корового рудогенеза, оказалось весьма эффективным при проведении геолого-разведочных работ и оценке прогнозных ресурсов крупнообъемного золотооруденения нетрадиционного типа.
1. Ананьев Ю.С. Редкоземельные элементы в метасоматитах и рудах золоторудных месторождений Западной Калбы // Известия Томского политехнического университета. Т. 321. — №1 — Томск, 2012.
2. Белоножко Е.А. Лабораторно-технологические исследования руд Кедровского золоторудного проявления Федоровско-Кедровского рудного поля в Ортон-Балыксинском рудном районе (Республика Хакасия) // Геология, геофизика и минеральное сырьё Сибири: Материалы 1-й научно-практической конференции Т.1. — Новосибирск: СНИИТТиМС, 2014. — С. 21–24.
3. Белоножко Е.А. Кедровское рудопроявление Федоровско-Кедровского рудного поля в Ортон-Балыксинском рудном районе (Республика Хакасия) // Геология, геофизика и минеральное сырьё Сибири: Материалы второй научно-практической конференции Т.2. — Новосибирск: СНИИГГиМС, 2015 — С.120–122
4. Бортников Н.С., Гамянин Г.Н., Викентьева О.В., Прокофьев В.Ю., Алпатев В.А., Бахарев А.Г. Состав и происхождение флюидов в гидротермальной системе Нежданинского золоторудного месторождения (Саха-Якутия, Россия) // Геология рудных месторождений. — 2007. — Т. 49. — №2. — С. 99–105.
5. Войткевич Г.В., Мирошников А.Е., Поваренных А.С., Прохоров В.Г. Краткий справочник по геохимии. — М.: Недра, 1970. — 277 с.
6. Годовиков А.А. Орбитальные радиусы и свойства элементов. — Новосибирск: Наука, 1977. — 156 с.
7. Годовиков А.А. Минералогия. — М.: Недра, 1983. — 647 с.
8. Интерпретация геохимических данных: Учеб. пособие / Под ред. Е.В.Склярова. — М.: Интермет инжиниринг, 2001. — 287 с.
9. Калашников Я.И. Химические реакции при высоких давлениях // Журн. Всесоюз. хим. о-ва им. Д.И.Менделеева. — 1973. — Т. 18, № 1. — С. 61–72.
10. Капустинский А.Ф. К теории Земли // Вопросы геохимии и минералогии. — М.: Изд-во АН СССР, 1956. — С. 37–72.
11. Караганов В.В. Итоги работы государственной геологической службы за 2001 г. и приоритетные направления деятельности МПР России в развитиии минально-сырьевой базы россиии и ее континентального шельфа в 2002 г. // Минеральные ресурсы России. Экономика и управление. — 2002. — № 1–2. — С. 4–11.
12. Кокс К.Г., Белл Дж.Д., Панкхерст Р.Дж. Интерпретация изверженных горных пород. — М.: Недра, 1982. — 414 с.
13. Колонин Г.Р. Физико-химические особенности европия как возможного индикатора условий минералообразования // Доклады Академии Наук. — 2006. — Т. 408. — №4. — С. 508–511.
14. Коржинский Д.С. Проблемы петрографии магматических пород, связанные с сквозьмагматическими растворами и гранитизацией // Магматизм и связь с ним полезных ископаемых. — М.: Изд-во АН СССР, 1955.
15. Коржинский Д.С. Трансмагматические потоки растворов подкорового происхождения и их роль в магматизме и метаморфизме // Кора и верхняя мантия Земли: Международный геол. конгресс, XXIII сесия. Докл. сов. геологов. — М.: Наука, 1968. — С. 69–74.
16. Коржинский Д.С. Теоретические основы анализа парагенезисов минералов. — М.: Наука, 1973. — 288 с.
17. Коржинский Д.С., Зотов И.А., Перцев Н.Н. Трансмагматические флюиды, метамагматизм и рудообразование // Закономерности метамагматизма, метасоматоза и метаморфизма. — М.: Наука, 1987. — С. 5–28.
18. Кузнецов Ю.А., Изох Э.П. Геологические свидетельства интрателлурических потоков тепла и вещества как агентов метаморфизма и магмообразования // Проблемы петрологии и генетической минералогии. Т.1. — М.: Наука, 1969.
19. Летников Ф.А. Автономные флюидные системы континентальной земной коры // ДАН. — 2009. — Т. 427, № 6. — С. 810–813.
20. Летников Ф.А., Заячковский А.А., Летникова А.Ф. К вопросу о геохимической специализации глубинных высокоуглеродистых систем // ДАН. — 2010. — Т. 433, № 3. — С. 374–377.
21. Магницкий В.А. К вопросу о плотности и сжимаемости оболочки Земли // Вопросы космогонии. Т. 1. — М.: Изд-во АН СССР, 1952. — С. 15–33.
22. Методика геодинамического анализа при геологическом картировании / Г.С.Гусев, В.М.Минц, Д.И.Мусатов и др. — М.: Недра, 1991. — 203 с.
23. Овчинников Л.Н. Интрателлурические растворы, магматизм и рудообразование // Проблемы магматической геологии. — Новосибирск: Наука, 1973. — С. 318–329
24. Перельман А.И. Геохимия. — М.: Высшая школа, 1989. — 528 с.
25. Попова С.В., Бенделиани Н.А. Высокие давления. — М.: Наука, 1974. 168 с.
26. Породообразующие пироксены / Н.Л.Добрецов, Ю.Н.Кочкин, А.П.Кривенко, В.А.Кутолин. — М.: Наука, 1971. — 454 с.
27. Сазонов В.Н., Коротеев В.А. Основные золотопродуктивные и сопутствующие метасоматические формации Урала. — Екатеринбург, 2009. — 161с.
28. Соболев Н.В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. — Новосибирск: Наука, 1974. — 261 с.
29. Справочник физических констант горных пород / под ред. С.Кларка мл. — М.: Мир, 1969. — 543 с.
30. Схемы межрегиональной корреляции магматических и метаморфических комплексов Алтае-Саянской складчатой области и Енисейского кряжа / Отв. ред. В.Л.Хомичев. —
Новосибирск: Изд. СНИИГГиМС, 2002. — 178 с.
31. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. — М.: Мир, 1988. — 384 с.
32. Филатов С.К. Введение в высокотемпературную кристаллохимию // Кристаллохимия и структурный типоморфизм минералов. — Л.: Наука, 1985. — С. 21–56.
33. Шепель А.Б., Гавриленко М.Е., Лепилин В.П. Структурные аспекты корреляции метаморфических комплексов Алтае-Саянской складчатой области // Материалы региональной конференции геологов Сибири, Дальнего Востока и Северо-Востока России. Т.I. — Томск, 2000. — С. 90–92.
34. Шепель А.Б., Гавриленко М.Е. Перспективы золотоносности и поисков крупнообъемных месторождений золота нетрадиционного типа в докембрийских зеленосланцевых комплексах западной части Алтае-Саянской складчатой области // Золото Сибири и Дальнего Востока: геология, геохимия, технология, экономика, экология: Тез. Третьего Всероссийского симп. с международным участием. — Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2004. — С. 245–247.
35. Шепель А.Б., Гавриленко М.Е., Лепилин В.П., Белоножко Е.А. Перспективы поисков крупнообъемных золоторудных месторождений нетрадиционного типа в западной части Алтае-Саянской складчатой области // Геология и минерагения Сибири. — Новосибирск: Изд. СНИИГГиМС, 20101. — С. 33–45.
36. Шепель А.Б., Гавриленко М.Е., Лепилин В.П., Белоножко Е.А. Золотоносные синтектонические метасоматиты — руды крупнообъемных месторождений золота нетрадиционного типа // Геология и минерагения Сибири. — Новосибирск: Изд. СНИИГГиМС, 20102. — С. 45–56.
37. Шепель А.Б., Голышев С.И., Падалко Н.Л. и др. Изотопные исследования углерода и кислорода золоторудных проявлений Федоровско-Магызы-Калтасской зоны (Кузнецкий Алатау, Горная Шория) // XVIII симпозиум по геохимии изотопов имени академика А.П.Виноградова: Тез. докл. — М., 2007. — С. 289–290.
38. Шепель А.Б., Белоножко Е.А. Гавриленко М.Е. Поисковые критерии крупных большеобъемных золото-рудных месторождений нетрадиционного типа // ЗОЛОТО и технологии, № 2 . — М., 2015 — С. 96–104.
39. Шепель А.Б., Гавриленко М.Е. Нелинейная металлогения и большеобъемное золотооруденение нетрадиционного типа. Ч. I. // ГЕОЛОГИЯ и минерально-сырьевые ресурсы СИБИРИ, № 4. — Новосибирск: Изд. СНИИГГиМС, 2015 — С. 55–66.
40. Шепель А.Б., Гавриленко М.Е. Нелинейная металлогения и большеобъемное золотооруденение нетрадиционного типа. Ч. II. // ГЕОЛОГИЯ и минерально-сырьевые ресурсы СИБИРИ, № 1 — Новосибирск: Изд. СНИИГГиМС, 2016 — С. 71–85.
41. Щеглов А.Д., Говоров И.Н. Нелинейная металлогения и глубины Земли. — М.: Наука, 1985. — 324 с.
42. Черных А.И. Нетрадиционные источники золота западной части Алтае-Саянской складчатой области (АССО) // Золото Сибири и Дальнего Востока: геология, геохимия, технология, экономика, экология: Тез. Третьего Всероссийского симп. с международным участием. — Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2004. — С. 235–237.
43. Bukowinski M.S.T. The effect of pressure on the physics and chemistry of potassium // Geophys. Res. Lett. — 1976. — V. 3, N 8. — P. 491–494.
44. Cameron M., Sueno S., Prewitt C.T., Papike J.J. Hightemperature crystal chemistry of acmite, hedenbergite, jadeite, spodumene and ureyite // Amer. Miner. — 1973. — V. 58, N 5–6. — P. 594–618.
45. Clark S.P., Ringwood A.E. Density distribution and constitution of the Mantle // Rev. Geophys. — 1964. — V. 2. — P. 35–88.
46. Erlank A.J., Kushiro I. Potassium contents of synthetic pyroxenes at high temperature and pressure // Ann. Rept. Dir. Geophys. Lab., Carnegie Inst., 1968–1969. — Washington, D. C., 1970. — P. 233–236.
47. Hannington M.D., Peter J.M., Scott S.D. Gold in sea-floor polymetallic sulfide deposits // Econom.Geol. — 1986. — 81,8. — P. 1867–1883.
48. Kpupp R.E., Seward T.M. Rotokawa geothermal system, New Zeland:on active epithermal gold-depositing environment // Econ.Geol. — 1987. — Vol. 82. — P.1109 — 1139.
49. Levien L., Prewitt C.T. High-pressure structural study of diopside // Amer. Miner. — 1981. — V. 66, N 3–4. — P. 315–323.
50. Shimizu N. Potassium contents of synthetic clinopyroxenes at high pressures and temperatures // Earth and Planet. Sci. Lett. — 1971. — V. 11, N 5. — P. 374–380.
Опубликовано в журнале «Золото и технологии» , № 2 (36)/июнь 2017 г.
ЕЩЁ ИЗ ЭТОГО РАЗДЕЛА
