Изотопный состав кислорода воды рудообразующего флюида в зоне амфиболовых метасоматитов Сергеевского месторождения золота (Украинский щит)
The oxygen isotope composition of the ore forming fluid water in gold-bearing amphibole metasomatites has been investigated: δ18O H2O are +5.6...–7.1‰ in the temperature diapason of 350–130 °C. The mineralogical(dolomite-calcite) and isotopic (δ18O of quartz, carbonates, and water) zoning was found....
Збережено в:
| Дата: | 2007 |
|---|---|
| Автори: | , |
| Формат: | Стаття |
| Мова: | Russian |
| Опубліковано: |
Видавничий дім "Академперіодика" НАН України
2007
|
| Теми: | |
| Онлайн доступ: | http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/1624 |
| Теги: |
Додати тег
Немає тегів, Будьте першим, хто поставить тег для цього запису!
|
| Назва журналу: | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| Цитувати: | Изотопный состав кислорода воды рудообразующего флюида в зоне амфиболовых метасоматитов Сергеевского месторождения золота (Украинский щит) / Ю.А. Фомин, Ю.Н. Демихов // Доп. НАН України. — 2007. — N 2. — С. 131-137. — Библиогр.: 10 назв. — рус. |
Репозитарії
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine| id |
irk-123456789-1624 |
|---|---|
| record_format |
dspace |
| spelling |
irk-123456789-16242008-09-01T12:00:21Z Изотопный состав кислорода воды рудообразующего флюида в зоне амфиболовых метасоматитов Сергеевского месторождения золота (Украинский щит) Фомин, Ю.А. Демихов, Ю.Н. Науки про Землю The oxygen isotope composition of the ore forming fluid water in gold-bearing amphibole metasomatites has been investigated: δ18O H2O are +5.6...–7.1‰ in the temperature diapason of 350–130 °C. The mineralogical(dolomite-calcite) and isotopic (δ18O of quartz, carbonates, and water) zoning was found. The genetic connection of ores with the geochemical barrier under conditions of the lime and magnesium contact-metasomatic process is assumed. 2007 Article Изотопный состав кислорода воды рудообразующего флюида в зоне амфиболовых метасоматитов Сергеевского месторождения золота (Украинский щит) / Ю.А. Фомин, Ю.Н. Демихов // Доп. НАН України. — 2007. — N 2. — С. 131-137. — Библиогр.: 10 назв. — рус. 1025-6415 http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/1624 550.42:553.411 ru Видавничий дім "Академперіодика" НАН України |
| institution |
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| collection |
DSpace DC |
| language |
Russian |
| topic |
Науки про Землю Науки про Землю |
| spellingShingle |
Науки про Землю Науки про Землю Фомин, Ю.А. Демихов, Ю.Н. Изотопный состав кислорода воды рудообразующего флюида в зоне амфиболовых метасоматитов Сергеевского месторождения золота (Украинский щит) |
| description |
The oxygen isotope composition of the ore forming fluid water in gold-bearing amphibole metasomatites has been investigated: δ18O H2O are +5.6...–7.1‰ in the temperature diapason of 350–130 °C. The mineralogical(dolomite-calcite) and isotopic (δ18O of quartz, carbonates, and water) zoning was found. The genetic connection of ores with the geochemical barrier under conditions of the lime and magnesium contact-metasomatic process is assumed. |
| format |
Article |
| author |
Фомин, Ю.А. Демихов, Ю.Н. |
| author_facet |
Фомин, Ю.А. Демихов, Ю.Н. |
| author_sort |
Фомин, Ю.А. |
| title |
Изотопный состав кислорода воды рудообразующего флюида в зоне амфиболовых метасоматитов Сергеевского месторождения золота (Украинский щит) |
| title_short |
Изотопный состав кислорода воды рудообразующего флюида в зоне амфиболовых метасоматитов Сергеевского месторождения золота (Украинский щит) |
| title_full |
Изотопный состав кислорода воды рудообразующего флюида в зоне амфиболовых метасоматитов Сергеевского месторождения золота (Украинский щит) |
| title_fullStr |
Изотопный состав кислорода воды рудообразующего флюида в зоне амфиболовых метасоматитов Сергеевского месторождения золота (Украинский щит) |
| title_full_unstemmed |
Изотопный состав кислорода воды рудообразующего флюида в зоне амфиболовых метасоматитов Сергеевского месторождения золота (Украинский щит) |
| title_sort |
изотопный состав кислорода воды рудообразующего флюида в зоне амфиболовых метасоматитов сергеевского месторождения золота (украинский щит) |
| publisher |
Видавничий дім "Академперіодика" НАН України |
| publishDate |
2007 |
| topic_facet |
Науки про Землю |
| url |
http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/1624 |
| citation_txt |
Изотопный состав кислорода воды рудообразующего флюида в зоне амфиболовых метасоматитов Сергеевского месторождения золота (Украинский щит) / Ю.А. Фомин, Ю.Н. Демихов // Доп. НАН України. — 2007. — N 2. — С. 131-137. — Библиогр.: 10 назв. — рус. |
| work_keys_str_mv |
AT fominûa izotopnyjsostavkislorodavodyrudoobrazuûŝegoflûidavzoneamfibolovyhmetasomatitovsergeevskogomestoroždeniâzolotaukrainskijŝit AT demihovûn izotopnyjsostavkislorodavodyrudoobrazuûŝegoflûidavzoneamfibolovyhmetasomatitovsergeevskogomestoroždeniâzolotaukrainskijŝit |
| first_indexed |
2025-07-02T05:01:23Z |
| last_indexed |
2025-07-02T05:01:23Z |
| _version_ |
1836510068565082112 |
| fulltext |
кроцi iтерацiї (для кривих рис. 1) та 17-му кроцi iтерацiї (для кривих рис. 2). Той факт, що
для кожної областi крива знайденого числового розв’язку перетинає криву заданого ПО
моделi добре iлюструє твердження, що при збiльшеннi кiлькостi зондiв n крива знайденого
числового розв’язку буде наближатися до кривої заданого ПО.
Таким чином, наведений метод дає змогу уникнути змiни системи рiвнянь прямої задачi
при змiнi моделi середовища, а також уникнути розв’язання прямої задачi на кожному кроцi
iтерацiї i розв’язання зворотної, отже суттєво пiдвищити швидкiсть та точнiсть розв’язання
як прямих, так i зворотних задач. Викладений метод застосований також для 3D задач.
1. Челокьян Р.С., Колосов А.Л., Кашик А.С., Бахова Н.И. Методы конечных разностей и конечных
элементов в геофизике. – Киев: Ин-т геофизики им. С. И. Субботина НАН Украины, 1999. – 316 с.
2. Колосов А.Л. Решение задач электрометрии скважин на ЭВМ. – Киев: Наук. думка, 1977. – 148 с.
3. Миронцов М.Л. До розрахунку коефiцiєнтiв зондiв електричного каротажу // Доп. НАН України. –
2003. – № 11. – С. 120–123.
Надiйшло до редакцiї 24.07.2006ВАТ Дослiдно-конструкторське бюро
геофiзичного приладобудування, Київ
УДК 550.42:553.411
© 2007
Ю.А. Фомин, Ю. Н. Демихов
Изотопный состав кислорода воды рудообразующего
флюида в зоне амфиболовых метасоматитов
Сергеевского месторождения золота (Украинский щит)
(Представлено академиком НАН Украины Е.А. Кулишом)
The oxygen isotope composition of the ore forming fluid water in gold-bearing amphibole meta-
somatites has been investigated: δ18O H2O are +5.6 . . .−7.1%� in the temperature diapason of
350–130 ◦C. The mineralogical(dolomite-calcite) and isotopic (δ18O of quartz, carbonates, and
water) zoning was found. The genetic connection of ores with the geochemical barrier under
conditions of the lime and magnesium contact-metasomatic process is assumed.
Исследованию изотопного состава кислорода воды рудообразующего флюида в системе ам-
фиболовых метасоматитов Сергеевского месторождения (Сурская зеленокаменная структу-
ра, архей) посвящено настоящее сообщение. Полученные результаты относятся в основном
к серии наиболее детально изученных зон с промышленным Au−Ag−Bi−Te оруденением,
вскрытых разрезом скважин 0701, 202–205, 193 [1–3]. Кроме того, для сравнения приведены
данные по стратиформным колчеданным рудам флангов этого же месторождения (сква-
жины 0735, 0736), которые, вероятно, являются самыми ранними рудными образованиями
упомянутой структуры.
Изотопный состав кислорода воды минералообразующего флюида (табл. 1) большей
частью рассчитан по δ18O карбонатных фаз и температуре гомогенизации газово-жидких
включений в них в предположении равновесия в системе минерал — вода, либо, частично,
ISSN 1025-6415 Доповiдi Нацiональної академiї наук України, 2007, №2 131
определен прямым измерением δ18O воды включений в кварце и пирите (в таблице поме-
чен звездочкой). Для кварца, где это возможно, исходя из величин δ18O SiO2−δ18O H2O
рассчитана равновесная температура его образования. Как видно из таблицы, результаты,
полученные двумя методами по одним и тем же образцам кварца, отличаются. Непосредст-
венно измеренные значения δ18O H2O либо приближаются к нижнему пределу расчетных
значений (образцы № 6, 8), либо ниже рассчитанных (образцы № 4, 5). Воде в пирите (образ-
цы № 1–3) также присущ облегченный кислород.
Таблица 1. Результаты изотопных и термобарогеохимических исследований Сергеевского месторождения
золота
№
п/п
Номер пробы Минерал, порода t, ◦С
δ
18
O, %�
минерала
δ
18
O H2O,
%�
Стратиформные метапороды с колчеданным оруденением. Фланги месторождения
1 0735/190,3 Пирит. Колчеданная руда −2,8
∗
2 0736/269,5 Пирит. Шлира в метатуфах дацитов −1,5
∗
3 0736/282,5 Пирит. Колчеданная руда −3,0
∗
4 0736/283,0 Кварц. Кварцит с прослоями колчедана 152 +10,6 −6,5
∗
350–140 +4,1. . . − 4,0
5 0736/285,6 Кварц. Кварцит, сульфидная фация 154 +9,8 −7,1
∗
350–140 +3,3. . . -4,8
6 0736/307,0 Кварц жильный в парасланцах с пиритом 195 +8,7 −5,0
∗
350–140 +2,2. . . − 5,9
Апобазиты с проявлением пропилитизации. Зона 0
7 0732/184,8 Кальцит. Пропилитовая ассоциация 310–230 +10,7 +5,4 . . . + 2,7
Апобазитовые сланцы вблизи зоны амфиболовых метасоматитов. Зона 1
8 0701/247,0 Кварц. Кварц-кальцитовая жила 220–225 +9,9 −2,1
∗
335–170 +2,9. . . − 3,1
9 0701/247,0 Кальцит. Кварц-кальцитовая жила 260–150 +9,7 +2,8. . . − 2,8
10 204/187,1 Кальцит с кварцем и серицитом 260–150 +11,6 +4,6. . . − 0,9
Хлоритолиты внешних частей зоны амфиболовых метасоматитов. Зона 2
11 203/309,7 Доломит. Зона карбонатизации 220–160 +11,4 −0,4. . . − 3,8
12 203/309,7 Кальцит жильный, крупнозернистый 180–140 +10,3 −0,2. . . − 2,9
13 204/270,4 Доломит. Зона карбонатизации 220 +9,2 −2,6
14 204/270,4 Доломит. Жилообразное обособление 160 +12,7 −2,5
15 205/205,5 Кальцит. Зона полосчатого карбоната 220–160 +12,2 +3,7. . . + 0,4
Зона собственно кварц-карбонат-амфиболовых метасоматитов. Зона 3
16 0701/227,3 Кварц тонкополосчатый с амфиболом +0,7
∗
17 193/279,1 Кальцит. Зона карбонатной ткани 240–200 +9,4 +1,7. . .0
18 193/279,1 Доломит. Метакристаллы в ткани 220–160 +12,0 +0,2. . . − 3,2
19 203/118,0 Fe доломит. Карбонат-серицитовая ткань 240–160 +14,3 +3,5. . . − 0,9
20 204/268,0 Доломит. Метасоматит с магнетитом 240–160 +9,5 −1,3. . . − 5,7
21 204/375,5 Доломит. Метасоматит с тремолитом 240–160 +16,4 +5,6. . . + 1,2
22 193/312,0 Доломит. Метасоматит с актинолитом 240–160 +13,6 +2,8. . . − 1,6
23 203/195,0 Кальцит. Цемент брекчии руд 175–130 +10,3 −0,4. . . − 3,9
Кварц-карбонатное ядро (внутренняя зона амфиболовых метасоматитов). Зона 4
24 0701/226,9 Кварц. Кварц-карбонатное ядро 275 +10,6 +1,3
∗
25 0701/226,9 Кальцит. Кварц-карбонатное ядро 210–215 +10,2 +1,5. . . + 1,2
26 203/318,3 Доломит. Кварц-карбонатная зона 240–160 +10,5 −0,3. . . − 4,7
27 203/318,5 Доломит. Кварц-карбонатная зона 240–160 +10,4 −0,4. . . − 4,8
28 193/310,8 Доломит. Кварц-карбонатное ядро 240–160 +12,0 +1,2. . . − 3,2
29 193/310,8 Доломит. То же, но с дроблением 180–160 +9,1 −4,9. . . − 6,1
132 ISSN 1025-6415 Reports of the National Academy of Sciences of Ukraine, 2007, №2
Обнаруженные различия, по-видимому, объясняются рядом известных ограничений,
неизбежно накладываемых на оба используемых метода. Так, для определения изотопно-
го состава кислорода воды минералообразующего флюида обычно используются расчет-
ные значения δ18O воды, равновесной с кислородсодержащими минералами. По мнению
X.П. Тейлора [4], подобные расчеты вполне удовлетворительны для силикатов при темпе-
ратурах выше 200 ◦С, поскольку именно при таких температурах равновесие между мине-
ралом и водой определенно может достигаться. С другой стороны, нами [5] было показано
отсутствие эпигенетических изменений изотопного состава кислорода воды во флюидных
включениях, законсервированных в кислородсодержащих минералах, что допускает пря-
мые измерения в них δ18O H2O.
Ограничения в обоих методах связаны с интерпретацией термобарогеохимических дан-
ных, а именно с систематикой включений, для которых определена температура гомо-
генизации, и их генезисом. В случае прямых измерений нужно оценить, включения ка-
ких генераций преобладают в минерале, т. е. δ18O какого флюида определялось? Для
расчета требуется использование температуры соответствующей генерации. С учетом
вышесказанного сопоставимость результатов обоих методов следует признать удовлетво-
рительной.
В генетическом отношении рассмотренная система амфиболовых метасоматитов име-
ет первично вулканогенное, сольфатарно-фумарольное, заложение с последующим эпи-
термальным рециклированием вещества и сформировалась при температуре от 400–360
до 200–130 ◦C и давлении от (2–1)·108 до (0,94–0,35)·108 Па в условиях регрессивного
Fe−Mg−Ca контактово-метасоматического процесса с участием резко дифференцирован-
ных пород известковисто-магнезиально-силикатного состава и интенсивно пропитавших эту
толщу плагиогранитных дайковых массивов, которые являются одновременно источником
энергии [2, 6].
Крайняя неоднородность эдукта, с одной стороны, усложняет состав и строение зон,
с другой — способствует резкой смене условий минералообразования, повышению флюи-
донасыщенности пород и, соответственно, облегчению прохождения минералообразующих
реакций. Исследование флюидных включений в кварце и пирите стратиформных колче-
данных руд (образцы № 1–6) и в кварце, и в карбонатах различных зон амфиболовых
метасоматитов (образцы № 8, 16, 24) свидетельствует о существенном повышении количе-
ства H2O в последних (100–333 мг/кг минерала) по сравнению с первыми (50–175 мг/кг).
Содержание CO2 составляет соответственно 77–100 и 30–110 мг/кг минерала; мольная доля
CO2 — 0,09–0,26 и 0,06–0,57. При этом в зоне амфиболовых метасоматитов максимальное
количество воды установлено во вмещающих апобазитовых сланцах, испытавших дорудную
пропилитизацию (зона 1; № 8; 333 мг/кг). В собственно рудных амфиболовых метасомати-
тах (зона 3; № 16) и внутреннем кварц-карбонатном ядре (зона 4; № 24) количество воды
снижается до 100 и 117 мг/кг соответственно, мольная доля CO2 в этих трех образцах
последовательно увеличивается (0,09–0,24–0,26).
Значения δ18O H2O (см. табл. 1) варьируют в широких пределах: от + 5,6 до –7,1%�.
В частности, δ18O H2O в кварце и пирите наиболее ранних стратиформных руд типич-
но вулканогенной природы (№ 1–6) в температурном диапазоне 350–140 ◦C составляют
+4,1 . . .−7,1%�, а в случае прямых измерений −1,5 . . .−7,1%�. Изменение изотопного состава
кислорода воды в золоторудных метасоматических зонах в основном обусловлено зонально-
стью метасоматитов и температурой образования минералов, а также степенью открытости
минералообразующей системы, т. е. проявлением в системе тектонических нарушений и воз-
ISSN 1025-6415 Доповiдi Нацiональної академiї наук України, 2007, №2 133
можным притоком в нее воды. Как было показано ранее [7], вода флюидов на Сергеевском
месторождении имеет первично метеорное происхождение.
Кальцит вмещающих апобазитов с интенсивной пропилитизацией (зона 0; № 7), обра-
зовавшийся при достаточно высокой температуре, 310–230 ◦C, содержит утяжеленную по
кислороду воду (+5,4 . . . + 2,7%�), что, возможно, является следствием длительной консер-
вации последней в условиях поствулканического метаморфизма.
Кварцу и кальциту рассланцованных апобазитов (зона 1, № 8–10) с температурой кри-
сталлизации 260–150 ◦C присуща вода с облегченным кислородом (+4,6 . . .−3,1%�), причем
она более легкая в образце с типично жильной модификацией минералов (+2,9 . . .− 3,1%�)
по сравнению со слабо рекристаллизованной минеральной массой (+4,6 . . . − 0,9%�).
В воде карбонатов (кальцита и доломита) в хлоритолитах (зона 2, № 11–14) сдвиг в поль-
зу легкого изотопа 16O (−0,2 . . . − 3,8%�) усиливается по мере нарастания интенсивности
тектонического рассланцевания, т. е. фактически открытия системы в предрудный период.
Исключением является образец № 15 (+3,7 . . . + 0,4%�) с реликтовым полосчатым мел-
козернистым кальцитом, где, по-видимому, сохранялась законсервированная вода. Темпе-
ратура гомогенизации флюидных включений во всех образцах приблизительно одинакова
(220–140 ◦C).
В собственно кварц-карбонат-амфиболовых метасоматитах зоны 3 исследовались мине-
ралы двух генераций. К первой относятся кварц и карбонаты (кальцит, доломит и железис-
тый доломит) рудных парагенезисов, сформировавшиеся при температуре 240–160 ◦C. При-
надлежность их именно к рудным парагенезисам подтверждается, в частности, наличием
во включениях в кальците этой генерации рудных минералов [6]. Значения δ18O H2O, судя
по образцам № 16–22, изменяются в широких пределах (+5,6 . . .− 5,7%�), подчиняясь выше
указанным тенденциям. В образцах № 16, 17, 19, 21, 22 с тонко полосчатой мелкозернистой
тканью эти значения смещены в пользу тяжелого изотопа 18O (+5,6 . . .−1,6%�), в образцах
№ 18, 20 со следами рекристаллизации — в пользу легкого изотопа 16O (+0,2 . . . − 5,7%�).
Показательно в этом отношении сравнение кальцита основной ткани (№ 17; +1,7 . . . 0%�)
и доломита, образующего метакристаллы в ткани (№ 18; +0,2 . . .− 3,2%�) в одном и том же
образце. В общем же система амфиболовых метасоматитов, по сравнению с тектониче-
ски-активной зоной хлоритолитов, характеризуется большей закрытостью, т. е. тенденцией
к обретению равновесия. Вторая генерация представлена поздним, вероятно пострудным,
типично жильным кальцитом с температурой гомогенизации включений 175–130 ◦C (№ 23),
содержащим воду с облегченным кислородом (−0,4 . . .−3,9%�). В этот период, несомненно,
система вновь приоткрывается, что подтверждается брекчированием рудных образований.
Кварц и карбонаты (доломит, кальцит) внутреннего ядра (зона 4) проявляют тенден-
цию снижения температуры и открывания системы с облегчением кислорода воды в ряду от
мелкозернистой кварц-кальцитовой ткани (№ 24, 25; 275–210 ◦С; +1,5 . . .+1,2%�) к участкам
перекристаллизации этой ткани (№ 28; 240–160 ◦C; +1,2 . . . − 3,2%�) и затем к метасома-
тическим кварц-карбонатным зонам (№ 26, 27; 240–160 ◦C; −0,3 . . . − 4,8%�). Завершается
этот ряд явно более поздним во времени, очевидно, пострудным, дроблением пород с кар-
бонатной основой цемента (№ 29; 180–160 ◦C; −4,9 . . . − 6,1%�).
Сопоставление результатов исследования (см. табл. 1) с геологическим разрезом (рис. 1)
обнаруживает широкую как минералогическую, так и изотопно-геохимическую, зональ-
ность.
Минералогическая зональность определяется практически повсеместной сменой состава
карбонатов с глубиной. Граница в рамках разреза проходит в интервале глубин порядка
134 ISSN 1025-6415 Reports of the National Academy of Sciences of Ukraine, 2007, №2
Рис. 1. Геолого-геохимическая зональность Сергеевского месторождения:
1 — осадочный чехол; 2 — кора выветривания; 3 — метабазиты; 4 — метадацитовые порфиры (плагиогра-
нит-порфиры) дайковые; 5 — кварц-карбонат-хлоритовые, карбонат-тальковые сланцы; 6 — золотоносные
кварц-карбонат-амфиболовые метасоматиты; 7 — места отбора образцов; 8 — граница раздела полей устой-
чивости кальцита (выше) и доломита (ниже линии); 9 — номера образцов в соответствии с таблицей; 10 —
результаты исследования образцов.
Верхняя строка — интервал значений δ
18
O H2O флюида. Средняя строка — интервал температуры. Ниж-
няя строка — значения δ
18
O минерала, в том числе: кальцита (К), доломита (D), железистого карбоната
ряда сидероплезит — анкерит (S), кварца (Q). (Для образца № 16 приведено только значение δ
18
O H2O.)
250–270 м, в котором обе разновидности карбонатов могут сосуществовать, глубже находит-
ся область распространения доломита, выше — кальцита. Образец железистого карбоната
ряда сидероплезит — анкерит (№ 19) взят с глубины около 110 м, о проявлении более
сложной зональности карбонатов в силу исключительности образца судить трудно.
Как отмечают В.С. Монахов и др. [8], “золотоносные кварц-карбонат-амфиболовые
изменения связаны, главным образом, с породами основного состава, в особенности, если
они содержат жилоподобные или ритмично полосчатые тела доломитов”.
ISSN 1025-6415 Доповiдi Нацiональної академiї наук України, 2007, №2 135
На основании морфологических особенностей и взаимоотношения карбонатов, а так-
же исходя из ряда подвижности катионов Mg−Ca в них [2], проявления доломита (дейст-
вительно, линейные тела, в том числе и ритмично полосчатые) можно определить как
образования in situ, т. е. наиболее соответствующие исходным и испытавшие перераспре-
деление с ограниченной миграцией Mg. Проявления кальцита, наоборот, большей частью,
связаны с миграцией вещества, прежде всего Ca, по крайней мере, на десятки метров.
Вместе с тем с учетом того, что кальцит также местами формирует ритмично полосчатые
тела, можно предположить наличие в пределах месторождения исходного литолого-фа-
циального перехода. Наиболее продуктивные кварц-карбонат-амфиболовые метасоматиты
в изученном разрезе сформировались на глубине порядка 150–350 м, в этом же разрезе на
глубине 250–270 м имеет место зона смены магнезиального и известковистого карбонатооб-
разования.
Именно в зоне такой инверсии изученные кварц и карбонаты содержат легкий в изото-
пном отношении кислород (δ18O + 9,1 . . . + 13,6%�), свидетельствующий о наиболее интен-
сивном проявлении здесь гидротермально-метасоматических процессов. Облегчение изотоп-
ного состава кислорода карбонатов наблюдается и от флангов к центру руднометасомати-
ческих тел. Выше и ниже, а также на флангах эти значения составляют +14,3 . . . + 16,4%�,
что подтверждает снижение степени гидротермальной проработки пород.
С этой зоной совпадает и изменение значений δ18O H2O флюида рудообразующих сис-
тем. Наиболее глубоко расположенный доломит (№ 21) содержит воду с самым тяжелым
кислородом (+5,6 . . .+1,2%�), что указывает на относительную закрытость метасоматичес-
кой системы в этой ее части и (или) на реликтовый характер минерала. Выше, в области
отбора остальных образцов доломита, кислород воды в той или иной степени облегчается
(+2,8 . . . − 5,7%�), давая в указанном диапазоне всю гамму значений: от +2,8 . . . − 1,6%�
(№ 22) до −1,3 . . . − 5,7%� (№ 20). Во всех проявлениях продуктивных генераций минерала
температура сохраняется в пределах 240–160 ◦C. К этому участку относится также переход
от кварц-доломит-актинолитовых метасоматитов (№ 22) к кварц-доломитовому ядру (№ 28)
и далее к дробленному доломиту ядра (№ 29), общей мощностью не более 1 м, в котором
на фоне снижения температуры (от 240–160 до 180–160 ◦C) наблюдается систематичес-
кое облегчение кислорода матрицы (+13,6; +12,0; +9,1%�) и воды флюидных включений
(+2,8 . . .−1,6; +1,2 . . .−3,2; −4,9 . . .−6,1%�). Судя по широкому разбросу значений δ18O воды
и колебаниям температуры, здесь имеет место нарушение (открытие) системы с существен-
ным растворением и перераспределением вещества, т. е. реакционная, активная область до-
ломитов. И именно здесь появляется кальцит, сосуществующий с доломитом. В области
распространения чистого кальцита в температурном диапазоне 260–160 ◦C эти значения
составляют +4,6 . . . − 0,9%�, т. е. имеют тенденцию к смещению изотопного соотношения
в пользу тяжелого изотопа 18O, иначе говоря, к закрытию системы.
Описанные тенденции удовлетворительно объясняются поступлением воды в участках
активной вулканической деятельности (в широком смысле, т. е. в период сольфатарно-фума-
рольного протозаложения зон) с последующим частичным ее расходованием и консерваци-
ей в зонах в связи с формированием новообразованных гидроксилсодержащих силикатов —
актинолита, талька, хлорита, серицита; с регенерацией флюидных включений, а также спе-
цификой миграции в зонах (от периферии к центру и вверх, по типу конвективных ячеек)
CO2 [4, 9, 10].
Полученная изотопно-кислородная зональность может нарушаться проявлением текто-
нических подвижек: как дорудного рассланцевания, так и, особенно, пострудного брекчи-
136 ISSN 1025-6415 Reports of the National Academy of Sciences of Ukraine, 2007, №2
рования. Поздние брекчии залечиваются наиболее низкотемпературным (180–130 ◦C) каль-
цитом, который содержит воду с устойчиво легким кислородом (−0,2 . . . − 3,9%�).
Исходя из приведенных фактов, а также ряда подвижности карбонатных катионов Mg
и Ca, мы полагаем, что движение флюидов в метасоматических зонах происходило снизу
вверх, и, таким образом, флюид, вероятно, прошел определенную глубинную гомогени-
зацию, которая затушевала типичную метеорность воды. Механизм процессов при этом,
по-видимому, соответствовал инфильтрационно-диффузионному. Фильтрация флюидов по
ослабленным зонам на границах различных по составу сред, включая ультраосновную и до-
ломитовую составляющие, вызывала встречную диффузию и, соответственно, перераспре-
деление материала. Разогрев пород действительно мог быть связан с внедрением больших
масс плагиогранитового расплава; наиболее высокотемпературный карбонат (кальцит) за-
фиксирован в образце № 8 (335–150 ◦С) в непосредственной близости к контакту основного
дайкообразного тела плагиогранит-порфиров.
Установленная нами минералогическая (доломит–кальцит) и изотопно-геохимическая
(кислород матрицы и воды рудообразующих флюидов) зональность позволяет предполо-
жить пространственную и, очевидно, генетическую связь формирования рудных кварц-кар-
бонат-амфиболовых метасоматитов с геохимическими барьерами, характеризующими изме-
нение условий в рамках магнезиального и известковистого контактово-метасоматических
процессов.
1. Фомин Ю.А., Монахов В.С., Коржнев М.Н., Синицын В.А. Стабильные изотопы S, O, C, H в золо-
тоносных амфиболовых метасоматитах Сурской структуры (Украинский щит) // Минерал. журн. –
1994. – 16, № 2. – С. 49–55.
2. Фомин Ю.А., Демихов Ю.Н. Карбонаты золотоносных амфиболовых метасоматитов Сергеевского
месторождения (Украинский щит) // Доп. НАН України. – 2006. – № 11. – С. 119–124.
3. Фомин Ю.А., Демихов Ю.Н. Изотопы углерода и кислорода в карбонатах амфиболовых метасома-
титов Сергеевского месторождения золота (Украинский щит) // Там же. – 2007. – № 1. – С. 136–142.
4. Тейлор Х.П. Применение изотопии кислорода и водорода к проблемам гидротермального измене-
ния вмещающих пород и рудообразования // Стабильные изотопы и проблемы рудообразования. –
Москва: Мир, 1977. – С. 213–298.
5. Демихов Ю.Н., Фомин Ю.А., Витык О.М., Шибецкий Ю.А. Изотопный состав кислорода воды
флюидных включений в кислородсодержащих минералах // Доп. НАН України. – 1995. – № 2. –
С. 90–93.
6. Фомин Ю.А., Лазаренко Е.Е., Блажко В.И. РТ-условия формирования золотоносных амфиболовых
метасоматитов Сурской зеленокаменной структуры // Там же. – 2002. – № 3. – С. 124–127.
7. Демихов Ю.Н., Фомин Ю.А., Шибецкий Ю.А. Природа воды гидротермальных флюидов урановых
и золоторудных местороджений // Там же. – 1997. – № 6. – С. 134–138.
8. Monakhov V. S., Sukach V.V., Kostenko O.V., Malykh M.M. Gold-bearing factors of the Middle Dnieper
granite-greenstone Area of Ukrainian Shield (for Sursk greenstone structure) // Минерал. журн. – 1999. –
21, No 4. – С. 20–31.
9. Фомин Ю.А., Демихов Ю.Н., Шибецкий Ю.А. Природа кварца и карбонатов золоторудных про-
явлений зеленокаменных структур Среднего Приднепровья (по изотопным данным) // Докл. АН
Украины. – 1994. – № 9. – С. 128–134.
10. Омельяненко Б.И. Околорудные гидротермальные изменения пород. – Москва: Недра, 1978. – 215 с.
Поступило в редакцию 23.08.2006Институт геохимии окружающей среды
НАН Украины и МЧС Украины, Киев
ISSN 1025-6415 Доповiдi Нацiональної академiї наук України, 2007, №2 137
|