Взаимодействие вода-порода как основной фактор
advertisement
Взаимодействие вода-порода как основной фактор гидротермального рудообразования Борисов М.В., Бычков Д.А. Геологический факультет Московского государственного университета имени М.В.Ломоносова, Москва, Россия, E-mail: borisov@geol.msu.ru АННОТАЦИЯ: Проведены геохимические исследования и термодинамическое моделирование процессов гидротермального жильного рудообразования. Установлено, что поведение рудных элементов на всех этапах развития гидротермальных систем подчинены взаимодействию вода-порода в разных ее проявлениях. Показано, что роль взаимодействия вода-порода в гидротермальном рудообразующем процессе может являться определяющей для реконструкции источника рудного вещества, объяснения стадийности рудообразования и зональности рудоотложения. 1 ВВЕДЕНИЕ Цель исследований реконструкция источников рудных компонентов и флюида, физико-химических параметров, механизмов накопления и разделения элементов при формировании рудных тел и ореолов жильных гидротермальных месторождений на основе развития методов геохимических исследований и термодинамического моделирования. Решение генетических проблем гидротермального рудообразования невозможно без анализа взаимодействий вода-порода. Гидротермальный процесс происходит при обязательном участии двух главных реагентов - гидротермального флюида и пород, окружающих месторождение. Результат взаимодействия между ними фиксируется на любом гидротермальном объекте по околорудным метасоматитам, зонам выноса и привноса компонентов, зонам слабых гидротермальных изменений и т.д. В данной статье роль взаимодействия вода-порода в процессе гидротермального рудообразования рассмотрена в трех основных аспектах: источник рудного вещества; стадийность рудообразования; причина и зональность рудоотложения. 2 ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ Исследования выполняются по двум направлениям – термодинамическому и геохимическому. Термодинамическое (равновеснодинамическое) моделирование на ЭВМ – разработка новых методик моделирования геохимических процессов, построение и анализ количественных термодинамических моделей формирования рудных тел и ореолов. Анализ процессов рудообразования проводится от областей формирования рудоносных растворов до областей рудо- и ореолообразования, как взаимосвязанной и саморегулирующейся последовательности событий [1, 2]. Пакет программ HCh является основой для термодинамического моделирования [3, 4]. Геохимическое направление - изучение закономерностей распределения рудных и сопутствующих элементов по сплошным разрезам через полиметаллические жилы и околожильные породы. Используются различные инструментальные методы анализа: РФА, ААС, АЭС, ИСП-МС и др. Данные геохимических исследований являются необходимым элементом для создания геологической модели объектов и процессов, но, в основном, для верификации результатов моделирования. Эталонными объектами для исследования процессов жильного рудообразования являются Pb-Zn месторождения Садонского рудного района (Северная Осетия), где регулярно проводятся полевые работы, задачи которых во многом определяются результатами моделирования. 3 РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ И ОБСУЖДЕНИЕ Обоснование геологической модели рудообразования. Крутопадающие жилы основных месторождений Садонского рудного района (Холст, Архон, Садон, Згид) локализованы в пределах гранитов садонского типа (PZ2-PZ3). Гранитный массив расположен в приосевой части СадоноУнальской антиклинали. Выходы гранитов обрамляются широкой полосой вулканогенных и осадочных пород (J1-J2). Породы юры имеют меньшее значение как рудовмещающие. В отличие от большинства месторождений района на месторождении Джими (восточный фланг района) рудовмещающая среда представлена метаморфическими породами буронской свиты (PR3–PZ1). Общепризнанными являются представления о рудоподводящем значении субширотного глубинного Садоно- Унальского сброса, ограничивающего с юга область развития месторождений района. В зоне самого сброса месторождений нет. Все месторождения контролируются трещинами скола и отрыва с общим простиранием на СЗ и СВ, приуроченными к лежачему боку сброса. Процессы рудообразования происходили в батское время (J2). Мощность жил варьирует от 0.1 до 5 и более метров. Горными выработками жилы вскрыты по падению более чем на 1100 м, по простиранию - более 1000 м. Руды сложены галенитом, сфалеритом, пиритом, халькопиритом, пирротином. Из жильных минералов развиты кварц, хлорит, карбонаты и некоторые другие. Метасоматические процессы по околожильным породам проявлены в виде окварцевания, хлоритизации, серицитизации и др. Для этих месторождений нами предложена геологическая модель гидротермальной системы [1, 5]. Основные её элементы сводятся к следующему (рис. 1). В пределах Садоно-Унальского глубинного сброса и в дорудное время происходила циркуляция минерализованных углекислохлоридных вод (возможно, генетически связанных с юрским солеродным бассейном). Внедрение в средней юре даек и штоков субвулканических и гипабиссальных пород (диориты, гранит-порфиры и трахиандезиты) и интенсивные тектонические подвижки инициируют гидротермальный процесс: интрузии создают необходимый источник тепла, закладываются рудоконтролирующие трещины скола и отрыва, образуется зона разуплотнения пород. Нагретые растворы из сброса фильтруются через зону разуплотнения в палеозойских гранитах и вступают в реакцию с ними. Формируется область мобилизации различных компонентов, в том числе металлов и сульфидной серы. Эта область приурочена к зоне сочленения глубинного разлома и оперяющих разломов. Рудоносные растворы из области мобилизации движутся вверх по рудоконтролирующим трещинам. Охлаждение рудоносных растворов за счет обмена теплом с более холодными вмещающими породами и потери тепла при локальной гетерогенизации приводят к формированию полиметаллических жил выполнения и околожильных ореолов. Рисунок 1. Обобщенная схема гидротермальной системы. 1 - область мобилизации рудных компонентов; 2 контакт вмещающих пород и трещинного канала, в котором формируется рудная жила; 3 направление фильтрации гидротермального раствора (из регионального разлома через область мобилизации в трещинный канал); 4 - сочленение глубинного разлома и трещинного проводника; 58 идеализированная минеральная зональность жилы на уровне продуктивного Pb-Zn оруденения: 5 - ранняя кварц+пирит+сфалерит ±галенитовая ассоциация; 6 кварц+ сфалерит±пирит±галенит±халькопиритовая ассоциация (часто «слои» практически мономинерального сфалерита); 7 кварц+галенит+халькопиритовая ассоциация; 8 кварцевое ядро жилы. Такая геологическая модель имеет доказательства, полученные в различных исследованиях. В работе А.И.Тугаринова с коллегами [6] Pb-U-Th методом определены возраста акцессорных цирконов садонских и других гранитоидов, кристаллических сланцев буронской свиты, а также определен изотопный состав Pb галенитов различных месторождений Северной Осетии и Pb калиевых полевых шпатов пород района. Установлено, что изотопные составы галенитов жильных руд и свинца полевых шпатов тождественны, и отвечают возрасту 390±10 млн. лет, т.е. возрасту гранитов садонского типа. Отсюда делается вывод о том, что непосредственным источником Pb месторождений являются палеозойские гранитоиды, а процесс извлечения свинца связан с метасоматической переработкой полевошпатовой части гранитоидов около 150-160 млн. лет назад. Наши исследования тонкой структуры распределения рудных элементов в первичных ореолах месторождений (37 сплошных разрезов, 1900 проб, шаг опробования 2-5 см по околожильным породам 14 рудных тел на разных горизонтах) показали, что 75% представляют ореолы, максимумы содержаний Zn, Pb и Cu в которых сдвинуты в стороны от контактов жил на различные расстояния [1, 2]. Эта закономерность позволила считать, что при рудообразовании происходила смена рудоносных растворов на безрудные, причем снижение концентраций или «безрудность» флюида по Zn, Pb, Cu происходила не синхронно для этих металлов. Было сделано предположение, что такое возможно при взаимодействии безрудных хлоридных растворов с гранитами садонского типа. Этот вывод подтверждается и нашими данными о характере распределения РЗЭ в рудах и вмещающих породах, где установлено, что в формировании состава полиметаллических руд играют роль оба типа преобладающих пород Садонского района, т.е. палеозойские граниты и докембрийские кристаллические сланцы (типичные рудовмещающие породы только для месторождения Джими) [7]. Таким образом, можно считать, что метасоматическая или, отдавая дань традициям, латеральсекреционная гипотеза вполне может являться основой моделей гидротермального рудообразования. В отличие классических представлений, в данной модели не идет речь о мобилизации вещества только из ближних к жилам боковых пород. Источник рудных компонентов или область мобилизации может быть в достаточной степени удалена от области рудоотложения. Структура термодинамической модели. Термодинамическое моделирование выполнено для системы H-O-K-Na-Ca-Mg-AlSi-Fe-C-Cl-S-Zn-Pb-Cu, описанной 54 минералами постоянного и переменного состава, 78 частицами водного раствора. Область мобилизации гидротермальной системы представлена модели проточным реактором, который включает в себя фиксированную массу гранита, содержащего Zn, Pb, Cu, S (кларковые или несколько большие содержания). В реактор многократно поступает безрудный углекислохлоридный раствор постоянного состава. При заданных T и P происходит реакция между гранитом и раствором, за счет которой изменяется порода и образуется равновесный с ней рудоносный раствор. Количество порций или волн (далее обозначается – W) гидротермального раствора можно рассматривать как относительную шкалу времени. Крутопадающие трещины дренируют область мобилизации и обеспечивают восходящее движение рудоносных растворов (рис. 1). Это движение описывается системой последовательных многоволновых ступенчатых проточных реакторов, представляющих пространство будущей жилы. Число таких реакторов определяется начальными условиями в области мобилизации. Первый реактор жилы имеет температуру на 20°С ниже, чем в области мобилизации. Это самый нижний или высокотемпературный интервал модельной жилы. В каждом следующем реакторе T снижается на 10°С. Последний реактор (верхний обрез модельной жилы) имеет температуру 100°С. Порции раствора из области мобилизации проходят через все реакторы, описывающие жилу. В каждом реакторе достигается термодинамическое равновесие, при котором минералы, осаждающиеся из раствора за счет охлаждения, остаются в реакторе, а равновесный раствор перемещается в следующий реактор. В большинстве моделей давление в зоне мобилизации и жиле принимается постоянным. компонентов. Источник рудных Концентрации компонентов в рудоносном гидротермальном растворе определяются условиями в области мобилизации. Рассмотрим в качестве примера одну из моделей мобилизации при стартовых условиях - 370°С и 1000 бар. При взаимодействии гранита и безрудного раствора возникает равновесная ассоциация минералов, отвечающая слабоизмененной породе (кварц, микроклин, альбит, мусковит, эпидот, хлорит, актинолит) с небольшими количествами пирротина, сфалерита, галенита и халькопирита. Переход в равновесный раствор рудных элементов и сульфидной серы происходит за счет растворения сульфидов при буферирующей роли силикатов. В изменении концентрации Zn можно выделить четыре интервала по волнам или «времени» (рис. 2): 1 – минимальная растворимость (1.6*10-4 m Zn) при высокой (2.6*10-2 m) концентрации S(II) и устойчивости пирротина (ранние этапы взаимодействия порода-вода); 2 – резкий рост растворимости при уменьшении концентрации S(II) (пирротин отсутствует, происходит смена халькопирита на борнит); 3 – платообразный интервал предельной растворимости - 1.9*10-3 m Zn (максимальной уровень при данных T и P); 4 – полное выщелачивание исходного количества металла из гранита – равновесный раствор становится безрудным по Zn. 1.0E-01 370C, 1 kb Концентрация (m) 1.0E-02 Fe-S 1.0E-03 Zn Pb-Cu 1.0E-04 Zn Pb Cu S Fe 1.0E-05 1.0E-06 0 5 10 15 20 25 Волны (W) 30 35 40 Рисунок 2. Изменение концентраций рудных элементов, Fe и S(II) в растворе в области мобилизации в зависимости от волны (порции) первичного безрудного раствора (0.5 m H2CO3, 1.0 m NaCl, 0.1 m HCl) при 370 С и 1000 бар. Выделены интервалы лидирующих металлов. Аналогичная картина, но при меньших концентрациях и со сдвигом в сторону больших номеров волн (в более позднее «время») повторяется для Pb и Cu. Высокое содержание S(II) в растворе на начальном этапе мобилизации обеспечивает пирротин, а концентрация Fe задается совместной растворимостью 3-4 железосодержащих фаз (пирротин, эпидот, актинолит и хлорит). Исчезает из равновесной ассоциации фаз пирротин и концентрация S(II) начинает резко падать, в то время как концентрация железа практически не изменяется. На рис. 2 видно, что по мере развития процесса мобилизации происходит эволюция состава рудоносного раствора, выраженная в росте концентраций Zn, Pb, Cu и смене лидирующего металла. На ранних этапах преобладает Fe при самой высокой концентрации S(II), затем Zn при концентрации сульфидной серы меньшей, чем концентрация железа, и позже Pb и Cu. На интенсивность отложения сульфидов в жилах оказывают влияние внешние параметры рудообразования – рост температуры и (или) снижение давления в области мобилизации [1]. И с увеличением T, и с уменьшением P возрастает растворимость сульфидов, при котором одна и та же масса металла будет выщелачиваться из гранита за более короткое время и, соответственно, отлагаться в жиле в меньшем количестве «слоев». На рост общего количества металла в системе влияет и такой внутренний параметр рудообразования, как увеличение фонового содержания металла во породе (содержания рудных элементов в граните принимались: минимальный (f0) – Zn 0.004, Pb 0.003, Cu 0.002 мас.%; средний (f1) - Zn 0.007, Pb 0.006, Cu 0.002 мас.%; повышенный (f2) - Zn 0.01, Pb 0.006, Cu 0.002 мас.%.). Модели мобилизации исследованы в диапазоне температур 360-440°С (через 10°С) и давлений 600-1200 бар (через 100 бар), т.е. в отдельных 63 точках при различных содержаниях рудных элементов во вмещающей породе и отношениях порода/вода (рис. 3). На этой диаграмме показаны все точки расчетов в области мобилизации; изоконцентраты Zn на уровне предельной растворимости сфалерита при данных Т и Р (подобной интервалу 3 на рис. 2); линии отношений порода/вода для различных фоновых содержаний Zn в граните, ограничивающие область Т-Р условий, при которых достигается предельная растворимость сфалерита (ниже этих линий предельные концентрации цинка достигаются, а выше - нет). Главная направленность этой диаграммы – определение условий в области мобилизации, при которых могут образоваться рудные тела с валовыми содержаниями сфалерита на уровне 30% и до 60-70% в почти мономинеральных слоях в сечении жилы. Данное условие является характерным для эталонных месторождений. Оптимальные параметры для выполнения этого условия выделены серым цветом. Если растворимость ниже 70*10-4 m (плато предельной растворимости достигается), то образуются жилы с валовыми содержаниями сфалерита менее 23% и со слоями в сечении жил, где сфалерита не более 60%. 450 440 90e-4 430 70e-4 Температура, С 420 50e-4 410 40e-4 400 30e-4 390 20e-4 380 370 f2 f1 360 f0 350 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 Давление, бар Рисунок 3. Поле Т-Р условий в области мобилизации (выделено серым цветом) наиболее благоприятных для образования рудоносных растворов, которые формируют богатые цинковые руды с максимально высокими валовыми (порядка 30% и более) и локальными в разрезе жилы (60-70% и более) содержаниями сфалерита. Условные обозначения: сплошные линии изоконцентраты предельной (максимальной) растворимости сфалерита (Zn, моль/1000 г H2O); точки – расчеты для области мобилизации; полые кружки – расчеты от области мобилизации до рудообразования (при среднем содержании Zn в граните, отвечающих f1 и f2); пунктирные линии – предельные отношения порода/вода при различных содержаниях Zn в граните (f0, f1, f2), ограничивающие сверху область Т-Р, при которых достигается предельная (максимальная) растворимость сфалерита. Если плато предельной растворимости не достигается, то при любой концентрации Zn в рудоносном растворе (этот уровень минимальной растворимости при данных Т и Р может быть и достаточно высоким) образуются кварц-пирит-сфалеритовые жилы без мономинеральных слоев сфалерита в её сечениях. Видно, что при росте фонового содержания цинка в граните (от f0 к f2) происходит расширение по Т и Р области условий мобилизации в сторону больших температур и меньших давлений, при которых может быть достигнута предельная (максимально высокая) растворимость сфалерита. Для анализа характера и последовательности отложения минералов в жилах для 24 стартовых условий в области мобилизации выполнены расчеты моделей рудообразования (полые кружки на рис. 3). На основании результатов этих расчетов проведены окончательные построения на диаграмме. Стадийность рудообразования. Каждая порция, получающегося рудоносного раствора, поступает в трещинный канал и начинает по нему восходящее движение, разбитое в модели на ступенчатые реакторы. За счет падения температуры формируется модельное жильное тело. Поскольку концентрации рудных элементов и сульфидной серы в области мобилизации различаются от одной порции растворов к другой, то в нарастающих слоях жилы может отлагаться разный минеральный груз. Нами были предложены и реализованы в расчетах вероятные механизмы заполнения свободного трещинного пространства жилы [1, 2]: слоевая модель - из каждой порции раствора, поступающей в реактор, образуются минералы, которые не вступают в реакцию с последующими порциями раствора, т.е. создаются нарастающие слои; реакционная модель - ранее образованные минералы вступают в реакцию с новой порцией растворов, т.е. каждая новая порция раствора полностью перерабатывает вещество жилы; реакционно-слоевая модель переработка заданного количества ранее образованных слоев. Верификация результатов моделирования показывает, что слоевой или реакционно-слоевой (с небольшой степенью переработки) механизмы являются основными при формировании реальных рудных тел. В моделях, представленных в настоящей работе, использован слоевой механизм формирования жил выполнения. Пример результатов по одной из моделей рудообразования приведен на рис. 4 условиям мобилизации, (отвечает представленным на рис. 2). На правых графиках рис. 4, где показаны структуры модельных жил на различных уровнях по восстанию, видна последовательность выделения сульфидов: ранние этапы – пирит или пирротин (слои 0-6), затем – сфалерит (слои 7-11), поздние этапы – галенит (слои 11-15). Такая последовательность принципиально соответствует признанной стадийности жильного полиметаллического рудообразования, т.е. кварц-пиритовая, кварц-марматитовая, кварц-сфалеритгаленитовая стадии (меди значительно меньше и её минералы появляются в значимых количествах при высоких Т). 50 100 оС 40 Мас.% 30 20 100 10 0 15 W (370C, 1kb, f1) 0 5 10 15 50 150 оС 40 Мас.% 20 10 0 0 5 10 15 50 200о С Мас.% 40 30 20 200 10 0 0 5 10 50 15 250 о С Мас.% 40 30 250 20 10 0 0 5 10 50 40 Py 300 30 Po 20 PbS 10 0 ZnS 0 Chc 15 15 350о С Мас.% Brn 10 Мас.% 10 40 30 350 5 5 50 ChPy 0 15 300 о С Мас.% Температура ступенчатых реакторов или жила по восстанию 30 150 20 20 10 0 0 5 Слои 10 15 Рисунок 4. Валовые содержания минералов на различных уровнях по восстанию модельной жилы (левый график) на 15 волне (W) и внутренняя структура жилы при 100-350 С (правые графики) для модели мобилизации при 370 С и 1000 бар. Представлены все минералы, кроме кварца, который дополняет состав до 100%: Py - пирит, Po - пирротин, PbS - галенит, ZnS - сфалерит, ChPy - халькопирит, Brn - борнит, Chc - халькозин. С изменением Т-Р условий в области мобилизации (ниже пунктирных линий на рис. 3) описанная структура сохраняется, но с ростом Т или падением Р увеличиваются как валовые, так и локальные содержания сульфидов (до 70% пирит и сфалерит, до 20% галенит). Таким образом, стадийность минералообразования можно объяснить с позиций развития единого источника вещества, которым в наших моделях является область мобилизации, где процессы взаимодействия в системе порода-вода играют определяющую роль. Причины и зональность рудоотложения. Общепринято, что одним из важнейших факторов, определяющих концентрирование и локализацию руд, может являться взаимодействие рудоносных растворов с околожильными породами. Однако, кроме качественного рассмотрения роли отдельных реакций, отсутствуют доказательства на количественном уровне для гетерофазных многокомпонентных термоградиентных гидротермальных систем. Нами исследованы модели без реакции с околожильными породами (рис. 4) и с введением в каждый из реакторов, представляющих жилу, переменного количества породы [8]. Количество добавляемой породы уменьшается с падением T и увеличением времени (номера волны раствора из области мобилизации) и рассчитывалось по уравнению, которое обосновано в работах Д.В.Гричука [9] и дает возможность имитировать изменение скорости реакции с боковыми породами при диффузионном массообмене: R = 0.000036k ⋅ e 0.024t ⋅ ( w − w − 1) , где R – масса породы в граммах; k – коэффициент, регулирующий необходимое соотношение количеств породы и воды в каждом реакторе; t – температура в °C; w – номер порции (волны) раствора из области мобилизации. Расчеты проведены при значениях k равных 0, 1, 10 и 23. При k=0 взаимодействие с околожильными породами не происходит (рудное вещество отлагается за счет падения температуры). Количества породы, вводимое в реакцию с рудоносным раствором при других значениях k составляют: при k=1 от 0.16 г при 350°С и до 0.0004 г при 100°С на 1W и на порядок меньше на 10W, при k=10 эти цифры увеличиваются на порядок. Исследованы реакции с гранитом и метаморфитами. Состав рудоносного раствора формируются в области мобилизации (рис. 3). Именно такой изменяющийся рудоносный раствор образует модельную жилу. Далее не рассматриваются отложение кварца и сульфидов железа, а анализируется только изменение собственно Pb-Zn рудообразования. Оценка эффективности рудообразования проведена через мольные количества рудных элементов (за 100% принято общее количество металла, поступающее из области мобилизации). Распределение рудного вещества в модельной жиле при различных значениях k показано на примере сфалерита на рис. 5 (а). При k=0-1 основная масса ZnS отлагается на интервале 240-100°C с максимумом у 200°C. Введение во взаимодействие даже очень небольшого количества гранита приводит к двум эффектам: увеличивается количество сфалерита в высокотемпературных участках жилы, немного увеличивается общий процент отложения Zn по всей модельной жиле. Большее количество породы приводит к практически полному отложению сфалерита в самых высокотемпературных реакторах (73.4 % при k =23 на 350-300°C), исчезает интервал обогащения около 200°C, немного увеличивается полнота отложения Zn. Еще более кардинальное воздействие оказывает замена гранита на амфиболит. В этом случае уже при k=1 основное количество сфалерита отлагается в высокотемпературных реакторах (53% на 350-250°C против 40% при реакции с гранитом). Максимальные концентрации Pb в рудоносном растворе достигаются на 11-18W, после полного выщелачивания Zn из гранита в области мобилизации. На этих же волнах значительно уменьшается и количество околожильной породы, которая вводится в реакцию с раствором. Поэтому отложение сфалерита и галенита происходит с их разделением по восстанию жилы. Это подтверждают результаты расчетов при k=0 и 10, приведенные на рис. 5 (б). 100 (а) 150 (б) k=0 k=1 k=10 k=23 Температура (жила по восстанию) Температура (жила по восстанию) 150 200 200 ZnS(0) PbS(0) ZnS(k=10) PbS(k=10) 250 250 300 300 350 0.0E+00 100 3.0E-04 6.0E-04 9.0E-04 Моли ZnS 1.2E-03 1.5E-03 350 0.0E+00 2.0E-04 4.0E-04 6.0E-04 Моли ZnS и PbS 8.0E-04 Рисунок 5. Реакция с околожильным гранитом: (а) распределения сфалерита по восстанию модельной жилы при значениях k от 0 до 23; (б) распределение сфалерита и галенита при k=0 и 10. Видно, что без взаимодействия с гранитом основная масса сфалерита и галенита отлагается от 240°C до 100°C, т.е. формируется единый интервал Pb-Zn оруденения. Если происходит реакция 1.0E-03 рудоносного раствора с околожильным гранитом (k=10), то сфалерит будет отлагаться в высокотемпературных реакторах и только 25% из 97% на интервале 240-100°C, а значительная доля галенита продолжает отлагаться при низких температурах (52% из 87%). При этом отношение Pb/Zn на данном интервале по восстанию жилы смещается в сторону Pb. Причиной влияния на рудообразование алюмосиликатных пород является увеличение рН рудоносных растворов из-за их взаимодействия с породой, что приводит к росту доли диссоциированных форм сероводорода и, соответственно, степени отложения сульфидов. Чем выше отношение (Na2O+K2O+CaO+MgO)/SiO2 породы, тем выше рН раствора. Полученные результаты показывают, что на фоне рудообразования за счет понижения температуры взаимодействие с вмещающими породами дает относительно небольшую прибавку отложенных руд – первые проценты для Zn, около 10% для Pb и доли процента для Cu. Однако только благодаря реакции рудоносного раствора с околожильными породами происходит смещение областей рудообразования в сторону высоких температур. Это смещение тем сильнее, чем выше степень взаимодействия с породами, которую можно определить через отношение порода/вода (П/В): П/В≤0.000n при k=1 и на порядок выше при k=10 и 23. При П/В больших, чем 0.00n0.0n, рудообразование концентрируется в нижних участках жил (высокотемпературные реакторы), т.е. там, где большее количество породы вступает в реакцию. В реальных Pb-Zn жилах рудное вещество дифференцировано по восстанию. Сульфиды меди (обычно халькопирит) отлагаются, в основном, в нижних частях, а галенит и сфалерит – в средних и верхних участках рудных тел. Известно, что снизу вверх отношение Pb/Zn увеличивается от 1 до 5-6 (такие высокие отношения отмечены на месторождении В.Згид). Такой картине соответствует модель рудообразования без взаимодействия с породой, хотя отношение мольных количеств Pb/Zn в этом случае достигает только 0.6-0.8 (около 2 при пересчете на весовые соотношения). В наших расчетах установлено, что при П/В менее 0.001 (k≤10) может происходить пространственное разделение максимумов отложения Pb и Zn, при котором отношение Pb/Zn в верхах модельных жил достигает 1.11.2 (4-5 при пересчете на мас.%). Таким образом, взаимодействие с околожильными породами приводит к росту Pb/Zn по восстанию жил и позволяет объяснить возможную причину достижения высоких значений в реальных объектах. 4 ЗАКЛЮЧЕНИЕ Проведенные геохимические исследования и термодинамическое моделирование процессов гидротермального жильного рудообразования показывают, что поведение рудных элементов на всех этапах развития гидротермальных систем подчинены взаимодействию вода-порода в разных ее проявлениях. Обосновано, что источником рудного вещества могут быть породы вмещающие месторождения. Показано, что продолжительное взаимодействие в системе «безрудный гидротермальный раствор – вмещающая порода» приводит к образованию рудоносных растворов переменной металлоносности. Установлена корреляция параметров гидротермальной системы в области мобилизации с образованием специфической геохимической структуры и минеральных ассоциаций реальных жил. Стадийность минералообразования можно объяснить с позиций развития единого источника вещества, которым в наших моделях является область мобилизации, где процессы взаимодействия в системе породавода играют определяющую роль. Взаимодействие рудоносного раствора с околожильными алюмосиликатными породами в термоградиентной системе вызывает незначительное увеличение отложения рудных сульфидов в жилах. Степень влияния околожильных пород определяется интенсивностью взаимодействия в системе порода-раствор и кислотно-основной характеристикой породы или отношением (Na2O+K2O+CaO+MgO)/SiO2. При отношении, равном 0.35-0.4, в жиле отлагается больше рудных компонентов, чем при 0.12-0.15 и без взаимодействия (только за счет охлаждения). Реакция с околожильными породами приводит к разделению в пространстве интервалов отложения рудных сульфидов. СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. 2. 3. 4. 5. Борисов М.В. Геохимические и термодинамические модели жильного гидротермального рудообразования. – М.: Научный мир, 2000. – 360 с. Borisov M.V. Geochemical and thermodynamic models for the genesis of low- and mediumtemperature vein mineralization and metasomatism in the wall rocks // Geochemistry International – V. 41, suppl. 2. – 2003. – P. S145-S312. Шваров Ю.В. Алгоритмизация численного равновесного моделирования динамических геохимических процессов // Геохимия – № 6. – 1999. – C. 646-652. Шваров Ю.В. HCh: новые возможности термодинамического моделирования геохимических систем, предоставляемые Windows // Геохимия – № 8. – 2008. – С. 898-903. Борисов М.В., Бычков Д.А., Шваров Ю.В. Геохимические структуры полиметаллических жил выполнения и параметры гидротермального рудообразования // Геохимия – №11. – 2006. – С. 6. 7. 8. 9. 1218-1239. Тугаринов А.И., Бибикова Е.В. и др. Применение свинцово-изотопного метода исследования для решения вопросов о генезисе свинцовых месторождений Северо-Кавказской рудной провинции // Геохимия – № 8. – 1975. – С. 11561163. Борисов М.В., Волкова М.М., Бычков Д.А., Бычкова Я.В. Распределение редкоземельных элементов в рудных телах Джимидонского полиметаллического месторождения и вмещающих породах (Северная Осетия, Россия) // Вестник Московского университета. Серия 4. Геология – №4. – 2011. – C. 48-52. Борисов М.В., Шваров Ю.В. Влияние околожильных пород на эффективность гидротермального рудообразования // Геохимия – №9. – 2010. – C. 996-1001. Гричук Д.В. Термодинамические модели субмаринных гидротермальных систем. – М.: Научный мир, 2000. – 304 с. Статья опубликована в сборнике: Борисов М.В., Бычков Д.А. Взаимодействие вода-порода как основной фактор гидротермального рудообразования // Труды Всероссийской конференции с участием иностранных ученых «Геологическая эволюция взаимодействия воды с горными породами», Томск, Изд. НТЛ, 2012, 4-11. (ISBN 978-589503-5078, 494 с.)
