Геологическое строение, минералого-геохимические особенности и условия образования Талганского колчеданного месторождения, Южный Урал

Стабильные изотопы.

Исследованы соотношения стабильных изотопов (О, С, S) карбонатов и сульфидов вмещающих пород и руд месторождения. Анализ проводился по стандартным методикам. Результаты отнесены к следующим стандартам: SMOW - для кислорода, PDB - для углерода и CDT - для серы.

Изотопный состав серы сульфидов. Соотношение изотопов серы сульфидов из вмещающих пород следующее: величины δ³⁴S пирита -1.0 +3.4 ; халькопирита -0.1 +3.6 ; сфалерита +1.3 +4 ; галенита +3.3 ; барита +12.7 . Из массивных и вкрапленных руд рудных тел 1 и 2 проанализированы монофракции пирита, халькопирита и сфалерита. Изотопный состав серы варьирует в следующих пределах: от -2.4 до +3.2 - для пирита; от -1.2 до +2.8 - для халькопирита; от -3.5 до +3.0 - для сфалерита. Значения δ³⁴S для различных сульфидов изменяются в достаточно узких пределах. Большая часть всех величин (около 70%) попадает в интервал от 0 до +3 .

В сульфидах из большинства древних и современных колчеданных месторождений величины изотопных соотношений варьируют в более широких пределах, чем для Талганского месторождения. Различия в изотопном составе серы в различных сульфидах проявлены очень слабо. Сера в сфалерите по изотопному составу практически идентична сере в сульфидах Cu и Fe. Следовательно, при отложении сосуществующих сфалерита, пирита и халькопирита изотопное равновесие не достигалось. Это может указывать на быстрое протекание процесса рудоотложения (Бортников, Викентьев, 2005).

Поскольку значения δ³⁴S сероводорода минералобразующего флюида при температуре выше 150њС эквивалентны значениям δ³⁴S серы сосуществующих с ним сульфидов (Ohmoto, 1986), можно оценить δ³⁴S сероводорода равным 0 3 . Это значение соответствует величинам, считающимся типичными для магматической серы (δ³⁴S = 0 2 ) (Ohmoto, Rye, 1979).

Изотопный состав углерода карбонатов. Кальцит из вмещающих метасоматически-измененных риолитов, дацитов, риолит-дацитов имеет значения - δ¹³ = -18.1 +3.6 ; кальцит с примесью Mn - δ¹³ = -15.6 +3.6 ; доломит - δ¹³ = -14.2 -12.7 . Значения δ¹³ карбонатов надрудных известняков: кальцит - δ¹³ = -15.7 +5.9 ; кальцит с примесью Mn - δ¹³ = -12.3 . Величины δ¹³ кальцита и кальцита с примесью Mn из массивных и вкрапленных руд сульфидных тел 1 и 2 изменяются соответственно от -14.1 до -0.5 и от -1.9 до +3.6 .

Таким образом, значения δ¹³ карбонатов, различных по составу, отобранных из вмещающих пород и руд, мало отличаются, практически все они попадают в интервал от -16 до + 4 . Большая часть анализов δ¹³ находится в интервале от -10 до -7 . Вариации изотопного состава углерода известняков Талганского месторождения более существенны, чем в кальците соседнего Узельгинского месторождения (δ¹³ 0 +1 ).

Оценка величин δ¹³C_CO2 в минералообразующем флюиде. Углерод может присутствовать в гидротермальных растворах в различных формах, но в основном в виде CO₂ и CH₄. Карбонаты относятся к числу главных среди нерудных минералов. Вероятнее всего при формировании Талганского месторождения в составе гидротермального флюида преобладали окисленные ионы и молекулы углерода. При расчете величин δ¹³C_CO2 во флюиде использовались уравнения различных исследователей (Bottinga, 1968; Ohmoto, Rye, 1979; Sheppard, Schwarcz, 1970). Изотопный состав углерода минералообразующего флюида в интервале температур 270-375њС колебался от -9.7 до -5.6 .

К основным источникам углерода гидротермальных систем относятся: 1) морские известняки со средним значением δ¹³С примерно 0 ; 2) глубинный углерод, средний изотопный состав которого по данным анализа карбонатитов около -7 ; 3) восстановленный или органический углерод осадочных пород со средним значением δ¹³С обычно менее -15 (Рай, Омото, 1977). Для большинства океанических гидротермальных систем величины δ¹³ изменяются от -4 до -7 и интерпретируются, как <мантийный след> (deRonde 1995; Von Dam, 1990). Анализ полученных данных по изотопному составу углерода в карбонатах и CO₂ во флюиде позволяет сделать вывод о глубинном источнике углерода в гидротермальной системе, сформировавшей колчеданную залежь Талганского месторождения.

Изотопный состав кислорода карбонатов. Величины δ¹⁸О карбонатов из вмещающих метасоматически-измененных риолитов, дацитов, риодацитов следующие: кальцит от +13.7 до +27.8 ; кальцит с примесью Mn от +13.9 до +24.6 ; доломит от +18.6 до +23.3 . Изотопный состав кислорода кальцита и кальцита с примесью Mn из массивных и вкрапленных руд рудных тел 1 и 2 изменяется соответственно от +14.6 до +22.9 и от +18.3 до +20.7 . Величины δ¹⁸О для карбонатов из толщи надрудных известняков изменяются от +16.2 до +24.3 для кальцита и составляет +23.6 для кальцита с примесью Mn.

Установлено облегчение изотопного состава кислорода от +24.26 в кровле до +20.42 в подошве надрудной толщи известняков. Начало накопления известняков, перекрывающих палеогидротермальное поле, отвечало повышенному привносу изотопно-легкого кислорода. Изотопный состав кислорода кальцита известняков Талганского месторождения оказался более легким, чем в кальците известняков той же надрудной толщи (D₂gv₂) соседнего Узельгинского месторождения (+26.0 +28.3 ). Изотопный состав углерода и кислорода карбонатов этой толщи существенно отличается от значений δ¹³С морских известняков (рис. 5). Тенденция облегчения изотопного состава кислорода от кровли к подошве надрудных известняков подтверждается и на Александринском и Узельгинском месторождениях (Викентьев, 2004).

Изотопный состав кислорода в кварце. Кварц из вкрапленников кислых вулканических пород имеет значения δ¹⁸О +6.2 +7.5 , которые соответствуют таковым магмы, промежуточной между кислыми и основными породами (Тейлор, 1977), и островодужных вулканитов (Фор, 1989). Величина δ¹⁸О халцедоновидного кварца из разнообломочной существенно известняковой брекчии (+18.6 ) отражает смешение кислорода кислых вулканитов (δ¹⁸О от +7 до +13 ), подстилающих известняки, и осадочных карбонатов (δ¹⁸О>+20 (Покровский, 2000)), в нашем случае - очевидно гидротермально-осадочных (δ¹⁸О от +14.6 до +22.9 ). Кислород кварца из кварцевого прожилка в дайке (δ¹⁸О = +11.4 ) отвечает изотопному составу кислорода, среднему для риолитов (Тейлор, 1977). Несмотря на признаки изотопного обмена между гидротермальными образованиями и вмещающими породами, изотопное равновесие между ними не достигалось, так как кислород кварца должен был бы быть существенно тяжелее кислорода кальцита (Фор, 1989).