ГЕОЛОГИЯ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ, 2008, том 50, № 2, с. 153-163
УДК 553.412.2:553.065
МИКРО- И НАНОЧАСТИЦЫ ЦИНКИТА И САМОРОДНОГО ЦИНКА ИЗ РАССЕЯННОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИИ МЕТАСОМАТИТОВ ДУКАТСКОГО РУДНОГО ПОЛЯ
© 2008 г. Л. Г. Филимонова, Н. В. Трубкин
Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН 119017, Москва, Ж-17, Старомонетный пер., 35 Поступила в редакцию 17.05.2007 г.
Приводятся данные о морфологии и кристаллической структуре микро- и наночастиц цинкита и самородного цинка, локализованных среди новообразованных минералов метасоматитов Дукатского рудного поля. Формирование частиц малых размерностей в областях разгрузки послемагматиче-ских флюидов связывается с особой динамикой гетерогенной минералообразующей среды, приводящей к образованию ультралокальных концентраций цинка. В условиях пропилитов и грейзенов частицы малых размерностей, представляющие собой продукты самых ранних стадий процессов ру-доотложения, возникают в области фронта роста кристаллов Fe-хлорита и апофиллита. Агрегация наночастиц цинкита с образованием металлоносных включений и волокнистых форм самородного цинка происходит в зонах грейзенизации при процессах собирательной перекристаллизации тонкодисперсной минеральной системы под воздействием дополнительных порций восстановленных флюидов. В зоне аргиллизитов дендритовидные кристаллы цинкита формируются в результате кристаллизации гелей, образованных при коагуляции коллоидных растворов.
ВВЕДЕНИЕ
Самородный цинк в виде разнообразных по форме частиц размером до 1-2 мм, развивающийся по ним цинкит известны как в продуктах переотложения сульфидных рудных тел (Boyle, 1961), так и среди продуктов послемагматической, гидротермальной деятельности (Новгородова и др. 1986). В связи с тем, что поле стабильности самородного цинка расположено за пределами электрохимической устойчивости воды, высказано предположение о том, что в послемагматических процессах рост его кристаллов может происходить по механизму пар - жидкость - кристалл в газообразной среде послемагматических флюидов, поступающих в пористые и трещиноватые толщи консолидированных пород. Позднее была предложена кавитационная модель формирования частиц самородных металлов и сплавов (Адушкин и др., 2004).
Микрочастицы (от 1 до 100 мкм) и наночасти-цы (<0.1 мкм или <100 нм) цинкита, самородного цинка и их агрегаты впервые обнаружены нами в метасоматитах Дукатского рудного поля. Частицы подобных размеров выделяются как особая группа минеральных индивидов природных дисперсных, ультрадисперсных и коллоидных систем (Чухров, 1955; Ребиндер, 1978; Булах, 1998; Юш-кин, 1999 и др.). Эти частицы обладают огромной удельной поверхностью и особыми энергетиче-
Адрес для переписки: Л.Г. Филимонова. E-mail: flg@igem.ru
скими свойствами, которые определяют их стабильность и миграцию вне зависимости от химических свойств соединений, слагающих их. Предлагаемая в настоящее время граница раздела микрочастиц и наночастиц (десятые доли мкм) совпадает с размерной границей твердых грубо-дисперсных и высокодисперсных (коллоидных) частиц, агрегаты которых обнаруживают различную устойчивость в условиях внешнего воздействия. Все исследователи обращают внимание на то, что образование подобных частиц происходит в системах с нестабильными, высокоградиентными параметрами физико-химических условий. Эти условия характерны для разноглубинных зон разгрузки флюидов современных и древних гидротермальных систем (Лебедев, 1979; Петровская, 1989 и др.).
Проведенные нами исследования минерального состава метасоматитов Дукатского рудного поля показывают, что их различные фации включают зоны рассеянной минерализации, образованные рудными минералами малых размерностей (Филимонова и др., 2003; Филимонова, Трубкин, 2004). Изучение условий нахождения и образования минералов рассеянной минерализации предоставляет важную информацию о самых ранних стадиях образования рудного вещества в длительно развивающейся рудообразующей системе.
В настоящей статье, продолжающей цикл работ, посвященных исследованиям ассоциаций но-
вообразованных минералов метасоматитов Ду-катского рудного поля, представлены данные о распространении микро- и наночастиц цинкита, самородного цинка, ассоциирующих с ними нерудных минералов.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
ДУКАТСКОГО РУДНОГО ПОЛЯ
Крупнейшее на Северо-Востоке России Аи-А§-месторождение Дукат располагается в субмеридиональном рифтогенном Балыгычан-Сугойском прогибе, примыкающем с севера к окраинно-кон-тинентальному Охотско-Чукотскому вулканическому поясу (фиг. 1). Грабенообразный прогиб является самой крупной поперечной структурой Северного Приохотья и рассматривается в качестве фрагмента двух пересекающихся глобальных структурно-металлогенических единиц: субмеридионального трасформного Приколымско-Камчат-ского линиамента и Верхояно-Чукотского пояса, обрамляющего Колымско-Омолонский срединный массив (Константинов и др., 1998). Глубина проникновения разломов в его пределах, оцененная по геофизическим данным, достигает 100 км (Шило и др., 1979).
В мел-палеогеновый период этот высоко проницаемый участок земной коры стал ареной проявления разнообразных форм магматической и флюидно-гидротермальной деятельности. Одни из них связаны с активизацией внутриплитовых процессов в трансформной рифтовой зоне, а другие - с формированием окраинно-континенталь-ного Охотско-Чукотского вулканического пояса. В результате были образованы вулканогенно-осадочные толщи, наложенные на триас-юрские метаморфизованные отложения верхоянского комплекса, секущие тела гранитоидов и разнообразная рудная минерализация (Константинов и др., 1998). В раннем мелу в условиях интенсивного прогибания и растяжения были сформированы мощные осадочные толщи угленосной омсукчан-ской свиты, К-риолиты аскольдинской свиты, прослои мендалекаменных базальтов и диапиры роговообманковых перидотитов, а в позднем мелу, в связи с формированием краевого Охотско-Чукотского вулканического пояса, - риодациты, андезиты, андезито-базальты наяханской и тавва-тумской свит, интрузии гранитоидов.
Основная часть известной рудной минерализации была образована в позднем мелу. Она представлена локальными оловоносными грейзенами, пегматитами, проявленными в зонах эндо- и экзо-контактов интрузивных тел, а также удаленными от интрузий олово- и серебро-полиметаллическими месторождениями, в том числе и уникальным Аи-А§-месторождением Дукат. В разнообразных типах продуктивной рудной минерализации, кроме сульфидов РЬ, 2и, А§, Си, самородного сереб-
ра, разнообразных сульфосолей, касситерита, присутствуют редкоземельные минералы, турмалин, флюорит, более характерные для грейзенов.
Дукатское рудное поле, вмещающее одноименное уникальное Аи-А§-месторождение, располагается в центральной части прогиба, в области пересечения различно ориентированных протяженных зон разломов, где рифтогенные вулканогенно-оса-дочные толщи составляют основную часть меловых образований (фиг. 1). Субвулканическое тело крупнопорфировых К-риолитов (невадитов), площадью около 2 км2, фиксирует центр вулканической структуры. Позднемеловые риодациты, андезиты и андезито-базальты, их субвулканические аналоги располагаются на ее флангах. Кровля позднемеловой интрузии гранитоидов располагается на глубине 1200-1300 м от поверхности.
Определенные импульсы магматической активности, проявленные в пределах рудного поля, сопровождались флюидно-гидротермальной деятельностью, в сферу которой на площади около 25 км2 были вовлечены большие объемы трещиноватых, пористых, легко проницаемых ранне- и позднемеловых риолитовых силлов и круто падающих субвулканических тел (Филимонова, 2002). Характерная особенность гидротермально-измененных пород заключается в том, что основная часть новообразованных минералов выполняет сеть полостей, мелких пор и микротрещин. Наиболее крупные кристаллы этих минералов размером до 2-5 мм образуют веерообразные, лентовидные и розовидные микроагрегаты.
Пропилиты и аргиллизиты, сопряженные с формированием продуктивных руд месторождения Дукат, распространены в северном, относительно опущенном блоке рудного поля (фиг. 1). В низкотемпературных пропилитах внутренней зоны компактно размещаются рудные тела месторождения. Они представлены последовательно образованными сульфидными, адуляр-хлоритовыми, кварц-родонит-родохрозитовыми жильными телами и метасоматическими зонами. Наиболее ценными их компонентами являются самородное серебро и акантит. При этом содержания галенита, сфалерита, более редкого халькопирита весьма велики. Среднетемпературные пропилиты с кварц-клиноцоизит-хлоритовой ассоциацией минералов характерны для внешней зоны рудного поля, а зоны с кварц-гранат-хлоритовой - обнажаются в его центральной части в основаниях правого и левого бортов руч. Искра на абсолютных отметках 850-950 м над уровнем моря (фиг. 1). Формирование последних связано с реювинацией гидротермальной деятельности и образованием наиболее поздних кварц-родонит-родохрозитовых рудных тел.
Аргиллизиты развиты по пропилитизирован-ным риолитам, обнаженным в центральной, се-
63° е.ш.
152° в.д.
■ Е
2 км
6
9 ЕЕЕЕЕЕЕ11
1
Фиг. 1. Схема геологического строения Дукатского рудного поля и его позиция (на врезке) в пределах Охотско-Чу-котского вулканического пояса (косая штриховка).
1 - триас-юрские осадочно-метаморфические породы основания внешней зоны вулканического пояса; 2-4 - раннеме-ловые образования: калиевые риолиты (2а) и их субвулканические аналоги (26), угленосные отложения омсукчанской свиты (3), контуры распространения рассеянной минерализации грейзенового типа (4а) и зоны ее концентраций в субвулканическом теле (46); 5, 6 - позднемеловые образования: калий-натриевые риолиты наяханской свиты (5а) и их субвулканические аналоги (56), андезито-базальты тавватумской свиты (6); 7, 8 - внешние контуры ареалов средне-температурных (7), низкотемпературных пропилитов (8) Дукатского рудного поля и наложенных на них аргиллизи-тов; 9 - контуры ареала кварц-гранат-хлоритовых метасоматитов; 10 - разломы; 11 - зоны скрытых трансформных разломов субширотной Бую
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.