Изотопный состав O, C, S минералов медно-рудных ассоциаций неопротерозойских траппов Волынско-Брестской провинции

Кузьменкова О.Ф., Колосов И.Л.

РУП «Белорусский научно-исследовательский геологоразведочный институт», г. Минск, Беларусь

Крупная Волынско-Брестская магматическая трапповая провинция (ВБП) неопротерозойского возраста (около 550 млн.л) расположена на юго-западе Восточно-Европейской платформы. В ее строении преобладают базальты субщелочного ряда и их туфы (нижняя часть разреза вулканогенной толщи) и базальты нормального ряда и их туфы (верхняя часть разреза). Незначительно развиты пикробазальты нормального ряда; интрузивные долериты, габбро-долериты субщелочного ряда и кислые эффузивы нормального и субщелочного ряда. Медная минерализация приурочена к долеритам, базальтам и их туфам. Медь и тесно ассоциирующие с ней железо и серебро имеют первично-магматический генезис и являются геохимической особенностью магматического очага. Излияние базальтовой лавы происходило в наземных условиях при низкой фугитивности кислорода (ƒО2 = -12,1 – -6,45) в условиях буфера QFM, что способствовало выделению меди в самородном виде (4). Она частично входила в состав породообразующих минералов базальтов, частично оставалась в расплаве. В породах ВБП выявлено 3 медно-рудные минеральные ассоциации: позднемагматическая, постмагматическая самородно-медные и медно-сульфидная гидротермальная.

1. Позднемагматическая. Самородная медь в виде дендритов, кристаллов 0,5 – 1,5 мм образуется на позднем этапе кристаллизации базальтовой лавы в ассоциации с ильменитом, хлорофеитом, анальцимом, вулканическим стеклом, халцедоном. Присутствие последнего в базитах объясняется контаминацией расплавов провинции коровым материалом. В не до конца консолидированных базальтах водонасыщенная часть остаточного расплава была какое-то время мобильной и при активном флюидном режиме образовывала скопления, выполняла дегазационные каналы (везикулы).

2. Постмагматическая. Является результатом автометасоматического преобразования пород под действием гидротерм ВБП. Продолжают выделяться хлорофеит, анальцим, халцедон; четко разделить позднемагматическую и постмагматическую стадии их образования не представляется возможным –наблюдаются постепенные переходы от интерстиционных обособлений этих минералов к “теневым”, а затем к четким прожилкам. Оливин замещается серпентином, хлорофеитом, иддингситом-боулингитом, опалом, сфеном; образуются цоизит, палагонит, опал, кварц, пирит, происходит сапонитизация стекла, альбитизация плагиоклаза, хлоритизация мезостазиса и др. На поздней стадии образуются цеолиты (стеллерит в субщелочных базальтах; морденит, гейландит – в толеитах), минералы кремнезема, хлорит, гидрослюды, гематит, карбонаты, сульфиды меди и др. Происходит вынос и переотложение меди преимущественно в самородном виде в форме листочков, чешуек, дендритов (1 – 5 мм). Температура гомогенизации газово-жидких включений (ГЖВ) в кварце из толеитов карьера Рафаловка 265-335^оС, изотопный состав кислорода (δ¹⁸О = 6,05 – 8,25‰ – здесь и далее относительно SMOW) соответствует составу магматической воды (1).

Изотопный состав S пирита из кальцит-пиритового прожилка (2 мм) из свежего толеита карьера Рафаловка аномально тяжелый (δ³⁴S = 30,7‰ – здесь и далее относительно COT). Равновесный с базальтовым расплавом флюид в условиях буфера QFM (ƒО₂ < -15), давлении 1 кбар, содержит S преимущественно в форме H₂S (6). Поскольку обстановка кристаллизации расплавов ВБП была более окислительной, S содержалась в основном в форме SO₂. Такая S плохо растворима в расплавах и легко удаляется – этим объясняется практически полное отсутствие сульфидов в базальтах ВБП. Малая часть серы в форме Н₂S при охлаждении отделявшегося флюида в условиях быстрого понижения ƒО₂ могла кристаллизоваться в сульфидной форме и иметь утяжеленный относительно δ³⁴S расплава изотопный состав (Δ ³⁴S = +4‰). Тогда δ³⁴S расплава должен быть 26 – 27‰, что выглядит для базальтовых магм нереальным. В то же время в Мире известны базиты с аномально высокими (до +17‰) и аномально низкими (до – 13,4‰) значениями δ³⁴S первичных сульфидов, что объясняют контаминацией расплава осадочными сульфидами или сульфатами (6). Контаминированность расплавов ВБП коровым материалом и присутствие в магматическом очаге литосферного компонента показана нашими исследованиями (5). Для обеспечения столь тяжелого изотопного состава S возможными контаминатами должны выступать осадочные сульфаты. Изотопный состав С ассоциирующего с пиритом кальцита (δ¹³С = -0,8‰ – здесь и далее относительно PDB) близок таковому в морских карбонатах, что подтверждает и тяжелый изотопный состав кислорода (δ¹⁸О = 27,5‰). Гидротермы могли формироваться за счет смешения флюидов, отделявшихся от расплавов, котнаминированных морскими осадочными породами (сульфатами, карбонатами, глинами), и собственно «метаморфических вод», активизированных горячими расплавами в кристаллическом основании ВБП. Породы с подобным составом О и С известны в фундаменте Беларуси – метакарбонаты рудьмянской серии (δ¹³С от 0,8 до -1,7‰; δ¹⁸О от 14,8 до 23,4‰) (7) и Украины – кальцифиры, мраморы бугской и тетеревской серий (δ¹³С от 3,5 до -1,9‰; δ¹⁸О от 15,5 до 24,5‰) и др. (2).

Изотопный состав кислорода δ¹⁸О (17,1 – 27,5‰) и углерода δ¹³С (-9,9 – -12,9‰) кальцитов из прожилков (2 – 30 мм) в базальтах и в габбро-долеритах более легкий. Близок нашим данным изотопный состав C кальцита из толеитов карьера Рафаловка (δ¹³С от -7,7 до -8,7‰) по (1), состав же кислорода (δ¹⁸О от 6,04 до 7,1‰) магматический. Похожие значения имеет кальцит из базальтов скв. 5871 участка Жиричи (δ¹³С от -5,41 до -4,58‰; δ¹⁸О от -3,03 до 10,66‰) (8); температура гомогенизации ГЖВ (60 – 233^оС) указывает на осаждение минерала на фоне охлаждения базальтов. По мнению (8), образование стратиформных тел самородной меди в серо-зеленых туфах рудопроявления Жиричи произошло в результате восстановления железа из трех- в двухвалентную форму с участием хлор-аниона в ходе колебаний уровня подземных вод рифейской толщи, при этом рудообразующие растворы не были генетически связаны с магматическим очагом. Однако пrредположить их стерильность от магматогенных флюидов в активной вулканической области не представляется возможным.

Значительные вариации изотопного состава O кальцита нельзя объяснить только фракционированием изотопов по мере понижения температуры флюида. Изотопный состав С кальцитов мантийный, с утяжелением до -0,8‰ и облегчением до -12,9‰ вследствие взаимодействии флюида соответственно с осадочными карбонатами и биогенным углеродом. Постмагматические гидротермы формировались при участии магматической и метаморфической воды, в незначительной степени – метеорной; состав их определялся: составом расплава, от которого отделялся флюид (сформирован составом мантийного источника и корового контамината), и составом флюидов из кристаллического фундамента и терригенной толщи рифея.

3. Гидротермальный. Полиминеральные прожилки мощностью 10-30 мм (до 30 см) сложены кварцем, хлоритом, карбонатами, цеолитами, сульфидами меди, пиритом, медной зеленью и др.; реже – только кальцитом, исландским шпатом. Пирит из прожилка в толеите карьера Янова Долина имеет облегченный изотопный состав серы (δ³⁴S = -14,5‰). Магматические флюиды не имеют столь низкие значения δ³⁴S даже при невысоких температурах, а флюиды водно-морского происхождения при низких температурах могут давать широкий диапазон значений (δ³⁴S = 30 – -15‰) (6). На «метаморфическое» происхождение воды гидротерм также указывает изотопный состав кислорода (δ¹⁸О = 14,9‰) и значительно облегченный состав углерода (δ¹³С = -23,5‰) ассоциирующего с пиритом кальцита. Такой биогенный С мог происходить из графита пород кристаллического основания провинции: графитсодержащих гнейсов рудьмянской серии Беларуси (δ¹³С от -19,0 до -27,4‰) (3); графит-биотитовых гнейсов, кристаллосланцев тетеревской серии (δ¹³С = -27,4 –-32,8‰); графит-биотитовых гнейсов бугской серии (δ¹³С = -22,7 – -35,8‰) (2). Обнаружение кальцита с подобным составом С в скв. 776 (δ¹³С -20,5‰) в пределах Центрально-Белорусской зоны, к юго-западу от области развития пород рудьмянской серии, может указывать на возможное продолжение здесь полосы их развития.

В районах отсутствия покровов базальтов ВБП медно-сульфидная минерализация в ассоциации с хлоритом, анальцимом, кальцитом приурочена к туфам – Столинское и Озерницкое рудопроявления Беларуси в субширотных зонах интенсивной трещиноватости, Шепетовский рудный узел Украины. В последнем (8) вода кальцитобразующих растворов метаморфическая (δ¹⁸О = 9,3 – 16,9‰), изотопный состав С варьирует от мантийного (δ¹³С = -2,1 – -5,6‰) до органического (δ¹³С = -20,4‰).

Вынос меди из траппов и переотложение ее в сульфидной форме происходило во время наложенной герцинской активизации региона, на что указывает приуроченность прожилков к активным в этот период субмеридиональным и субширотным разломам – в вендское время магмоподводящими были глубинные разломы северо-восточного и северо-западного простираний. Источником флюидов были породы кристаллического основания и платформенного чехла провинции.

Исследования выполнены при поддержке грантов БРФФИ Х09К-048.

Литература:

1. Деревська К.І.,Шумляньский В.О., Галецький Л.С., Загнитко В.М., Приходько В.Л., Безугла М.Вю., Шумляньский Л.В. Геолого-генетична модель рудоутворюючоi системи i пошуковi ознаки самородномiдного зрудинiння в трапах Волинi // Наукові праці Інстітуту фундаментальних досліджень. Кіев: Знання Украіни, 2006. С. 46 – 55.

2. Загнитко В.Н., Луговая И.П. Изотопная геохимия карбонатных и железисто-кремниевых пород Украинского щита. Киев: Наукова думка, 1989. 316 с.

3. Корнилов Н.А., Никитин А.Е., Деревянкин Ю.А., Островский В.Е., Савченко Л.Т., Шатрубов Л.Л., Илькевич Г.И., Стасевич А.И. О графитсодержащих породах в кристаллическом фундаменте БССР // Доклады Академии наук БССР. 1985. Т. 29, № 2. С. 155 – 158.

4. Кузьменкова О.Ф., Носова А.А, Веретенников Н.В. Минералогия и петрогенезис базальтов и долеритов венда Беларуси // Літасфера. 2008. № 2(28). С. 76 – 95.

5. Носова А.А., Кузьменкова О.Ф., Веретенников Н.В., Петрова Л.Г., Левский Л.К. Неопротерозойская Волынско-Брестская магматическая провинция на западе Восточно-Европейского кратона: особенности внутриплитного магматизма в области древней шовной зоны // Петрология. 2008. Т. 16, № 2. С. 115 – 147.

6. Омото Х., Рай Р.О. Изотопы серы и углерода // Геохимия гидротермальных рудных месторождений. М.: Мир,1982. С. 405 – 450.

7. Таран Л.Н. Рудьмянская толща в кристаллическом фундаменте Беларуси: условия метаморфизма и дифференциация вещества // Лiтасфера. 2003. № 2(19). С. 37 – 45.

8. Шумлянский В.О., Деревська К.I., Нагальова Н.Б., Шумлянский Л.В., Москаленко О.I. Генетичнi особливостi самородномiдноi мiнералiзацii в базальтових туфах волинськоi серii венду // Мiдь Волинi. Науковi працi Iнституту фундаментальных дослiджень под ред. Л.В. Шумлянскій. Киев: Знання, 2006. С. 142 – 149.