Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер




15.09.2020


15.09.2020


15.09.2020


04.09.2020


03.09.2020


03.09.2020


21.08.2020


05.08.2020


05.08.2020


05.08.2020





Яндекс.Метрика
         » » Модель формирования оруденения эпитермального флюоритового формационно-генетического типа

Модель формирования оруденения эпитермального флюоритового формационно-генетического типа

21.10.2017

Средне-низкотемпературные гидротермальные месторождения флюорита, удаленные на значительные расстояния от фторгенерирующих источников, относятся к типичным представителям эпитермального оруденения. До сих пор достаточно полная геологическая модель формирования таких месторождений, нередко обладающих чертами вулканогенных образований, еще не создана, хотя многие ее аспекты служили предметом неоднократного обсуждения. В этом отношении привлекают внимание работы А.А. Оболенского с соавторами, раскрывающие основные признаки обобщенной генетической модели эпитермального минералообразования на материале месторождений плавикового шпата, свинца, цинка, ртути, сурьмы, мышьяка, золота и других металлов Алтае-Саянской и соседних с ней складчатых областей. Однако и здесь внимание уделено преимущественно рудным формациям. Между тем вследствие широкой распространенности, важного промышленного значения и дискуссионности ряда вопросов происхождения оруденение эпитермального формационно-генетического типа заслуживает специального рассмотрения с привлечением данных по другим фтороносным регионам.
Месторождения и рудопроявления этого типа известны практически на всех континентах, где залежи плавикового шпата формировались на протяжении главным образом фанерозоя с нарастанием общей интенсивности рудообразования от древних эпох к более молодым. Возникновение части месторождений флюорита можно, вероятно, синхронизировать со временем позднеорогенного развития структур земной коры, но кристаллизация основной массы плавиковошпатовых руд отвечает завершающим (конечным) этапам металлогенических процессов, обусловленных тектоно-магматическими активизациями складчатых поясов срединных массивов, щитов и плит. Становление особо продуктивного мезозойско-кайнозойского оруденения происходило на фоне планетарной тектонической активизации в связи с образованием современных океанов, причем некоторыми исследователями отмечается корреляция роста интенсивности флюорито-отложения с увеличением спрединга океанов.
Большинство месторождений флюорита представлено различными по размерам и морфологии жилами выполнения и минерализованными зонами дробления в алюмосиликатных породах. Меньшее значение имеют метасоматические тела, роль которых существенно возрастает в карбонатной среде, где нередко отмечаются крупные плащеобразные и страти-формные рудные залежи. Большая часть флюоритоносных тел формировалась в обстановке субвулканической фации глубинности. Тем не менее при наличии благоприятных для фторного замещения литологических горизонтов или экранирующих структур располагающееся ярусами стратиформное оруденение плавикового шпата может залегать на глубине до 2—3 км (Иллинойс, Кентукки, США), а жильное — порядка 4—5 км от поверхности, существовавшей в период минералообразования. На промышленных месторождениях насчитывается несколько стадий флюорито-отложения (до пяти-шести), но основная масса плавикового шпата выделялась в одну-две (редко больше) стадии, что хорошо согласуется с геохимическими особенностями поведения фтора в гидротермальном процессе. Длительность рудоотложения («спрессованное», без межстадийных перерывов) промышленно-флюоритоносных тел не превышает, по данным математического моделирования, 30 тыс. лет. Основу руд месторождений составляют кварц и флюорит, зачастую вместе с кальцитом и, реже, баритом. К ним в различных, иногда заметных, количествах присоединяются сульфиды и другие рудные минералы. В соответствии с этим выделяются кварц-флюоритовые, кальцит-(кварц)-флюоритовые, барит-(кварц, кальцит)-флюоритовые и сульфидно-(кварц, кальцит, барит)-флюоритовые месторождения. Три первых из них относятся к малосульфидному подтипу флюоритового эпитермального формационно-генетического типа оруденения, последние — к сульфидсодержащему. В одной и той же металлогенической провинции в течение единого минерагенического этапа могли формироваться месторождения нескольких минеральных типов — кварц-флюоритовые и сульфидно-(кварц, кальцит, барит)-флюоритовые (Кураминская геологическая область), кварц-флюоритовые, кальцит-(кварц)-флюоритовые и другие (Забайкалье, Казахстан, Горный Алтай) и т. п. Нередко месторождения разного состава связаны взаимопереходами по латерали и особенно по вертикали. С глубиной барит-(кварц, кальцит)-флюоритовое оруденение сменяется кварц-флюоритовым и кальцит-(кварц)-флюоритовым сначала с небольшой, а потом с заметной примесью сульфидов; еще далее появляется сульфидно-флюоритовое. Зональность крупных плавиковошпатовых тел также может отражать аналогичные минеральные ассоциации. Все это свидетельствует о единой природе месторождений обоих выделенных формационно-генетических подтипов.
Флюоритоносные залежи сопровождаются зонами околорудной аргиллизации пород, имеющей каолиновый уклон в кислом по составу субстрате и гидрослюдистый и монтмориллонитовый — в средних и основных. Аргиллизиты в различной степени окварцованы и флюоритизированы. Гранитоиды, вмещающие сульфидсодержащие месторождения плавикового шпата, нередко несут следы дорудной калишпатизации и эпидотизации, не характерных для малосульфидных флюоритоносных объектов. Карбонатные отложения вдоль плавиковошпатовых залежей обычно подвергаются кремнекислому и фторному метасоматозу, слабому растворению и перекристаллизации. Наряду со фтором первичные геохимические ореолы привноса на месторождениях флюорита образуют многие элементы, зональное расположение которых описывается следующим рядом: ртуть — барий — мышьяк — сурьма — серебро — стронций — фосфор — свинец — литий — таллий — цезий — цинк — медь — галлий — висмут — бор — кобальт — рубидий — вольфрам — никель — бериллий — германий — лантан — иттрий — иттербий — олово — молибден — церий — ниобий. С положительными ореолами ассоциируются отрицательные, обусловленные выносом из околорудного пространства железа, титана, марганца, хрома, ванадия и некоторых других компонентов.
Во всех случаях пространственное распределение эпитермальной фторной минерализации носит поясово-групповой характер. В региональном плане оно подчиняется положению протяженных линеаментов и долгоживущих сквозь структурных глубинных разломов, контролирующих и осложняющих сводовые поднятия, вулканические пояса, рифтовые системы, троги, авлакогены в областях растяжения и разуплотнения земной коры. В целом имеющиеся материалы свидетельствуют также о закономерной связи провинций, где обильно развито плавиковошпатовое оруденение (Забайкалье, Южный Казахстан, Средняя Азия, Монголия, Памир, Южная Якутия и др.), с неоднородностями верхней мантии. Последнее согласуется с минерагеническими концепциями, вытекающими из плитотектонической гипотезы, в соответствии с которой эпитермальное флюоритовое оруденение свойственно активным окраинам континентов и особенно «горячим точкам» — областям воздействия на литосферу поднимающихся мантийных струй, образующихся в результате термальных процессов в астеносфере. В свете отмеченного становится понятным весьма характерное и достаточно частое совмещение флюоритоносных поясов и крупных зон с континентальными вулканическими (интрузивно-зулканическими) поясами. Te и другие пояса обычно находятся в сфере влияния тектонических ограничений корово-мантийных блоков внутри литосферных плит, хотя отдельные минерагенические зоны могут прослеживаться в пределах одного блока, подчиняясь глубинным разломам и грабен-рифтам, осложняющим его строение. Мощность коры в складчато-глыбовых флюоритоносных регионах, как правило, 40—45 км и более (до 60—70 км в горных областях альпийской складчатости), а толщина «условно-гранитного» слоя 12—16 км, иногда значительнее (Забайкалье, МНР, Средняя Азия и др.). Отношение мощностей земной коры и «условно-гранитного слоя» превышает 2,5, что близко тому же показателю для территорий с развитием свинцовой, свинцово-цинковой и иной сульфидной, в том числе ртутной, минерализации. Нередко флюоритовое оруденение накладывается на краевые части зон и районов распространения предшествовавших ему рудных комплексов, особенно полиметаллических, причем медно-свинцово-цинковые проявления располагаются по периферии площадей с флюоритовой эпитермальной минерализацией (Казахстан, Средняя Азия, Прибайкалье и др.). Иногда, как, например, на Родопском срединном массиве, закономерная смена минерализации от Pb—Zn(Cu) к Pb—Zn и далее к флюоритовой происходит по мере возрастания мощности блоков земной коры.
В настоящее время, по-видимому, нет сомнений в существовании причинно-следственных связей между процессами магматизма и формированием эпитермальных месторождений флюорита, хотя последние иногда встречаются на территориях, где отсутствуют одновозрастные с оруденением интрузивные или эффузивные породы. Однако соотношения, формы связи и степень родства между проявлениями флюорита и магматитами трактуются исследователями по-разному. То же самое относится к составу формационной и фациальной принадлежности пород, для которых предполагается общность происхождения с эпитермальными рудами плавикового шпата. Анализ многочисленных литературных данных свидетельствует о наличии представлений как о генетической, так и о парагенетической связи месторождений с магматическими породами, интрузивными, экструзивными, дайковыми и эффузивными, от щелочных (нефелиновые сиениты) до основных (базальтоиды), причем во многих случаях в качестве родственных с оруденением рассматриваются гранитоиды. И почти всегда предполагается принадлежность месторождений к единому генетическому ряду с магматическими породами какого-то одного состава, комплекса, формации либо с группой близких по петрохимическим особенностям комагматичных формаций, если речь идет об экструзивно-эффузивных образованиях. Допускается также связь месторождений флюорита с подкоровыми магмами или возможность образования промышленной эпитермальной плавиковошпатовой минерализации за счет флюидных погонов, не связанных с магматическими очагами. Наконец, бытует мнение о регенерированном происхождении хотя бы части эпитермальных месторождений флюорита, обусловленном пере-отложением вадозными водами, активизированными за счет теплового-фронта внедрившихся интрузий, компонентов, источником которых в рудных районах могли служить зоны развития более ранних проявлений фторной минерализации. He менее противоречивые представления нередко высказываются и в отношении зависимостей между магматическими породами и месторождениями флюорита одной и той же провинции. Поскольку такие зависимости имеют принципиальное значение для разработки общей геолого-генетической модели эпитермального флюоритового оруденения, следует рассмотреть их в свете наиболее обоснованных данных в главнейших провинциях России.
Средняя Азия. Позднегерцинские кварц-флюоритовые и кварц-барит-сульфидно-флюоритовые месторождения Чаткало-Кураминского региона обнаруживают в его окраинной северо-западной части пространственную, временную и геохимическую связь с эффузивно-экструзивными калиевыми щелочными ультрабазитами и базальтоидами (Р—T1), контролируемыми глубинными разломами Угамско-Кумбельской зоны на стыке областей каледонской и герцинской складчатости. Формацию слагают комагматичные породы — от меланократовых щелочных базальтоидов до щелочных и субщелочных лейцитсодержащих трахиандезитов. Они выполняют ряд вулканотектонических структур — Бадамскую, Уинскую и др., где нередко подстилаются толщами липаритовых и трахилипарит-дацитовых (C3—P1) туфолав.
В палеовулканических областях внутренних частей того же региона небольшие, преимущественно кварц-флюоритовые, месторождения приурочены главным образом к отложениям андезит-базальтовой формации карбона. Гораздо обширнее ареалы развития трахилипарит-липаритовой формации P1, с которыми совмещены наиболее крупные месторождения, в том числе сульфидно-(кварц, кальцит, барит)-флюоритовые. Однако эти породы отделены во времени от оруденения этапом внедрения расплавов, сформировавших диабаз-гранофировый гомовулканический комплекс даек P2—T1 (базальт-липаритовая формация), завершивших позднегерцинский магматизм. Более ранние представители комплекса (сиенит-порфиры и др.) сменялись поздними диабазовыми порфиритами, диабазами, лампрофирами (T1), с концом процесса становления которых частично сопряжено начало флюоритообразования. Доказательством тому служат многочисленные пересечения флюоритовыми жилами даек основного состава при единичных фактах присутствия обломков флюорита в тех же диабазах.
В Южно-Гиссарском районе самое продуктивное сульфидно-(кварц,, кальцит)-флюоритовое оруденение района, сформировавшееся на границе юры и мела, не сопровождалось магматизмом. Наиболее близок оруденению во времени дайковый комплекс щелочных лампрофиров и пикритовых порфиритов T—J. Неогеновые барит-(кварц, кальцит)-флюоритовые месторождения того же района, вероятно, связаны с базальтоидным магматизмом, проявления которого известны в Нарыме, Прииссыккулье и других местах (55—50 млн. лет).
На Памире позднеальпийская флюоритовая минерализация, скорее всего, родственна известным здесь высокофтористым (0,67% F) калиевым щелочным базальтоидам (14—25 млн. лет).
Казахстан. Оруденение альпийской эпохи достоверно зафиксировано лишь в хр. Бол. Каратау, где проявления магматизма, близкие по возрасту флюоритовой минерализации, не установлены. Однако в других районах Северного Тянь-Шаня, куда входит Большекаратауский антиклинорий, известны субвулканические штоки базальтоидной с уклоном в субщелочную ветвь формации, прорывающие юрские отложения. He исключено, что в Большекаратауской зоне имело место внедрение расплавов того же состава, давших тела, еще не вскрытые эрозией, с которыми связано молодое плавиковошпатовое оруденение.
Месторождения флюорита позднегерцинской эпохи, играющие главную роль, по времени формирования наиболее близки субщелочным кислым фациям ушкызылского, кетменского, южно-джунгарского и чулакского габбро-сиенит-гранитных комплексов (Р—T1), имеющих значительное сходство. Они комагматичны с эффузивами и характеризуются близповерхностными условиями становления интрузий, нередко переходящих в субвулканические тела. Комплексы сформировались в несколько фаз из магм, кристаллизация которых шла в направлении от основных к субщелочным кислым при увеличении фтороносности поздних диффе-ренциатов.
Забайкалье и Монголия. Рифтогенным процессам, в связи с которыми сформировались раннемеловые кварц-флюоритовые, карбонатно-(кварц)-флюоритовые, барит-(кварц, кальцит)-флюоритовые и пирит-марказит-флюоритовые месторождения Забайкальско-Монгольского пояса, в Восточном Забайкалье соответствовало широкое развитие пестрых по составу эффузивно-экструзивных фаций K1 (от основных до кислых, включая щелочные разности), обычно относимых к группе базальт-андезит-липаритовых формаций. По А.А. Ивановой, наиболее близки по возрасту и происхождению к эпитермальному оруденению самые поздние экструзии, субвулканические тела и дайки липаритов и липарит-дацитов абагайтуйского липарит-базальтового комплекса. Завершился вулканизм в конце раннего мела небольшими излияниями эффузивов субщелочной оливин-базальтовой формации. В Западном Забайкалье та же эпоха флюоритообразования полностью укладывается в рамки гораздо более длительного периода излияния трахибазальтовой магмы (трахибазальтовая формация), продолжавшегося с конца палеозоя до начала четвертичного времени.
Детальными работами в Восточной Монголии установлено, что эпитермальные месторождения плавикового шпата сопровождают позднеюрско-раннемеловые контрастные и дифференцированные вулканические серии преимущественно повышенной щелочности. Наибольшая концентрация оруденения связана с калиевой контрастной трахибазальт-трахилипаритовой формацией и меньшая — с дифференцированной базальт-трахилипаритовой формацией. Ю.Я. Кошелев особо подчеркивает гомодромный тип развития магматизма, с которым ассоциирована эпитермальная флюоритовая минерализация.
Алтае-Саянская и другие складчатые области юга Сибири. Генезис флюоритовой минерализации Горного Алтая, Минусинской котловины и соседствующих с ними регионов изучен пока недостаточно. Однако в отношении получившего здесь основное развитие мезозойского плавиковошпатового оруденения более других подкреплено фактическим материалом мнение о его связи с дайковым комплексом щелочно-базальтоидной формации, причем последняя представляет собой продукт эволюции магматизма, характеризующегося антидромной направленностью, от толеитового к щелочному — основному, сменяющемуся иногда щелочно-ультраосновным. Мезозойские гранитоиды при этом проявлены лишь спорадически. На Горном Алтае, например, месторождениям флюорита родственны дайки лампрофиров «чуйского» комплекса.
Новая Земля и Пай-Хой. Наиболее полно на территории провинции карбонатно-(кварц)-флюоритовое, кварц-флюоритовое и сульфидно-(кварц,; кальцит)-флюоритовое оруденение было проявлено в период P2—T3, которому отвечает формирование известково-щелочных сиенитов, кварцевых лейкодиоритов и керсантитов тарасовейского комплекса (P2—T1) на Пай-Хое, гранитов и граносиенитов сульменевского комплекса (P2—T1) на севере Новой Земли и сиенит-монцонитов петуховского комплекса (C2) на юге того же района. Однако связывать с ними эпитермальные месторождения и рудопроявления плавикового шпата в провинции нет оснований.
Приморский край. Мезозойско-палеогеновая кварц-флюоритовая карбонатно-(кварц)-флюоритовая, сульфидно-(кварц, кальцит)-флюоритовая и сульфидно-барит-кварц-флюоритовая минерализация распространена преимущественно в Прибрежной металлогенической зоне, совпадающей с Восточно-Сихотэ-Алинским вулканическим поясом. Начавшийся здесь в сеноман-туроне магматизм сопровождался внедрением гранитов повышенной основности, а в некоторых случаях — и щелочности. Развитие эффузивов происходило от средних по составу пород к кислым, в целом же вулканиты относятся к липарит-базальтовой формации. Эпитермальное флюоритовое оруденение Приморья парагенетически пока связывается с кислым вулканоплутоническим комплексом K1, по во времени оно ближе к проявлениям базальтоидного вулканизма, завершившего формирование магматического пояса.
Украинский щит и его обрамление. Район Волновахской металлогенической зоны с кальцит-(кварц)-флюоритовым оруденением отличается многоэтапным магматизмом, выразившимся в становлении средне-верхнедевонского щелочно-ультраосновного и щелочно-базальтоидного комплекса, позднегерцинских пород андезит-трахиандезитовой формации и киммерийской дайковой серии щелочных базальтоидов. Однако связь плавиковошпатовой минерализации с этими образованиями не устанавливается, хотя на площади Покрово-Киреевской структуры, где локализовано одноименное месторождение флюорита, широко развиты девонские щелочные породы, а само оруденение по возрасту, который не может быть древнее раннего карбона, ближе всего к киммерийскому дайковому комплексу.
Еще менее ясны взаимоотношения с магматизмом киммерийских кварц-флюоритовых рудопроявлений Бахтынского месторождения и рудопроявлений в Подольской металлогенической зоне, где рассматриваемая минерализация сосредоточена главным образом среди песчаников Могилевской свиты PR3, а магматические образования присутствуют лишь в архейско-нижнепротерозойском кристаллическом основании щита.
Алданский щит. Известные в его пределах рудопроявлення и мелкие кварц-флюоритовые и кальцит-(кварц)-флюорптовые месторождения принадлежат к единому генетическому ряду с мезозойскими субвулканическими телами и малыми интрузиями пород лейцит-щелочно-сценитовой формации.
Сами базальтоиды и близкие им породы флюоритоносных провинций, аналогичные по времени развития эпитермальному плавиковошпатовому оруденению, обогащены фтором (до 0,67 мас. %), щелочами, CO2, H2O, Cl, Р, редкими литофильными и другими компонентами. В меланократовых разностях пород сумма K2O+Na2O обычно составляет 4—6%, а в кислых достигает 9—10%. Отношение K2O : Na2O варьирует от 0,7 до 2,7, но в пикритовых порфиритах оно возрастает до 11,5. По мере роста щелочности заметно увеличивается фтороносность базальтоидов и их комагматитов. Нередко отмечаются прямая корреляция между содержаниями F u К и та же зависимость между F и Na в менее четком виде.
Анализ приведенных данных позволяет считать, что источником фтороносных флюидов служили подкоровые бассейны с магмами, скорее всего, щелочного оливин-базальтового состава, а плавиковошпатовые руды парагенетичны со специализированными на фтор и калий дифференциатами этих расплавов. В зарождении очагов таких магм существенную роль играют потоки восходящих интрателлурических растворов, возникающих в корневых частях глубинных разломов в ходе активизации и дегазации мантии.
Наряду с наиболее частой связью эпитермальных месторождений флюорита с породами щелочно-базальтоидной серии плавиковошпатовое оруденение парагенетически ассоциируется также с контрастными и дифференцированными базальт-липаритовой, трахибазальт-трахилипаритовой, базальт-трахилипаритовой и близкими их формациями, с одной стороны, и щелочно-ультраосновной (щелочно-сиенитовой) — с другой, что свидетельствует как о гомодромной, так и об антидромной направленности эволюции одновозрастного с минерализацией магматизма. Проявление в рудных районах той или иной из этих формаций зависит от длительности и направленности дифференциации исходной расплавной системы и уровня зарождения ее очагов, глубина расположения которых в верхней мантии оценивается более чем в 100 км. Известно, что мантийный магматизм развивается при взаимодействии с флюидами подкорового происхождения, под влиянием которых существенно понижается температура кристаллизации расплавов. При этом в относительно низкотемпературных условиях процессы разделения магм на несмешивающиеся силикатные жидкости усиливаются. Дифференциация особо свойственна магматизму в жестких структурах земной коры, что относится как к глубинным, так и, в еще большей мере, к субвулканическим и эффузивным комплексам базальтоидов. Существенное влияние на состав пород, формирующихся из мантийных расплавов, оказывают соотношения CO2 и H2O во флюидах, регулируемые общим давлением в магме. Ю.П. Трошин убедительно показал, что такие расплавы содержат значительные количества летучих компонентов, в том числе воды, растворимость которой в силикатных расплавах достаточно велика. В базальтоидных магмах вода присутствует как в виде молекул, так и в диссоциированном состоянии. Растворимость других минерализаторов (CO2, F, С, S и т. п.) уступает воде, но также повышается с ростом щелочности расплавов. Увеличению щелочности базальтоидных магм, в частности, способствует смещение равновесия между водой и углекислотой в пользу преобладания последней, РН2О < РСО2, а различия в соотношениях флюидов, сосуществующих с расплавом могут привести к генерации магм разных состава и металлоносности. Экспериментальные данные показывают, что из ультрамафических пород при явном преобладании СО2 во флюиде получаются оливиновые, щелочно-оливиновые и пикритовые расплавы, а при ведущем значении водяного пара — андезит-дацитовые; некоторое снижение мольной доли H2O приводит к образованию толеитовых расплавов. При взаимодействии расплавов основного состава с флюидами H—О—С(Сl, F) происходит жидкое расслоение двух типов — постепенное изменение по высоте образца и эмульсионно-капельное; ликвационное базит-гипербазитовое разделение пикритовых расплавов имеет место и при добавлении во флюидную фазу С-содержащих газов и кислот HF и HCl. При давлениях 18—20 тыс. атм, соответствующих глубинам свыше 50—60 км, из базальтовой магмы может генерироваться кислая. Все это подтверждает возможность парагенетической связи эпитермального флюоритового оруденения с различными по составу и формационной принадлежности, преимущественно вулканогенными и дайковыми, производными подкоро-вых магм, причем иногда не исключена двойная связь с синхронными и имеющими единство происхождения, но разными породами. Такая ситуация существует, вероятно, в Восточном Забайкалье и Восточной Монголии, где месторождения плавикового шпата, формировавшиеся с конца поздней юры до отложения средних свит нижнего мела, скорее всего, характеризуются более тесной связью с одновозрастными вулканогенными формациями и отдаленной — с щелочными гранитами J3—K1, образовавшимися из обогащенных F, Cl, С, P и H2O магм повышенной щелочпости в условиях раскола плиты и начала рифтогепеза. И все же практически постоянно наблюдаемое широкое развитие даек пестрого состава (кислых, щелочных и др.) при значительной, а часто исключительной, роли базальтоидных на флюоритоносных площадях и почти повсеместная тесная пространственная ассоциированность с ними месторождений и рудопроявлений — типичнейшая черта эпитермального флюоритового оруденения. Его можно отнести к группе «дайкового» — по апалогии с оруденением плутоногенной, вулканогенно-осадочной и подобных групп.
В общем масштабы развития эпитермальной флюоритовой минерализации и родственных им магматических формаций прямо зависят от интенсивности активизации глубинных разломов, достигающих рудогенерирующих очагов. Однако в некоторых районах подъем расплавов носил ослабленный характер, в других движение фтороносных флюидов опережало внедрение значительных магматических масс, кристаллизовавшихся на глубине, чем в обоих случаях объясняется отсутствие одновозрастных с оруденением магматитов на современном эрозионном срезе площадей. Ho и в таких районах формировались поля с полихронным крупномасштабным оруденением, что указывает на пространственное совмещение последовательно отлагавшихся в благоприятных литолого-структурных условиях минеральных комплексов, обязанных своим возникновением периодическому функционированию глубинных генерирующих очагов при активизации зон разломов. Так, например, происходило в период C—P на Таскайпарском флюоритоносном узле в Южном Казахстане.
Судя по общим оценкам запасов фтора в верхней мантии, можно предполагать, что в ее расплавных очагах количество этого элемента весьма существенно, что служит важной предпосылкой эпитермального флюоритового рудообразования. Основной механизм реализации этого процесса — дегазация базальтопдных магм. Она начинается задолго до кристаллизации расплавов, примерно при 10 кбар, что соответствует давлению нагрузки на глубине свыше 40 км. А. В. Пизнюр оценивает температуру и давление накапливающегося в верхних частях магматических камер многокомпонентного флюида в 1400—1200°С и 5—6 кбар. Как известно, при дегазации мантии в общем выносятся в первую очередь ионы с большими радиусами, отсюда их ряд в направлении убывающей подвижности слева направо: Cl-—F-, OH-—P6+—S6+—C4+. Фтор, следовательно, является весьма активным мигрантом, что определяет возможность выноса из подкоровых глубин значительных его масс. Вместе с тем экспериментальные данные свидетельствуют о том, что отделяющиеся при высоких давлениях ювенильные флюиды в большей мере насыщены углекислотой и хлоридами. Ho при P < 6—5 кбар начинается резкое обогащение летучих фаз водяным паром, фторидами и соединениями серы при уменьшении роли CO2. Отделению флюидной фазы способствуют ретроградные вскипания магмы, а также ее дальнейшее преобразование на регрессивном этапе.
Характер эволюции магмо-флюидной системы и длина пути рудоконцентрирующей фазы в матрице, зависимая от глубины расположения очага расплавов, служат главными условиями накопления фтора и рудных элементов с последующей их экстракцией газово-жидкими растворами. При этом термобарогеохимические пределы разделения магматического флюидного, газового и жидкого агрегатных состояний непостоянны и зависят от плотности, концентрации и состава флюида.
В высокотемпературных условиях почти весь фтор находится в связанном состоянии и удерживается во флюидах. По мере их охлаждения, увеличения жидкой фазы и ее кислотно-щелочной эволюции находящиеся в минералообразующей системе комплексные соединения разрушаются, а высвобождающийся фтор отлагается преимущественно в виде CaF2. В соответствии с термобарогеохимическими условиями распада комплексов поочередно осуществляется кристаллизация и других парагенных с флюоритом минералов рудного комплекса. Согласно экспериментам, флюиды переходят в водно-солевые гидротермы при 600—350°С. Однако первые выделения флюорита, дающего акцессорную вкрапленность в магматических породах, происходят при более высоких температурах (800—700°С). В составе рудных формаций флюорит кристаллизуется в широком диапазоне температур (от 700—600°С и более до 70—50°С) и давлений (от 4000—3000 до 40—10 атм) из растворов различного агрегатного состояния (от существенно газовых до существенно жидких) и концентрации (5—75 мас. % и более). При повышенных термодинамических параметрах выделяется незначительное количество флюорита. Его основная масса кристаллизуется в обстановке, типичной для формирования эпитермального оруденения, при температурах в основном 330—60°С с образованием промышленных скоплений минерала главным образом в интервале 240—120°С из водно-солевых гидротерм обычно малой плотности. В них фтор переносится в соединениях с водородом, кремнеземом, щелочными, щелочно-земельными и другими элементами, а также в виде плавиковой кислоты, в ионной и иной формах. По Й. Чадеку и др., в рассолах, генерировавших флюорит, фтор мигрирует в составе комплексов NaF, MgF+, CaF+, а осаждается при уменьшении устойчивости этих соединений. В разбавленных щелочных натрово-бикар-бонатных гидротермах преобладает ионная форма транспортировки фтора и главными причинами осаждения служат падение температуры и изменение парциального давления CO2; кислые низкотемпературные гидротермы способны переносить значительные объемы фтора в виде HF и комплексов типа Al—F, Fe — F. В гидротермах с малой кислотностью миграция фтора более ограниченна. В нейтральных и щелочных растворах (pH= 7—9) транспортировка фтора также возможна, но здесь она лимитируется активностью ионов кальция. Однако при наличии алюминия фтор сохраняет способность удерживаться в растворах даже в том случае, если кальций присутствует в количестве, превышающем растворимость его продуктов. Магний также повышает растворимость фтористых соединений. Флюорит выделяется при понижении pH щелочных и возрастании pH кислых растворов, главным образом в диапазоне от 8,2 до 5,5.
Попадая в участки повышенной трещиноватости, оживляемые подвижками, флюоритоносные растворы становятся резко неравновесными с породами. Флюорит выделяется в результате возможной реализации следующих реакций, масштабы проявления которых в природе зависят от литологии среды рудообразования и других конкретных условий:
Отложение сульфидов в той или иной мере сопровождает кристаллизацию флюорита, но выделение основной массы галенита,- сфалерита, халькопирита и других рудных минералов обычно предшествует основному флюоритообразованию; барит относится обычно к числу поздних минералов, хотя в более редких случаях встречаются его относительно высокотемпературные разности. Полученные нами данные по изотопному составу этих минералов из эпитермальных месторождений плавикового шпата Забайкалья (исследования выполнены Л.П. Носиком в ИГЕМ АН России), дополненные данными по аналогичным рудным объектам Приазовья, ГДР, стран Центральной Европы и Мексики, свидетельствуют о широких вариациях изотопного состава элементов минералов, слагающих эпитермальные месторождения плавикового шпата: 87Sr/86Sr от 0,70756 до 0,71620% во флюорите; b18O -14,15 до +24,4% в кальците, -17,56% в сидерите, от -0,19 до +28% в кварце, от -6,71 до +20% в барите; b13C от -12 до -8,4% в кальците, -13,84% в сидерите; b34S от +11,0 до +19,0% в барите, от -3 до 213% в галените, от +12,2 до -12,9% в сфалерите, от +10,9 до -9,0% в пирите и марказите, от +15,0 до -30,0% в сульфидах. В жидких включениях жильных минералов отношение 87Sr/86Sr колеблется от 0,7059 до 0,7239%; в жидких включениях во флюорите и кальците значения bD от +1,0 до -123,0% и от -39,0 до —49,0%. He вдаваясь в детальные обсуждения этих данных, отметим, что они свидетельствуют о полигенности минералообразующих растворов, обусловленной примешиванием к ювенильным фтороносным флюидам вадозных вод и участием привносимых ими химических компонентов в сложении руд плавикового шпата при доминирующей здесь роли эндогенного вещества.