УДК 550.42:553.2

В. Н. Анфилогов, С. А. Садыков
Институт минералогии УрО РАН, г. Миасс
Anfilogov@mineralogy.ru

Геохимия изотопов углерода в эндогенных и гипергенных
рудообразующих процессах

Изучение геохимии стабильных изотопов, участвующих в рудообразующих процессах, позволяет получить информацию об источниках рудного вещества и особенностях его преобразования в гипергенных процессах. Главной проблемой, которая возникает при анализе изотопных отношений в конкретных объектах, является разделение двух факторов, определяющих изотопный состав: фракционирование изо-топов в процессе минералообразования и смещение изотопного состава в результате действия внешнего источника.
Рассмотрим действие этих факторов на примере полиметаллических и боросиликатных месторождений Дальнегорского района (Приморский край) и медноколчеданных месторождений Южного Урала. Дальнегорские полиметаллические место-рождения рассматриваются как типичные скарновые месторождения. Согласно клас-сической схеме на первом высокотемпературном этапе образуются геденбергитовые и гранатовые скарны, которые при понижении температуры замещаются сульфидами. Скарны образуются по известняку, представленному прибрежной рифовой фацией, в котором δ13С = –1.090 ‰ PDB. На контакте скарна с известняком происходит перекри-сталлизация и мраморизация известняка. Мощность зоны перекристаллизации 0.2–0.5 см. Процесс образования скарна описывается реакцией:
CaCO3 + SiO2 + FeO + H2O = CaFeSi2O6 + H2CO3
Заметного изменения изотопного отношения в процессе перекристаллизации не происходит.
При понижении температуры от 550 до 380 °С реакция идет в обратном направлении. Скарновые минералы разлагаются и замещаются кварц-кальцит-сульфидным агрегатом. При разложении скарна на его месте отлагаются сульфиды свинца и цинка в ассоциации с кварцем и кальцитом, образованным при разложении скарновых минералов. Вновь образованный кальцит оказывается сильно обогащенным легким изотопом углерода по сравнению с известняком (δ13С = –7.46 – –11.04 ‰ PDB). Аналогичная картина наблюдается в алданских кальцифирах. Мраморизация карбонатов в процессе регионального метаморфизма в них также происходит без изотопного сдвига, а кальцит, образованный при разложении скарна, обогащается легким изотопом до δ13С = –9.4 ‰ PDB [Кулешов, 1986].
Причина различного поведения изотопов углерода в этих процессах объясня-ется тем, что перекристаллизация карбоната является равновесным процессом, в ко-тором константа равновесия реакции изотопного обмена близка к 1.0. При разложении скарновых минералов процесс разделения изотопов идет в кинетическом
режиме, который определяется отношением констант скоростей реакции для молекул реагирующих веществ с разными изотопами [Галимов, 1968]:
K1/K2 =  × exp(-E1 – E2)/RT
На боросиликатном месторождении в полостях наблюдаются скопления углеродистого вещества, обогащенного легким изотопом углерода (δ13С = –23.18 ‰ PDB),
но этот углерод, оставаясь в элементарном состоянии, в процессе рудообразования участия не принимает.
На месторождениях Дальнегорского района широко развиты процессы образо-вания гипергенного кальцита. На боросиликатном месторождении кальцит образуется в результате разложения волластонита:
CaSiO3 + H2CO3 = CaCO3 + SiO2 + H2O
В карстовых полостях образуются сталактиты и оникс с прослоями крупнокристаллического кальцита. Изотопные отношения углерода в этих образованиях определя-ются исходным составом известняка и долей участия в процессе атмосферной угле-кислоты и варьируют от –1.93 до –10.5 ‰ PDB.
В гипергенных условиях, особенно в зонах окисления сульфидных месторож-дений, широко развиты процессы образования карбонатов при взаимодействии угле-кислоты воздуха с гидроксидами металлов. Процесс образования кальцита при взаи-модействии Са(ОН)2 с атмосферой изучен на примере разложения цемента [Потапов и др., 2008]. В этом случае обогащение кальцита легким изотопом достигает –31.8 ‰ PDB. Этот же процесс был изучен экспериментально. Суспензия Са(ОН)2 тонким слоем наносилась на стеклянную пластинку и выдерживалась на воздухе в течение 500–700 час. Установлено, что максимальное обогащение легким изотопом углерода достигает –35.22 ‰ PDB.
В зоне гипергенеза Юбилейного медноколчеданного месторождения (Южный Урал) развивается сидерит, обогащенный легким изотопом углерода (δ 13С = –22.04 ‰ PDB). Высказана точка зрения [Новоселов и др., 2004], что это связано с участием в процессе образования сидерита углерода из углесодержащих мезокайнозойских осадков. Нам представляется, что это предположение не достаточно корректно. Осадочный углерод в условиях гипергенеза устойчив и в окислительно-восстановительных реакциях участия не принимает. Более вероятной является схема образования сидерита c участием углекислоты атмосферы:
FeS2 + 3O2 + 4H2O = Fe(OH)2 + 2H2SO4
Fe(OH)2 + CO2 = FeCO3 + H2O
Таким образом, в рудообразующих системах реализуются следующие процессы с участием изотопов углерода:
1. Перекристаллизация и мраморизация карбонатов, которая не сопровождается изменением изотопного состава.
2. Образование карбонатных минералов при разложении скарновых минералов.
3. Образование гипергенного кальцита при участии углекислоты воздуха.
4. Образование карбонатов при взаимодействии гидроксидов металлов
с атмосферой.
5. Во всех этих процессах признаки участия ювенильной углекислоты
отсутствуют.

Литература

1. Кулешов В. Н. Изотопный состав и происхождение глубинных карбонатов. М.: Наука, 1986. 126 с.
2. Галимов Э. М. Геохимия стабильных изотопов углерода. М.: Недра, 1968. 226 с.
3. Потапов С. С., Садыков С. А., Паршина Н. В. Особенности изотопного со-става углерода геогенных и антропогенных спелеотемов // XVIII симпозиум по гео-химии изотопов. Москва: ГЕОХИ, 2008. С. 205–206.
4. Новоселов К. А., Садыков С. А., Белогуб Е. В. Изотопный состав углерода сидерита из зоны гипергенеза Юбилейного месторождения (Ю. Урал) // XVII симпо-зиум по геохимии изотопов. Москва: ГЕОХИ, 2004. С. 185–186.