Данные по физико-химическим условиям образования руд колчеданных месторождений позволяют применить результаты экспериментальных исследований условий переноса золота в гидротермальных растворах для оценки возможности накопления или рассеяния золота в природных минеральных ассоциациях руд. Используемые нами геотермометры: пирит-пирротиновый, арсенопиритовый, электрум-сфалеритовый и другие разрабатывались на основе исследований безводных систем [1, 2]. Влияние водных растворов рассматривалось с помощью изотермических диаграмм летучесть кислорода logf_O2 – кислотность pH [5]. Выбор модели состава растворов, участвующих в переносе золота в период формирования руд колчеданных месторождений, базируется на результатах исследований устойчивости сульфидов в гидротермальных растворах. Исследования парагенетических ассоциаций руд показывают, что основная часть золотосодержащих руд находилась в равновесии с растворами с преобладанием H₂S (рис. 1). При образовании пирротиновых руд, в первую очередь магнетитсодержащих разновидностей, ведущую роль играют ионы HS^–, SO₄^2- – для гематитсодержащих разновидностей и некоторой части баритсодержащих руд.

В качестве индикаторов кислотности можно использовать минеральные буферы: каолинит-пирофиллит, пирит-гематит-магнетит (Py-Hm-Mt), кварц-калиевый полевой шпат-мусковит (Q-Kfs-Mu), (Q-Ab-Mu) и другие. Как один из возможных минералогических индикаторов кислотности можно использовать присутствие в рудах калий- и натрийсодержащих слюд. Мы остановились на крайних членах – мусковите и парагоните, которые можно рассматривать как продукты кислотного разложения калиевого и натриевого полевых шпатов [5]. Более широким распространением пользуется альбит [4]. Калиевые полевые шпаты в метасоматитах, сопровождающих колчеданное оруденение, практически не встречаются. Парагонит по сравнению с мусковитом устойчив в более кислой среде pH = 2.5, чем мусковит (pH = 4.5). Значение разницы показателя кислотности pH для данных минералов составляет около 2 и сохраняется практически постоянной при различных значениях температуры раствора.

 Значение pHрастворов руд халькопиритовой и борнитовой фаций снижается до менее 2.5 в пирофиллитсодержащих метасоматитах. В пирротинсодержащих рудах наряду с пиритом и пирротином также отмечается равновесный с ними магнетит, что отвечает пирит-пирротин-магнетитовому буферу. По значению кислотности они являются субщелочными. Наряду с этим учитывались парагенетические ассоциации руд с арсенопиритом, для которых на основе полученных нами значений температуры и экспериментальных исследований можно оценить pH растворов [3]. Согласно этим данным, значения pH растворов, равновесных с ассоциацией арсенопирит-пирротин изменялись в интервале 3–4; для ассоциации арсенопирит-пирит, кислотность растворов более 3. Появление магнетита приводило к снижению кислотности. Баритсодержащие парагенезисы характеризуются промежуточной величиной pH между калиевыми гидрослюдами и магнетитом.

Наиболее детально изучены хлорсодержащие и гидросульфидные комплексные соединения золота и серебра. В модельных и природных растворах хлор, который образует с золотом хлоридные комплексы AuCl⁰ и AuCl‾₂ преобладает над серой. Тем не менее, роль хлора в качестве носителя золота становится заметной только в кислой среде при высокой летучести кислорода (при низких значениях активности сероводорода), где преобладает комплекс золота AuCl‾₂ [6]. В нейтральных субщелочных растворах преобладают гидросульфидные комплексы золота. Количество золота в растворе определяется суммой трех соединений: Σ Au = mAuCl‾₂ + mAuHS° + mAu(HS)‾₂ в условиях нейтральный среды. Комплекс золота AuHS° распространен в условиях слабо кислой среды, а Au(HS)‾ ₂ – в щелочных растворах.

Экспериментальные исследования, таким образом, указывают на резкие различия условий выноса и соответственно отложения благородных металлов из растворов для равновесных с ними минеральных ассоциаций руд колчеданных месторождений. Так, основная часть поля борнитовых руд на диаграммах logf_O2 – pH попадает в поле низких концентраций золота в растворе независимо от природы лигандов (HS^–, Cl^– и др.) его растворимых комплексных соединений, что является одной из предпосылок повышенных содержаний золота в этих рудах. С таких позиций при образовании борнитовых руд создается естественный геохимический барьер для растворимых форм золота. Растворы, равновесные с пирротинсодержащими рудами, особенно при наличии в них равновесного магнетита (пирит-пирротин-магнетитовый буфер), характеризуются высокими концентрациями растворенного в них золота. Вероятно в связи с этим, на большей части колчеданных месторождений Урала руды пирротиновой фации относительно бедны золотом по сравнению с рудами халькопиритовой фации. Данная тенденция прослеживается и в пределах отдельно взятых месторождений. Так, во вкрапленных, штокверковых рудах Сафьяновского месторождения, в низах которых отмечаются следы проявления пирротиновой минерализации, включая обогащенные медью участки, содержания золота в 2–3 раза ниже, чем в залегающих выше по разрезу медно-цинковых рудах, образующихся в условиях халькопиритовой фации. Еще более четко эта тенденция проявляется на Узельгинском месторождении. Весьма обеднены золотом руды месторождений им. 50-летия Октября и Маукского, значительную часть которых составляют пирротиновые руды.

 

 

1.      Молошаг В. П., Викентьев И. В., Гуляева Т. Я., Тесалина С. Г. Благородные и редкие металлы в борнитовых рудах колчеданных месторождений Урала // Записки ВМО, 2005. Ч. 134. № 3. С. 53–69.

2.      Молошаг В. П., Грабежев А. И., Викентьев И. В., Гуляева Т. Я. Фации рудообразования колчеданных месторождений и сульфидных руд медно-золото-порфировых месторождений Урала // Литосфера, 2004. № 2. С. 30–51.

3.      Пальянова Г. А., Колонин Г. Р. Арсенопиритсодержащие минеральные ассоциации как индикаторы физико-химических условий гидротермального рудообразования // Геохимия, 1991. № 10. С. 1481–1491.

4.      Медноколчеданные месторождения Урала: Условия формирования. Екатеринбург: УрО РАН, 1992. С. 121–139.

5.      Grondin O., Williams-Jones A. E. The Onaman prospect, Ontario: An unusual occurence of Cu-bearing Au mineralization in a shear zone // Economic Geology, 2004. Vol. 99. № 1. P. 141–156.

6.      Hayashi K., Ohmoto H. Solubility of gold in NaCl- and H₂S bearing aqueous solutions at 250–350 °C // Geochim. Cosmochim. Acta, 1991. Vol. 55. № 8. P. 2111–2126.

 

Рис. 1. Положение границ стабильности минералов колчеданных месторождений и гидротермального раствора на диаграмме logf_O2 – pH при 250 °C.

Обозначения: Hem – гематит, Py – пирит, Po – пирротин, Mt – магнетит, Bn – борнит, Cp – халькопирит, Dg – дигенит, En – энаргит, Tn – теннантит, Kl – каолинит, Ms – мусковит, An – анортит, Kf – полевой шпат. Состав раствора (мол. %): ΣS = 0.1; ΣBa²⁺ = 10^-3; ΣC = 0.1; K⁺ = 0.5; Ca²⁺ = 0.1. Штриховка с наклоном влево – энаргит-дигенитовая субфация; вправо – борнит-теннантитовая субфация.

Рис. 2. Растворимость золота (ppb) в виде комплексов Au(HS)‾₂ и AuCl‾₂ как функция f_O2 и pH для 300 °C в растворах состава ΣS = 0.01 m ΣCl = 1.0 m по [6].

Обозначения: hm – гематит, остальные те же, что и на рис. 1.