Минеральный состав и условия метаморфизма вмещающих толщ Горевского полиметаллического месторождения (Енисейский кряж)

Введение

Горевское месторождение является одним из крупнейших полиметаллических месторождений наряду с Холоднинским (Северное Прибайкалье) и Озерным (Западное Забайкалье). На сегодняшний день общие запасы свинца и цинка (с учетом добычи) составляют 8,8 млн т при средних содержаниях Pb – 6,15%, Zn – 2,02%, Ag – 55,4 г/т и Cd – 0,004%. Месторождение расположено на правом берегу и частично в русле р. Ангара, в 40 км от ее впадения в р. Енисей. Оруденение приурочено преимущественно к углеродисто-кремнисто-карбонатным отложениям горевской свиты. Вмещающие породы сложены углеродистыми сланцами, кремнистыми и карбонатными прослоями различной мощности. Генезис месторождения остается дискуссионным. На разных этапах исследований предполагалась гидротермально-метасоматическая модель формирования (Бровков и др., 1976, 1983; Выдрин и др., 1964 и др.), позднее был предложен вариант седиментационно-эксгаляционного происхождения руд (Кузнецов и др., 1990; Пономарев и др., 1991; Distanov et al., 1999). В последних работах предложена модель осадочно-диагенетического происхождения руд в условиях катагенеза при важной роли процессов переотложения первичного рудного материала внутрипоровыми растворами (Belokonov et al., 2021). В работе (Ковалев и др., 2023) отмечается важная роль процессов метаморфизма в перекристаллизации рудного вещества и формировании полосчато-брекчиевидных, полосчато-вкрапленных, полосчато-прожилковых структур руд, а также в образовании Pb–Ag и Sb–As минерализации, комплекса Fe–Mn–Ba–алюмосиликатных минералов и магнетита. В связи с этим особое значение для реконструкции генезиса месторождения приобретает оценка условий метаморфизма рудовмещающих толщ. До сих пор оценки давались на основании минеральных парагенезисов в породах, количественных оценок не проводилось. Целью наших исследований было определение температурных условий метаморфизма вмещающих горных пород Горевского месторождения.

Для достижения указанной цели использовался метод, основанный на упорядочивании структуры углеродистого вещества с ростом температуры (Beyssac et al., 2002 и др.). Ранее нами этот метод опробовался на примере золоторудного месторождения Эльдорадо (Енисейский кряж), где он показал хорошую сходимость с методами традиционной минеральной термометрии (Sukhorukov et al., 2021). В этой работе приводятся новые данные по минералогии вмещающих толщ Горевского месторождения, и впервые даются количественные оценки условий их метаморфизма.

Геологическое строение

Горевское свинцово-цинковое месторождение расположено на западной окраине Сибирского кратона, в южной части Центрально-Ангарского блока Енисейского кряжа (рис. 1). В геологическом строении Горевского рудного поля и месторождения принимают участие метаморфизованные породы верхнего рифея и палеозойские отложения (Зуев и др., 2009). Верхнерифейский комплекс состоит из потоскуйской, горевской и сухохребтинской свит. Палеозойские отложения представлены рассохинской свитой нижнего карбона. Вмещающие породы месторождения сложены углеродистыми сланцами, кремнистыми и карбонатными прослоями различной мощности, среди которых преобладают известковистые сланцы и глинистые известняки. Для них характерно ритмично-слоистое строение, которое выражается в чередовании слойков, слоёв и пачек с разным соотношением карбонатного и кварцево-слюдистого материала, в различной мере пигментированного углеродистым графитоподобным веществом (Макаров и др., 2014).

Для площади Горевского месторождения, особенно его юго-восточной части, характерно широкое развитие даек основного состава (Просняков, Володин, 1962; Выдрин и др., 1964; Шерман, 1971; Охапкин, Бутан, 1989; Ковалёв и др., 2023). Они представлены долеритами (от оливиновых до лейкократовых разностей), кварцевыми диабазами, лампрофироподобными субщелочными оливиновыми долеритами (Ковалев и др., 2023). Дайки образуют серии сближенных тел северо-западного и северо-восточного простирания, которые контролируются зонами крупных разрывных нарушений. Зачастую наблюдается пересечение даек сульфидными и кварц-сульфидными прожилками. Также отмечены брекчии диабазов с цементом сфалерит-пирротин-галенитового состава.

Оруденение приурочено к зоне межпластовых срывов, ограниченной сближенными тектоническими нарушениями северо-западного направления, в ядерной части Горевской синклинали (Макаров и др., 2014). Полиметаллическая минерализация залегает в сложнодислоцированных и тектонически нарушенных углеродисто-терригенно-кремнисто-карбонатных породах горевской свиты общей мощностью около 2000 м и локализована преимущественно в нижней части разреза (рис. 2). Рудовмещающие отложения на месторождении характеризуются пестрым составом: выделяются подрудные пирротин содержащие темно-серые углеродистые глинисто-кремнисто-известковистые породы, черные углеродистые глинисто-кремнисто-сидеритовые породы (рудная пачка) и надрудные слабоуглеродистые серые глинисто-кварц-карбонатные породы (Ковалев и др., 2023). Подрудная и надрудная пачки визуально слабо отличаются друг от друга, представляя по сути кремнистые мергелисто-известковистые отложения с повышенной углеродистостью в подрудной пачке. Породы характеризуются ритмично-слоистым строением, различной мощностью углеродистых сланцев, кремнистых и карбонатных прослоев. Структурные элементы отложения включают косую слоистость, градационную сортировку тонкообломочного материала, размыв поверхностей кровли ритмов, более обломочный материал подошвы ритмов. Пачка, вмещающая рудные залежи месторождения, характеризуется преимущественно черной окраской и представлена ритмичным чередованием слоев различной насыщенности сульфидными минералами: углеродисто-кремнистыми алевропелитами, силицитами, кремнисто-сидеритовыми и существенно сидеритовыми.

Месторождение представлено тремя сближенными кулисообразно расположенными рудными телами (Главное, Западное и Северо-Западное), разделенными слабо минерализованными породами (Зуев и др., 2009). Границы рудных тел устанавливаются лишь по данным опробования. Форма тел пластообразная, линзовидная, северо-западной ориентировки с падением на юго-запад под углом 75–80° при отчетливо выраженном юго-восточном склонении. По отношению к вмещающим породам рудные тела залегают согласно, субконформно, реже имеют секущий характер. Рудная зона месторождения прослежена по поверхности на протяжении 1800 м при ширине до 500 м и по падению до глубины 1300 м.

Текстура руд полосчатая, брекчиевидная, полосчато-вкрапленная и прожилковая. Главные рудные минералы: галенит, сфалерит, пирротин. Менее распространены пирит, магнетит, марказит, сульфоантимониды свинца, арсенопирит, ильменит. Редко встречаются халькопирит, теннантит, аргентит, пираргирит, дискразит, самородное серебро. По содержанию основных компонентов выделены свинцово-цинковый (Pb/Zn < 1%), свинцовый (Pb/ Zn до 6–8%) и пирротиновый типы руд. Существенно пирротиновая минерализация тяготеет к корневым частям рудных тел, при этом в нижних горизонтах месторождения присутствуют крупные самостоятельные залежи пирротиновых руд. Цинковая минерализация тяготеет к висячему блоку рудной зоны, свинцовая – к лежачему. Среднее отношение свинца к цинку по месторождению составляет 4 : 1. На долю свинцовых руд приходится около 75% запасов месторождения (Зуев и др., 2009).

Методы исследований

Сканирующая электронная микроскопия

Аналитические работы выполнены в Центре коллективного пользования многоэлементных и изотопных исследований Института геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН (ИГМ СО РАН, Новосибирск). Исследование химического состава минералов проводилось на сканирующем микроскопе MIRA 3 LMU (TESCAN Ltd.) с энергодисперсионным спектрометром (EDS, система микроанализа INCA Energy-450 XMax-80) в ИГМ СО РАН. Условия EDS-анализа: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток электронного пучка 1,5 нА, время набора спектров 20 с.

Рамановская микроспектроскопия и оценка температур по углеродистому веществу

Изучение углеродистого вещества проводилось в полированных пластинках толщиной 0,2 мм методом рамановской спектроскопии. Измерения проводились в ИГМ СО РАН на рамановском спектрометре Horiba Labram HR800. Возбуждение в образце осуществлялось лазером с длиной волны 532 нм и мощностью на выходе 50 мВт. Регистрация спектра производилась полупроводниковым детектором (CCD матрицей), охлаждаемым по методу Пельтье. Набор спектра углеродистого вещества осуществлялся в диапазоне 1100–1800 см–1. Время накопления одного спектра составляло 10 с, один анализ включал 5 накоплений. В каждом образце анализировалось не менее 30 чешуй углеродистого вещества. Обработка полученных спектров осуществлялась в компьютерной программе Fityk (версия 1.3.1). В качестве базовой линии принималась кривая полиномиальной функции 3-го порядка, проходящая по средним значениям фонового шума. После вычитания базовой линии проводилась аппроксимация пиков (D1, G, D2) с использованием функции Войта (Voigt) (Wojdyr, 2010). Площадь (интегральная интенсивность), интенсивность (высота), положение центра пиков и полная ширина в половине максимума (FWHM) были определены для всех пиков (т.е. для D1, G и D2). Оценка температур осуществлялась с использованием геотермометров Beyssac et al. (2002) по уравнению (1), а также по уравнениям (Rahl et al., 2005) (2) и (Aoya et al., 2010) (3):

T = –445*R2 + 641, (1)

T = 737,3 + 320,9*R1 – 1067*R2 – 80,638*R12, (2)

Т = 91,4*R22 – 556,3*R2 + 676,3, (3)

где R1 = [D1/G]высота, R2 = [D1/(D1+G+D2)]площадь.

Результаты

Петрография

Отобранные для оценок условий метаморфизма образцы Горевского месторождения характеризуются в различной степени деформированными слоистыми и полосчатыми породами: от слабодеформированных до будинированных, брекчированных и катаклазированных (рис. 3).

Слабодеформированные породы имеют слоистое, ритмично-слоистое строение (рис. 3а–г) и представлены переслаивающимися карбонатными, кварц-карбонатными и хлорит-серицитовыми, гранат-биотитовыми прослоями, часто углеродсодержащими. Структура мелко-, скрытозернистая, равномернозернистая у существенно метакарбонатных прослоев. Для метаморфизованных глинисто-алевролитовых прослоев типична лепидобластовая, порфиробластовая структура. Сланцеватость последних направлена согласно первичной слоистости породы. Карбонатные прослои состоят из сидерита на 80–95 об.%, кварца до 10 об.% и рудного вещества до 20 об.%, иногда встречаются мусковит до 5 об.% или хлорит до 5 об.%; некоторые из прослоев обогащены рассеянным углеродистым материалом. Хлорит-серицитовые сланцы содержат 60–90 об.% кварца, 30–5 об.% серицита и 10–5 об.% хлорита, в которых присутствуют акцессорные зёрна турмалина. Гранат-биотитовые сланцы обычно образуют маломощные прослои до 4 мм, которые наименее распространены в разрезе. Их минеральная ассоциация включает: кварц (45 об.%), биотит (20–25 об.%), сидерит (до 20 об.%), гранат (10–15 об.%), ± хлорит (10–5 об.%), а также акцессорный турмалин и ильменит. Большинство прослоев сланцев содержат дисперсный углерод, который, вероятно, представлен графитом. Деформационные структуры представлены сланцеватостью и кливажем плойчатости, ориентированными субпараллельно первичной слоистости, а также разрывными дислокациями, (микротрещинами) секущими слоистость. Первые из них наиболее ярко проявлены в хлорит-серицитовых и гранат-биотиовых прослоях (рис. 3а–г), в то время как вторые заметны в более компетентных метакарбонатных прослоях (рис. 3а, б, г). Разрывные дислокации в большинстве своем залечены регенерированными кварц-карбонатными прожилками различной мощности. В целом, большинство из перечисленных деформационных структур образует единый парагенезис, сформированный в результате сжатия, направленного субперпендикулярно слоистости пород и отражающего деформации внутрислоевого квазитечения, межслоевого скольжения и разрывообразования.

Деформированные породы включают брекчированные и будинированные слоистые породы, аналогичные по составу первой группе (рис. 3д–ж), и катаклазированные полосчатые породы (рис. 3з). Катаклазированные полосчатые породы сложены переслаивающимися карбонатными и кремнисто-карбонатно-силикатными прослоями, между которыми локализованы тонкие (до 2 мм) слойки гранат-биотитовых сланцев. Структура гранат-биотитовых сланцев лепидобластовая, порфиробластовая. Состав представлен биотитом 60 об.%, гранатом 35 об.% и хлоритом до 5 об.%. Сланцеватость данных прослоев ориентирована согласно первичной слоистости/полосчатости породы. Карбонатные прослои обладают мелко-, скрытозернистой, равномернозернистой структурой и состоят на 80–85 об.% из сидерита, 10–5 об.% кварца, 5 об.% биотита и до 5 об.% магнетита. Кремнисто-карбонатно-силикатные прослои состоят из кварца 40–35 об.%, сидерита 35 об.%, магнетита 7–10 об.%, биотита 10 об.%, грюнерита 5–7 об.% и граната 3–5 об.% с единичными зёрнами анкерита и пирротина и отличаются мелко-, скрытозернистой, немато-лепидобластовой структурой, которая ориентирована под углом к полосчатости породы. Данные породы характеризуются гораздо более высокой степенью деформаций, по сравнению со слабодеформированными породами и, вероятно, локализованы вблизи разломной зоны или в замке складки. Элементы первичной слоистости здесь сохраняются лишь у незначительной части компетентных обломков метакарбонатных слоёв. Широкое развитие пластических деформаций в результате внутрислоевого течения в хлорит-серицитовых и гранат-биотитовых прослоях приводит к разрыву слоев метакарбонатов и формированию структур будинажа и, в конечном счёте, брекчированию пород (рис. 3д, е, ж). Межслоевое скольжение в сочетании с пластическим выдавливанием некомпетентного материала в секущие разрывные дислокации приводит к развороту минеральных зёрен граната, биотита и грюнерита, в результате чего они ориентированы под углом к первичной слоистости (полосчатости) пород (рис. 3з). Появление трещин, секущих участки проявления пластических деформаций, служит подтверждением наличия ещё одного этапа деформаций. Данные трещины выполнены стильпномеланом, хлоритом и грюнеритом.

Морфология и химический состав минералов

Морфология и химический состав минералов рассматривались в гранат-биотитовых сланцах, пригодных для применения традиционных геотермометров, которые приводятся ниже.

Гранат

Гранат в слабодеформированных гранат-биотитовых прослоях присутствует в ассоциации с биотитом, ± хлоритом, кварцем, сидеритом и ильменитом и образует вытянутые, согласно сланцеватости породы, зональные порфиробласты пойкилитового строения (рис. 3в, г; рис. 4а–в). Размер зёрен достигает 1,2 мм. Порфиробласты часто растресканы, трещины залечены биотитом; замещение зёрен не наблюдается. В качестве включений в минерале встречаются скопления углеродистого вещества, зёрна кварца, ильменита, сидерита, апатита, турмалина и циркона. Включения сконцентрированы в центральной части зёрен граната, что определяет зональность минерала. По химическому составу гранат относится к альмандину: хAlm ≈ 0,77–0,66, хPrp ≈ 0,02–0,01, хSps ≈ 0,17–0,29, хGross ≈ 0,08–0,03 (табл. 1). Железистость минерала от центра к краю зерна постоянна (F ≈ 0,97–0,99). В зёрнах граната наблюдается слабое увеличение спессартина и уменьшение альмандина от центра зёрен к периферии (рис. 5, обр. Гр-6, Гр-5). В образце Г-2112-118 зональность граната осложняется незначительным увеличением альмандина и уменьшением спессартина на краях зёрен (рис. 5).

Гранат в образцах Г-31-51 и Г-420-313 (рис. 3ж, з, соответственно; рис. 4г–е) распространён на границе карбонатных и кремнисто-карбонатно-силикатных прослоёв и образует как хорошо огранённые кристаллы размером 1–1,5 мм, так и деформированные вытянутые зёрна аналогичной размерности. Последние локализованы в зоне максимального напряжения (давления). Зёрна часто трещиноваты и раздроблены, трещины залечены хлоритом. Отмечается хлоритизация зёрен в виде каймы или оторочки вокруг граната мощностью около 0,1 мм, сложенной хлоритом (рис. 5, обр. Г-420-313, Grt-1). Зёрна граната имеют зональное строение, которое определяется повышенным количеством включений в центральной части зёрен. Включения представлены преимущественно кварцем и углеродистым материалом, в меньшей степени ильменитом, биотитом, сидеритом, апатитом и турмалином. В образце Г-31-51 гранат по химическому составу соответствует альмандину: хAlm ≈ 0,67–0,77, хPrp ≈ 0,01–0,02, хSps ≈ 0,20–0,14, хGross ≈ 0,13–0,08 (табл. 1), в котором отмечается незначительное повышение альмандинового компонента и снижение спессартинового и гроссулярового миналов от центра к краю зерён (рис. 5). Гранат в образце Г-420-313 характеризуется наличием сложной химической зональности (рис. 5). Железистость граната в обоих образцах практически не изменяется от центра к краю зерна (F ≈ 0,98–1,00).

Биотит

Биотит в слабодеформированных образцах представлен коричневато-бурыми и зеленоватыми закономерно ориентированными чешуйками, которые определяют сланцеватость породы (рис. 4а–в). Размер чешуек обычно не превышает 0,5–0,7 мм. Железистость биотита в подобных образцах варьируется от 0,79 до 0,86 (рис. 6а). Содержание TiO2 составляет 1,15–1,92 мас.% (табл. 2).

В образце Г-31-51 биотит образует буроватые чешуйки длиной до 0,4 мм (рис. 4г) и отличается повышенной железистостью, составляющей 0,86–0,88, и наличием BaO в количестве 1,06–2,03 мас.% (табл. 2). Содержание TiO2 изменяется от 1,12 до 1,86 мас.%.

В образце Г-420-313 по морфологическим особенностям минерала выделяется две генерации биотита. Первая генерация представлена буроватыми закономерно ориентированными в одном направлении (параллельно полосчатости) относительно крупными (0,3–0,5 мм) чешуйками, которые присутствуют совместно с зеленоватыми чешуйками хлорита и порфиробластами граната (рис. 4д). Вторая генерация биотита представлена мелкими (до 0,1 мм) чешуйками бурого цвета и распространена в кремнисто-карбонатно-силикатном прослое, где совместно с амфиболом (грюнеритом) определяет немато-лепидобластовую структуру, ориентированную под углом к полосчатости породы. Содержание К2О составляет 8,14–8,81 мас.%, TiO2 – 1,18–1,75 мас.% (табл. 2), железистость составляет 0,74–0,79 (рис. 6а).

Карбонаты

В слабодеформированных и будинированных образцах гранат-биотитовых сланцев карбонатный материал представлен сидеритом (рис. 6б), который образует удлинённые зёрна размером около 0,1–0,2 мм, вытянутые согласно сланцеватости породы. Зёрна сидерита содержат 5,01–6,42 мас.% марганца (табл. 3), железистость минерала составляет 0,91–0,95.

В образце Г-420-313 присутствует два карбоната – сидерит и анкерит (рис. 6б). Сидерит повсеместно распространён в породе в виде слабоудлинённых округлых зёрен размером до 0,1 мм и их скоплений. Анкерит встречается в виде редких мелких (до 0,1 мм) зёрен вблизи магнетита и сидерита. Концентрация марганца в сидерите изменяется от 4,65 до 8,65 мас.%, в анкерите – от 5,67 до 6,35 мас.%. Железистость варьируется от 0,91 до 0,94 в сидерите, в анкерите составляет 0,84–0,85.

Хлорит

Хлорит в гранат-биотитовых сланцах представлен зеленоватыми чешуйками неправильной формы размером до 0,4 мм, которые встречаются совместно с биотитом, или в виде мелких чешуек размером до 0,1 мм, слагающих кайму вокруг зёрен граната, залечивающих трещины в зёрнах граната и выполняющих трещины в деформированных образцах. По составу хлориты содержат вариации SiO2 от 22,25 до 25,76 мас.% и являются железистыми (F = 0,87–0,89 и 0,79–0,80 в образцах Г-31-51 и Г-420-313, соответственно), что соответствует ряду шамазит-тюррингит. В хлоритах из трещин и кайм граната отмечаются пониженные значения Al (IV) (табл. 4).

Амфибол и стильпномелан

Амфибол и стильпномелан встречаются в образце Г-420-313. Амфибол образует в кремнисто-карбонатно-силикатном прослое мелкие пластинки размером около 0,1 мм, ориентированные под углом к полосчатости, и выполняет трещины в породе в виде тонких, резко удлинённых зёрен, длина которых не превышает 0,2 мм. По составу амфибол отвечает грюнериту (табл. 5). Стильпномелан присутствует в виде тонких и длинных пластинок (почти игольчатых) буровато-зеленоватого цвета и их срастаний, которые приурочены к трещинам. Состав стильпномелана представлен в табл. 5.

Оценка температуры метаморфизма

Гранат-биотитовый и биотитовый геотермометры

В зёрнах граната и биотита из слабодеформированных и будинированных образцов не проявлены признаки замещения и/или растворения минералов. Допуская равновесие исходных фаз, для оценки температуры метаморфизма с использованием гранат-биотитового геотермометра (Holdaway, 2000) и геотермометра, основанного на содержании титана в биотите (Henry et al., 2005), применялись составы краевых частей зёрен граната (табл. 1) и составы биотита из матрикса породы (табл. 2). В качестве оценки давления при расчёте температуры с помощью гранат-биотитового геотермометра были использованы данные, полученные в работе (Ковалёв и др., 2023) по газово-жидким включениям. Согласно этой работе, давления составляют около 3–4 кбар (4,5–2,7 кбар). Также температуры рассчитаны при давлении 5, 6 и 7 кбар, исходя из предположения, что условия метаморфизма могут соответствовать по геотермическому градиенту региональному метаморфизму углеродистых толщ Енисейского кряжа.

Полученные оценки температур по гранат-биотитовому геотермометру в среднем составляют 450–505 °С при давлении 3–4 кбар или 460–515 °С при 6–7 кбар (табл. 6). По геотермометру (Henry et al., 2005) оценки температур составляют 515 ±50 °С для всех образцов (табл. 2, рис. 7а).

В образцах Г-31-51 и Г-420-313, в которых присутствует хлорит, замещающий пиковые минералы и выполняющий трещины в породе, оценки температур также были проведены с помощью хлоритовых геотермометров: (McDowell, Elders, 1980; Kranidiotis, MacLean, 1987; Jowett, 1991; Bourdelle et al., 2013). По трём эмпирическим геотермометрам, результаты которых приведены в табл. 4, температура образования хлорита в породе составляет 395–380 °С, а температура хлорита в секущих прожилках и в кайме граната чуть ниже – 365–345 °С. Полуэмпирических подход (Bourdelle et al., 2013) иллюстрирует, что для большинства хлоритов верхний температурный предел их кристаллизации превышает 350 °С (рис. 7б).

Углеродистый геотермометр

Кристаллическая структура углеродистого вещества (УВ) закономерно упорядочивается с ростом температуры и не меняется при ретроградных и наложенных (более низкотемпературных) условиях, о чём свидетельствуют систематические изменения рамановских спектров в зависимости от степени метаморфизма (Pasteris, Wopenka, 1991; Wopenka, Pasteris, 1993; Beyssac et al., 2002 и др.). На этом принципе для определения максимальных температур метаморфизма были предложены три геотермометра: (Beyssac et al., 2002; Rahl et al., 2005; Aoya et al., 2010).

Вмещающие породы Горевского месторождения в разной мере обогащены дисперсным углеродистым веществом. Углеродистый материал представлен чёрными, непрозрачными чешуйками неправильной формы, которые распространены в качестве включений в породообразующих минералах и по их границам (рис. 8). Размер чешуек варьируется от 2 до 10 мкм.

Анализировался углеродистый материал преимущественно в хлорит-серицитовых и гранат-биотитовых сланцах. Для анализа использовались чешуйки, находящиеся под поверхностью прозрачных и полупрозрачных минералов (кварца, реже карбоната или граната). Набор рамановского спектра УВ осуществлялся в диапазоне первого порядка от 1100 до 1800 см–1. Минимальное количество анализов для каждого образца составило 31.

Все полученные спектры УВ включают три пика (D1, G, D2) (рис. 9). В исследуемых образцах основной пик G является наиболее интенсивной (высокой) составляющей представленных спектров и располагается около 1576 см–1. D1-пик – средний по интенсивности пик, который локализуется около 1347 см–1. D2-пик представляет собой плечеобразное дополнение G-пика с центром около 1615 см–1. Рассчитанные в компьютерной программе Fityk (версия 1.3.1) параметры пиков приведены в табл. 7, отношения степени порядка УВ (отношения R1 и R2) и температуры образования УВ – в табл. 8.

Для всех образцов оценки температуры, полученные при анализе углеродистого вещества, дают близкие средние значения геотермометров (рис. 10). Полученные по двум калибровочным уравнениям (Beyssac et al., 2002; Rahl et al., 2005) средние значения температуры составляют 515 ±50 °С. По уравнению (Aoya et al., 2010), откалиброванному для регионально метаморфических пород, средние значения температуры определены немного выше – 531 ±50 °С.

Обсуждение результатов

Изученные образцы пород Горевского месторождения, в частности, гранат-биотитовые сланцы, обладают минеральной ассоциацией и структурно-текстурными особенностями, характерными для метаморфических пород.

В образцах в различной степени проявлены деформации первично-слоистых пород. В менее деформированных образцах отсутствуют явные признаки растворения или замещения породообразующих минералов, в то время как в катаклазированном образце Г-420-313 наблюдаются признаки регрессивных или наложенных преобразований, приуроченных к трещинам и прожилкам: хлоритизация биотита и граната, укрупнение (перекристаллизация) карбоната и появление стильпномелана. Помимо этого в данном образце отмечается наличие ильменита только в центральной части зёрен граната, в отличие от слабодеформированных образцов, в которых ильменит присутствует как в гранате, так и в матриксе сланца; в матриксе образца Г-430-313 развит магнетит и пирротин.

Гранат характеризуется преимущественно альмандиновым составом. В центральной части зёрен или по всему зерну граната фиксируется зональность, которая определяется увеличением спессартина и уменьшением альмандина от центра к периферии зёрен. Такая зональность, вероятно, обусловлена растворением Mn-содержащей фазы во время прогрессивного метаморфизма.

На основании этих наблюдений можно предположить, что породы Горевского месторождения претерпели региональный метаморфизм и локально подверглись регрессивным или наложенным преобразованиям.

Оценки температуры метаморфизма, полученные посредством традиционных геотермометров, показывают, что метаморфизм гранат-биотитовых сланцев происходил при температурах 490–515 °С. Занижение результатов температур в образце Гр-5, вероятно, обусловлено изменением биотита (K2O не больше 8,2 мас.%). Схожие температуры получены при использовании геотермометра, основанного на содержании титана в биотите, и по рамановских спектрам углеродистого вещества (Beyssac et al., 2002; Rahl et al., 2005) – 513 ±50 °С и 515 ±50 °С соответственно. При использовании калибровочного уравнения (Aoya et al., 2010) температуры получаются стабильно выше на 10–20 °С.

В катаклазированном образце Г-420-313 максимальные температуры метаморфизма, оцененные по рамановским спектрам углеродистого вещества, составляют около 530 ±50 °С по данным, рассчитанным с помощью геотермометров (Beyssac et al., 2002; Rahl et al., 2005). Подобное измерение находится в пределах погрешности, но может быть связано с влиянием деформаций или фрикционного нагрева (Kuo et al., 2018).

Все использованные хлоритовые геотермометры откалиброваны для значений не выше 400 °С. Полученные значения для хлорита из матрикса пород лежат близко к этому значению, в интервале 380–400 °С (табл. 4), и могут интерпретироваться только как нижний температурный предел их образования. Более низкие температуры в интервале 365–345 °С получены для хлорита в кварцевых прожилках и хлорита, замещающего гранат. Эти значения могут рассматриваться как температуры более поздних наложенных преобразований. В работе (Ковалев и др., 2023) приводятся данные изучения флюидных включений, отвечающих стадии пострудного окварцевания пород. Состав газовых флюидных включений фиксирует два импульса гидротермальной активности. Флюиды одного из импульсов характеризуются параметрами типичных метаморфических флюидов – повышенной температурой 380–300 °С, высоким давлением (4,2–2,7 кбар) и CO2 – N2 – составом высокоплотной газовой фазы. Флюиды другого импульса характеризуются гораздо меньшим давлением (0,59–0,036 кбар), относительно низкой температурой 280–145 °С. Таким образом, температуры, полученные по хлориту, соответствуют раннему импульсу гидротермальной активности.

В изученных породах не установлено минеральных ассоциаций, необходимых для оценок давления метаморфизма. Имеющиеся оценки значений 3–4 кбар (Кузнецов и др., 1991) даны как нижний предел по давлению эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма. Данные (Ковалев и др., 2023) по пострудным гидротермальным процессам указывают на давления не выше 4,2 кбар. Следовательно, можно рассматривать это значение как минимальную оценку давлений метаморфизма. Если рассматривать породы исходя из предположения о регионально метаморфическом образовании, условия метаморфизма могут соответствовать геотермическому градиенту регионального метаморфизма Енисейского кряжа (Likhanov et al., 2015, 2022) и достигать 5–6 кбар.

Заключение

Впервые для пород Горевского месторождения получены оценки температур метаморфизма на основе геотермометра по рамановским спектрам углеродистого вещества. Установленные значения температуры 515–530 (±50) °С близки температурам, полученным нами с использованием традиционных минеральных геотермометров 490–515 °С, а также данным по флюидным включениям в метаморфогенном кварце 500–550 °С (Кузнецов и др., 1991). Можно предположить, что этот температурный интервал отражает параметры пика метаморфизма. Структурные и минералогические характеристики пород позволяют предположить, что полученные температуры относятся к региональному метаморфизму вмещающих толщ.

Породы Горевского месторождения несут следы локальных наложенных преобразований, которые отражаются в хлоритизации биотита и граната, укрупнении (перекристаллизации) карбоната и появлении стильпномелана. Температура преобразований оценивается не ниже 365–345 °С. Эти значения близки к данным, полученным в работе (Ковалев и др., 2023) для стадии пострудного гидротермального окварцевания пород метаморфогенными флюидами (300–380 °С).

Финансирование/Благодарности

Авторы признательны К.Р. Ковалеву за предоставленные образцы.

Аналитические работы выполнены в ЦКП Многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (ИГМ СО РАН, г. Новосибирск). Полевые работы проведены в рамках госзадания ИГМ СО РАН (№ 122041400237-8), минералогические исследования и оценка условий метаморфизма выполнены при поддержке проекта РНФ № 21-77-20018 («Метаморфические комплексы Енисейского кряжа: история геологического развития, природа протолитов, сырьевой потенциал»).