БЪЛГАРСКА АКАДЕМИЯ НА НАУКИТЕ

ГЕОЛОГИЧЕСКИ ИНСТИТУТ „СТРАШИМИР ДИМИТРОВ”

Силвина Кирилова Георгиева

МИНЕРАЛОГИЯ И ЗОНАЛНО РАЗВИТИЕ НА

ХИДРОТЕРМАЛНИТЕ ИЗМЕНЕНИЯ В НАХОДИЩЕ ЧЕЛОПЕЧ И

ВРЪЗКА С ОРУДЯВАНЕТО

АВТОРЕФЕРАТ

на дисертация за получаване на образователна и научна степен

„доктор“

Професионално направление: 4.4. Науки за Земята

Научна специалност: 01.07.05. Минералогия и кристалография

Научни ръководители: ст. н. с. II ст. д-р Румен Петрунов

доц. д-р Томас Керестеджиян

Рецензенти: проф. дгн Ангел Кунов

проф. д-р Страшимир Страшимиров

София, 2014

Защитата на дисертацията ще се състои на ............... 2014 г. от ............ часа в зала 203

на Геологическия институт при БАН.

Материалите по защитата са на разположение на интересуващите се в канцеларията

на Геологическия институт при БАН, ул. „Акад. Г. Бончев“, бл. 24, 1113 София, стая 205.

Дисертантът е докторант в задочна форма на обучение в секция „Минералогия и

минерални ресурси“ на Геологическия институт при БАН, където е извършена основна

част от работата по дисертационния труд.

Дисертационният труд е обсъден и насочен за защита на разширен семинар на секция

„Минералогия и минерални ресурси“ на Геологическия институт при БАН, проведен на

28.01.2014 г. и насрочен за защита на заседание на Научния съвет на Геологическия

институт при БАН, проведено на 27.02.2014 г.

Научно жури: 1. доц. д-р Томас Керестеджиян (председател)

2. проф. дгн Ангел Кунов (рецензент)

3. проф. д-р Страшимир Страшимиров (рецензент)

4. доц. д-р Росен Недялков

5. доц. д-р Камен Богданов

Характеристика на дисертационния труд

Дисертационният труд включва 146 стр. основен текст, в който влизат 62 фигури и 12

таблици и 21 стр. използвана литература (227 заглавия).

Материалът на дисертацията е структуриран в следните основни раздели:

1. Увод – 13 стр.

2. Цели и задачи – 1 стр.

3. Методи на изследване – 3 стр.

4. Регионални геоложки аспекти (Алпийска еволюция на територията на България) – 4

стр.

5. Геология и металогения на Панагюрския руден район – 3 стр.

6. Геоложко положение и изученост на находище Челопеч – 24 стр.

7. Нови данни и обобщени резултати относно разположението и морфологията на

рудните тела и минералните парагенези – 15 стр.

8. Физикохимични условия на рудообразувателния процес – микротермометрия на

флуидни включения и изотопни характеристики – 11 стр.

9. Характеристика на околорудните изменения – 55 стр.

10. Генетични разсъждения и моделни представи – 10 стр.

11. Заключение – 4 стр.

Авторски приноси – 2 стр.

Литература – 21 стр.

1

1. Увод

Cu-Au находище Челопеч буди интерес още от началото на неговото откриване и

проучване до днес със своя многообразен и уникален минерален състав. Освен с високото

съдържание на полезни компоненти, находището се отличава с откритите в него нови за

науката минерали, като костовит (Terziev, 1966), хемусит (Terziev, 1971), стибиоколусит

(Спиридонов и др., 1992) и германоколусит (Спиридонов и др., 1992а).

Металогенните, геохимичните и минераложките особености на находището

предизвикват нееднозначни тълкувания и поставят различни въпроси по отношение на

генезиса му. Много автори в редица публикации са отразили съществени резултати в

изследването на минералогията и геохимията на орудяването, текстурите и морфологията

на рудните тела и тяхната структурна привързаност, както и хидротермалните изменения

във вместващите скали. Изследвана е структурно-геоложката му привързаност и връзката

му с вулканизма. Проведени са множество структурно-тектонски, петрографски,

геофизични, стратиграфски и металогенни изследвания.

Много изследователи са оставили своя отпечатък в проучвателната дейност в

находището и неговия район: Г. Златарски, Г. Бончев, Ц. Димитров, Г. Терзиев, Т.

Радонова, С. Чипчакова, И. Мутафчиев, М. Моев, М. Антонов, Б. Богданов, П. Попов, Т.

Тодоров, Д. Цонев, Э. Спиридонов, Р. Петрунов, А. Аризанов и др. Редица геофизици,

картировачи, търсачи, проучватели и добивници са допринесли за развитието на

рударската дейност в района.

В досега извършените изследвания в находище Челопеч се откриват някои

противоречия, най-вече относно произхода на орудяването – масивно-сулфидно (VHMS –

volcanic hosted mаssive sulfide deposit), с наложени допълнително хидротермални събития,

или високосулфидизирано. Установяват се някои различия по отношение на

характеризирането на типовете хидротермални изменения и етапността на тяхното

развитие. Това са причините, породили мотивацията за предприемане на нови

изследвания в находището.

1.1. Същност и актуалност на хидротермалните изменения

1.1.1. Хидротермални системи и свързаните с тях изменения

Хидротермални системи се зараждат и задействат при внедряване на магмени

интрузии в горната част на земната кора. При това внедряване се осъществява пренос на

голямо количество топлина и движение на хидротермален флуид във вместващата среда.

Основният източник на вода в хидротермалните разтвори определя типа на

хидротермалната система. Съществени компоненти в хидротермалния разтвор

представляват магматичният флуид и циркулиращите метеорни води. В състава на

хидротермалните флуиди могат да участват също морска, остатъчна и метаморфна вода

(Pirajno, 1992). Магматичният флуид, състоящ се от пара и хиперсолена течност, е

главният източник на много компоненти в рудните находища, образувани от магматични

хидротермални системи. Голяма част от компонентите в хидротермалния флуид се

извлича и от вместващите скали. Този процес се осъществява при абсорбиране на кисели

магмени изпарения от дълбоко циркулиращите сред вместващите скали метеорни води

(Hedenquist, Lowenstern, 1994).

Хидротермално изменение на скалите настъпва, когато те са изложени на химични

условия, температура и налягане, различни от тези, при които първоначално са

образувани. В такива условия, скалообразуващите минерали се оказват в нестабилно

състояние. Настъпват химични, минерални и структурни промени в обема на скалата.

Образуват се нови минерални асоциации, постигнали или стремящи се към равновесие в

новите физикохимични условия. За да се характеризира този процес, в литературата се

въвежда терминът метасоматизъм. Според Коржинский (1955), всяко изменение на

2

химичния състав в една скала, при което разтварянето на съществуващите минерали и

заместването им с нови протича почти едновременно и успоредно с това скалата запазва

твърдото си състояние, се нарича метасоматоза. Той определя като основни следните

фактори, които играят роля при процесите на хидротермални изменения: състав на

изходната скала и на флуидите, маса и концентрация на компонентите, температура,

налягане, киселинност–алкалност и оксиредукционен потенциал на хидротермалната

система.

1.1.2. Околорудни изменения

Околорудните хидротермални процеси се разглеждат като частен случай на

метасоматичните процеси, свързани с рудообразуването (Каназирски, 2011). В тази

връзка при изучаването на околорудните изменения на вместващите скали се използват

разработените научни основи за изследване на метасоматичните процеси при

хидротермалните изменения, с отчитане на генетичната връзка метасоматоза –

рудообразуване.

1.1.2.1. Типове околорудни изменения и класификации

Една от най-често използваните генетични класификации в метасоматичната

петрология е тази на Meyer and Hemley (1967), при която измененията се поделят на

типове. По отношение на измененията, развити върху алумосиликатни скали, свързани с

гранитоиден магматизъм, авторите отделят няколко типа хидротермални изменения:

калиева метасоматоза, интензивна аргилизация, умерена аргилизация, серицитизация,

пропилитизация, окварцяване, скарниране, грайзенизация. При процеса на

пропилитизация са отделени: албитизация, хлоритизация, зеолитизация и

карбонатизация.

Постепенно тази класификация се развива и изменя, като редица автори добавят нови

типове хидротермални изменения. Hayba et al. (1985) и Heald et al. (1987) отделят адулар-

серицитов и кисело-сулфатен тип изменения, касаещи епитермални находища на злато.

Обособени са два типа интензивна аргилизация – кисело-хлориден и кисело-сулфатен

(Каназирски, 1996; Kanazirski, 1992, 2003).

1.1.2.2. Генетични класификации на метасоматичните изменения на формационен

принцип

Често използвана класификация в метасоматичната петрология е и тази на Жариков и

Омельяненко (1978). Тя е създадена на формационна основа, обхваща голям брой

последователно подредени генетични типове метасоматити и е разработена на основата

на теорията на метасоматичната зоналност (Коржинский, 1969) и на физикохимичния

анализ на минералните парагенези (Коржинский, 1973).

Предложените от Жариков и Омельяненко (1978) метасоматични формации, свързани

с гранитоиден магматизъм на малки дълбочини, са: пропилити, вторични кварцити,

кварц-адулар-серицитови метасоматити и аргилизити. При умерена дълбочина се

образуват различни скарни, алкални метасоматити, кварц-фелдшпатови метасоматити,

грайзени, пропилити, вторични кварцити, кварц-серицитови метасоматити, гумбеити,

березити, аргилизити, ейсити и т.н.

Термините „интензивна аргилизация“ и „вторични кварцити“ се приемат за генетични

аналози в класификациите на Meyer and Hemley (1967) и на Жариков и Омельяненко

(1978).

3

1.2. Основни аспекти на хидротермалното метасоматично минералообразуване в

епитермални находища и рудопроявления

Терминът епитермален е въведен от Lindgren (1933) за хидротермални рудни

находища, образувани на малка дълбочина (до ~500 m) при ниски температури (50–

200ºС). Впоследствие диапазонът в условията на формирането им се разширява, като се

приема, че епитермалните находища се образуват при температури от <150ºС до ~300ºC,

на дълбочини до ~1–2 km (Hedenquist, Lowenstern, 1994; White, Hedenquist, 1995; White et

al., 1995). Hayba et al. (1985) и Heald et al. (1987) разграничават два стила епитермални

находища и според типа хидротермални изменения ги наричат адулар-серицитов тип,

образуван от флуиди с близко до неутрално рН и кисело-сулфатен тип, образуван от

флуиди с кисел характер. Hedenquist (1987) въвежда термините low sulfidation

(нискосулфидизиран) и high sulfidation (високосулфидизиран), които отразяват

оксиредукционното състояние на сярата в хидротермалния флуид. Разтворите в

нискосулфидизираните находища са с близко до неутрално рН, където сярата обикновено

е в нисковалентното си състояние -2 (под формата на H2S), докато във

високосулфидизираните находища флуидът е кисел, а сярата е във високовалентно

състояние +4 (под формата на SO2).

Геохимичната асоциация на орудяванията в нискосулфидизираните (адулар-

серицитови) епитермални находища се отличава с високо съдържание на Au, Ag, As, Sb,

Hg Zn, Pb, Se, K и Ag/Au и ниско съдържание на Cu и Te/Se. Високосулфидизираните

(кисело-сулфатни) епитермални находища се отличават с високо съдържание на Au, Ag,

As, Cu, Sb, Bi, Hg, Te, Sn, Pb, Mo и Te/Se и ниско съдържание на K, Zn и Ag/Au (Hayba et

al., 1985; Heald et al., 1987; Hedenquist, 1987; Hedenquist, Lowenstern, 1994; Arribas, 1995;

Hedenquist, 1995; White, Hedenquist, 1995; Corbett, Leach, 1998).

2. Цели и задачи Цел на представения дисертационен труд е да се определи минералния състав и типа

на хидротермалните изменения, вместващи рудните тела в находище Челопеч, както и да

се установи връзката им с орудяването.

Основните задачи на настоящото изследване са проследяване на латералното и

вертикалното разпространение на хидротермалните изменения, определяне на

настъпващите промени в минералния им състав с отдалечаване от рудните тела и в

дълбочина, както и определяне на взаимоотношенията им с орудяванията. За определяне

на условията на минералообразуване и произхода на хидротермалните флуиди е

необходимо изследване на някои типоморфни минерали. От съществено значение е и

изясняването на поведението на елементите по време на хидротермалните процеси.

3. Методи на изследване Теренната работа в района на находище Челопеч е проведена чрез наземни и

подземни наблюдения. Подземните проучвания са проведени предимно в участъците на

експлоатационните блокове и свързващите галерии от хоризонт 405 (~350 m под

съвременната повърхност). Използван е и материал от проучвателната сондажна мрежа,

изградена в находището.

За изследването на минералните асоциации и парагенетичните взаимоотношения в

орудяванията и хидротермално изменените вместващи скали са извършени микроскопски

наблюдения в проходяща и отразена светлина на дюн- и аншлифи.

За определяне на минералния състав на хидротермално изменените вместващи скали,

са използвани диференциално-термичен анализ (DTA), както и прахов рентгеново-

дифракционен анализ, извършени в Геологическия институт при БАН.

За изследване на химичния състав, както на редица рудни, така и на минерали от

4

хидротермално изменените скали, са използвани сканиращ електронен микроскоп (SEM)

JEOL GSM 35 CF с рентгенов микроанализатор TRACOR NORTHERN TN – 2000

(Eurotest-Control, София), Jeol “Superprobe 733”, снабден с EDS-система HNU “System

5000” (Геологически институт при БАН, София), както и електронно-рентгенов

микроанализатор (ЕPMA) CAMECA Camebax SX-50 (Университета в Лозана, Швейцария

и BRGM, Орлеан, Франция).

Химичната зоналност в алунита и алуминиевите фосфатно-сулфатни минерали (APS)

е наблюдавана със сканиращ електронен микроскоп (SEМ – JEOL 6400) в Университета в

Женева (Швейцария).

Рентгено-флуоресцентен анализ (X-ray fluorescence) за изясняване на химичния

състав и по-специално за изследване на главните и елементите следи в хидротермално

изменените скали е извършен в Центъра за минераложки анализи (Centre d’Analyse

Minerale – САМ) в Университета в Лозана (Швейцария).

Редкоземните елементи (REE) са изследвани с помощта на масспектрометрия в

индуктивно свързана плазма с лазерна аблация (LA-ICP-MS) в Геологическия институт

при БАН (София).

Микротермометрия на флуидни включения в енаргит и барит, както и изотопи

изследвания на Sr, Pb и S в барит, енаргит, пирит, галенит и борнит са извършени със

съдействието на д-р Р. Мориц в Университета в Женева (Швейцария).

Изследването на стабилни изотопи в алунит (H, O, S) и пирит (S) са осъществени

благодарение на д-р К. Льоруж в Лабораторията за стабилни изотопи и ниска

радиоактивност в BRGM (Орлеан, Франция).

4. Регионални геоложки аспекти (Алпийска еволюция на територията на

България) Находище Челопеч е локализирано в Панагюрския руден район, разположен в

Централна Средна гора и отчасти в Стара планина. Този район се намира в обсега на

Средногорската вулкано-интрузивна зона (Dabovski et al., 1991), която напоследък е

дефинирана като Апусени-Банат-Тимок-Средногорски магматичен и металогенен пояс

(Popov et al., 2000), характеризиращ се с развитието на комплекс от горнокредни

вулкански и плутонични скали и асоцииращите с тях рудни находища.

Повечето автори разглеждат Средногорската вулкано-интрузивна зона като част от

една островно-дъгова система, развита през късната креда, образувана в резултат на

субдукция в североизточна посока на Вардарския палеоокеан под Сръбско-Македонския

и Родопския масив, с която е свързан интензивния магматизъм в разглеждания район

(Boccaletti et al., 1974; Aiello et al., 1977; Станишева-Василева, 1980; Vassileff, Stanisheva-

Vassileva, 1981; Ivanov, 1988; Dabovski et al., 1991; Дабовски и др., 2009 и др.). Други

автори (Antonijevic et al., 1974; Berza et al., 1998; Popov, 1981, 1987, 1996, 2002) смятат, че

къснокредният магматизъм и свързаната с него рудообразувателна активност са

възникнали в етап на разтягане с постсубдукционен (интраколизионен) рифтинг,

вследствие на което е образуван Банат-Средногорският рифт.

5. Геология и металогения на Панагюрския руден район Основните черти в геоложкия строеж на Панагюрския руден район се определят от

развитието на къснокреден магматизъм и свързаните с него рудообразувателни процеси.

Всички находища в района са свързани с горнокредни магматични скали, вместени

в/или покриващи домезозойски фундамент, състоящ се от: гнайси, амфиболити и

различни шисти с предполагаема докамбрийска възраст, причислени към

високометаморфните скали на Прародопската надгрупа (Кожухаров, 1987); камбрийски

шисти, филити, диабази, отнесени към долнопалеозойските нискометаморфни скали и

5

средно- до къснопалеозойски гранити и гранодиорити, част от Старопланинския

гранодиорит-гранитов комплекс (Попов и др., 2012).

Магматичните скали в района са отделени основно в две петрохимични серии:

калциевоалкална и субалкална (Popov, 1981; Попов и др., 2012) или висококалиево

калциевоалкална до шошонитова и рядко калциевоалкална с базалто-андезитов до

риолитов състав (Stoykov et al., 2002; Kamenov et al., 2003, 2007). В северната част на

района, магматичните скали са главно гранодиоритови дайки и субвулкански тела с

латитов до андезитов състав (Stoykov et al., 2002).

В Панагюрския руден район са установени повече от 150 рудни находища и

рудопроявления. Този район се характеризира с много меднопорфирни (± Au, Mo) и Cu-

Au епитермални находища. Открити са също и малки златни, златно-полиметални,

баритови, оловно-цинкови и манганови находища и проявления. Сред най-значимите

меднопорфирни находища се отличават Елаците, Асарел, Медет, Влайков връх, Цар

Асен, а сред епитермалните – Челопеч, Елшица, Радка, Красен (Strashimirov et al., 2002;

Moritz et al., 2004). В по-ранни публикации, епитермалните находища в района са

разглеждани като масивно-сулфидни медно-пиритни (Bogdanov, 1984; Богданов, 1987)

или железносулфидни (Димитров, 1985). По-късно Strashimirov et al. (2002) определят

находищата Челопеч и Красен като високосулфидизирани епитермални, докато Елшица и

Радка се приемат за умерено- до високосулфидизирани. Според Mutafchiev and Petrunov

(1996) находище Челопеч се характеризира като „синвулканско хидротермално-

седиментогенно масивно-пиритно с последващ високосулфидизиран епитермален етап”.

Формирането и пространствената привързаност на находищата в Панагюрския руден

район са тясно свързани с развитието на вулкано-интрузивните комплекси и структурите

в тях. В рамките на тези комплески са отделени Елашко-Челопешкото, Асарел-

Медетското, Красен-Петеловското, Радкинското и Елшишкото рудни полета (Popov et al.,

2000а).

6. Геоложко положение и изученост на находище Челопеч Епитермалното Cu-Au находище Челопеч се намира на около 60 km източно от гр.

София и е разположено в Елашко-Челопешкото рудно поле, по южните склонове на

Етрополска Стара планина, в северната част на Панагюрския руден район. Находището е

вместено в горнокреден вулкански и вулканоседиментен комплекс, трансгресивно

залягащ върху метаморфен фундамент. Генезисът му е свързан с къснокреден

магматизъм и се контролира от централните части на Челопешкия вулкан (Попов и др.,

1983; Popov et al., 2000а; Попов и др., 2012). Първите сведения за наличието на медни

орудявания в района се отбелязват в работите на Златарски (1882) и Бончев (1907, 1923).

Според Andrew (1997) това е най-голямото златно находище в Европа със запаси 52,1 Mt

руда при съдържания на Cu – 1,40% и Au – 3,30 g/t.

6.1. Литолого-стратиграфска характеристика

Литолого-стратиграфската характеристика на епитермалното Cu-Au находище

Челопеч показва характерните черти за Панагюрския руден район. Горнокредният

вулкански и вулканоседиментен комплекс, сред който се установява орудяването, заляга

трансгресивно върху подложка от метаморфозирани скали със сложен състав. Тези скали

са поделени на две групи, като първата се състои от високометаморфни мигматизирани

гнайси с прослойки от амфиболити и шисти, причислени към Пирдопската група

(Dabovski, 1988). Тези метаморфити са по-стари и са с предполагаема докамбрийска

възраст. Чрез U-Pb датировка по циркон Арнаудов и др. (1989) определят

долнопалеозойска възраст (406 ± 40; 480 ± 30; 485 ± 50 Ma) на метаморфизма в гнайсите

от високометаморфния комплекс в Централно Средногорие. Peytcheva and von Quadt

6

(2004) също доказват долнопалеозойска възраст (502,8 ± 3,2 Ma) на протолитите от този

комплекс, използвайки U-Pb датировка по циркон. Втората група нискометаморфни

скали се състои от филити, филитоидни шисти и диабази от Берковската и/или

Дългиделска група (Haydoutov et al., 1979; Антонов, Желев, 2002) и са определени като

част от раннопалеозойски вулканско-дъгов комплекс (Haydoutov, 2001). Моев и Антонов

(1978) причисляват основната част от нискометаморфните скали, разкриващи се в района

към Грохотенската свита с ордовишка възраст. Чрез U-Pb датировка по циркон от

диабази от нискометаморфния комплекс, Peytcheva and von Quadt (2004) установяват

възраст 443 ± 1,5 Ma, която попада в рамките на ордовика.

Горнокредният вулкански и вулканоседиментен комплекс, разкриващ се в района на

находището, е изследвана от Връблянски и др. (1961), Карагюлева и др. (1974), Моев и

Антонов (1976, 1978) и др. В разреза на късната креда са представени туронски

седименти, долносенонски ефузивни скали, интрузии и дайки и поствулкански

горносенонски седименти с обща дебелина, надхвърляща 1200 m (Моев, Антонов, 1978).

Връблянски и др. (1961) поделят скалите от горния турон в района между Софийското

поле и гр. Панагюрище на два хоризонта. Първият хоризонт е наречен

прибрежнокластичен и е представен от конгломерати, пясъчници, глини и песъчливи

глини с въглищни чернилки и въглища. Той прехожда във втория хоризонт на горния

турон, наречен морски варовито-песъчлив, представен от варовити пясъчници и

песъчливи варовици. Тези единици се покриват съгласно от първи и втори хоризонт на

маастрихта, в които основен белег е редуването на седиментни вулканогенноседиментни

и вулкански прослойки.

Моев и Антонов (1976, 1978) отделят пет литостратиграфски единици: въгленосна

задруга; пясъчникова задруга; Челопешка свита с Воздолски член – състояща се от

алтернация на туфи, андезитови разливи, андезити, пясъчници и мергели; Мирковска и

Чуговишка свита, изградени от поствулкански седименти.

Въгленосната задруга съвпада с първия хоризонт на горния турон (Връблянски и др.,

1961) или с моласоидната задруга (Карагюлева и др., 1974). В поречието на р. Воздол

тази задруга е разкъсана от вулкански и субвулкански тела. В основата й залягат

брекчоконгломерати и грубозърнести пясъчници, последвани от многократно редуване

на пясъчници, песъчливи въглищни шисти и тънки въглищни прослойки. Моев и

Антонов (1976, 1978) определят възрастта на задругата в рамките на ранен турон.

Димитрова и др. (1984) определят тези скали като глинесто-пясъчникова задруга с

предполагаема ценоманска възраст.

Пясъчниковата задруга обхваща долната част от втория хоризонт на горния турон,

наречен от Връблянски и др. (1961) морски варовито-песъчлив. Името на тази задруга е

дадено от Карагюлева и др. (1974). По-късно Димитрова и др. (1984) я наричат

пясъчниково-варовикова. Според Моев и Антонов (1976, 1978) тя също е сложно

разкъсана от по-млади субвулкански и вулкански тела. Изградена е от разнозърнести

полимиктови, аркозни и по-малко глинести пясъчници и варовито-песъчливи аргилити.

Възрастта й е определена от всички автори като горен турон.

Челопешката свита, според стратиграфската подялба на Връблянски и др. (1961), се

определя като първи и втори хоризонт на маастрихта, докато Карагюлева и др. (1974) я

поделя на седиментно-вулканогенна задруга и туфитова задруга, развити в рамките на

долния сенон. Основната характеристика на свитата е редуването и латералното

заместване на седиментни (песъчливи и алевролитови мергели и полимиктови

пясъчници), вулканогенноседиментни и вулкански скали. Вулканските скали са главно

андезитови туфи и биотит-амфиболови андезити. Възрастта на Челопешката свита е

определена от Моев и Антонов (1976, 1978) като кониас–сантон. Съгласно палиноложки

7

данни на Stoykov and Pavlishina (2003) възрастта на Воздолските пясъчници от

Челопешката свита е туронска.

Воздолският член на Челопешката свита е изграден от редуване на андезитови

агломератови, псефопсамитови и алевропсамитови туфи и лавови разливи от биотит-

амфиболови андезити. Той се разполага върху пачки от Челопешката свита, а латерално и

отгоре се зацепва сложно със скалите от високите й нива. Воздолският член впоследствие

се разглежда от Popov et al. (2000а) като част от Челопешкия вулканоинтрузивен

комплекс, състоящ се от характерни структурни елементи, отразяващи етапите на

магмена еволюция.

Мирковската свита е наречена трети хоризонт на маастрихта от Връблянски и др.

(1961) или карбонатна задруга с възраст горен сантон–кампан от Карагюлева и др. (1974).

Изградена е главно от червени варовици. Долната й граница най-често е размивна, а в

горната си част с литоложки преход се свързва с Чуговишката свита. Възрастта й е

определена с помощта на микрофауна като сантон–кампан.

Чуговишката свита съответства на четвъртия хоризонт на маастрихта (Връблянски и

др., 1961) или на отделената от Карагюлева и др. (1974) флишка задруга. Свитата е

изградена от полимиктови пясъчници, песъчливо-варовити алевролити и варовити

аргилити, развити в ритмична последователност. Възрастта й е определена с помощта на

макро- и микрофауна в рамките на кампан–маастрихт. Stoykov and Pavlishina (2004)

определят маастрихтска възраст на свитата чрез палинофлора.

6.2. Вулканизъм

Всички автори, изследвали вулканизма в района на находището, приемат идеята за

многоетапност в развитието на къснокредния магматизъм. Мутафчиев (1967, 1968)

отделя два етапа в сенонската вулканска дейност: андезито-дацитов и андезитов. По-

късно Мутафчиев и Чипчакова (1969) отделят три етапа на магматизъм: I –

андезитодацитов вулканизъм, II – андезитов вулканизъм, III – дайкова формация. Въз

основа на петроложки и фаунистични изследвания и K-Ar датировки Лилов и Чипчакова

(1999) разграничават четири етапа на вулкано-интрузивен магматизъм в Панагюрския

район: І – андезитодацитов, ІІ – андезитобазалт-трахиандезитобазалтов, ІІІ – дацит-

риодацитов и ІV – андезитобазалт-андезит-трахиандезитов. Според тези автори

вулканогенно-седиментният комплекс в района на Челопеч е изграден от продуктите на І,

ІІ и ІV етап. Попов и др. (1983), Popov and Kovachev (1996), Popov et al. (2000а), Попов и

др. (2012) представят пететапна схема на развитие на вулканизма в района с реално

картируеми геоложки тела: ранни субвулкански интрузиви, Челопешки вулкан

(стратовулкан), късни субвулкански интрузиви, Карлиевски криптовулкан и Воздолски

вулкан.

Ранните субвулкански интрузиви са внедрени в скали с докамбрийска, палеозойска и

туронска възраст. Разкриват се в северната част на района и са разположени в разломни

области с И–СИ посока. Определени са като кварц-трахиандезити.

Челопешкият вулкан (стратовулкан) е образуван през втория етап на сенонския

магматизъм. Вулканският конус е изграден от блокови, агломератови и лапилови (по-

рядко пепелни) туфи и лавови покрови и потоци с кварц-трахиандезитов състав.

Палеовулканът е разположен над фундамента, изграден от туронски пясъчници, ранни

субвулкански интрузиви и догорнокредни скали. Гърловата му част се фиксира от

радиално-концентрична система от разломи, като към края на етапа по тази система от

разломи е станало калдерно пропадане.

Късните субвулкански интрузиви се разкриват в Ю–ЮИ части на вулканската

структура. Те са внедрени главно в структури от радиално-концентричното разломяване.

8

Определени са като кварцови трахиандезити и андезити с масивна или брекчиева

текстура. Лавобрекчи и кластолави са установени главно в пригърловия участък.

Карлиевският криптовулкан се намира в югоизточните части на Челопешкия район.

Установен е по наличието на радиално-концентрично разломяване и присъствието на

горнокредни дайки и тела с риодацитов, дацитов, монцогранодиоритов и гранитов

състав.

Воздолският вулкан е представен като нек, образуван в източната част на Челопешкия

вулкан. Този етап на магматизма е настъпил след главния рудообразувателен процес в

находище Челопеч. Вулканът е локализиран в областта на пресичане на радиален и

концентричен разлом от разломната система на Челопешката калдера. Субвулканските

части на Воздолския вулкан пресичат както променените ефузивни скали, така и рудните

тела.

Според Popov et al. (2001), Stoykov et al. (2002) и Стойков (2003), продуктите на

Челопешкия вулкан са поделени на: Мургански куполовидни тела (андезити, латити до

трахидацити), разкрити в северната част на района; лавови-агломератови потоци

(андезити, латити, дацити и трахидацити), разкриващи се в западната част; Воздолски

вулканити, представляващи некообразно тяло или нек от лавобрекчи (андезити до

шошонити и латити).

С помощта на K-Ar метод Чипчакова и Лилов (1976) определят възраст 94 Ma за

андезитите от т.нар. втора фаза, докато за андезитодацитите от т.нар. трета фаза

установяват възраст 68–63 Ma. По късно Лилов и Чипчакова (1999), също чрез K-Ar

метод, обобщават следните резултати (според тяхното поделяне на етапността на

магматизма в района): І етап – андезитодацитов, по-стар от 91 Ма (ценоман), ІІ етап –

андезитобазалт-трахиандезито-базалтов, 91–88 Ма (турон), ІІІ етап – дацит-риодацитов,

88–86 Ма (кониас–ранен сантон) – непредставен в района на находището, ІV етап –

андезитобазалт-андезит-трахиандезитов, 67–65 Ма (късен маастрихт). С помощта на Ar-

Ar метод по биотит Velichkova et al. (2001) определят възрастта на Воздолските

вулканити като туронска (90 Ма). Moritz et al. (2003) също предлагат подобна възраст

(91,45 ± 0,15 Ма), използвайки U-Pb метод по циркон. Според Stoykov еt al. (2004)

магматичната активност в района на находището започва в северната част с внедряване

на куполоподобните тела с възраст 92,2 ± 0,3 Ma, определена с U-Pb метод по циркон.

Продуктите на втората и третата фаза на магматизма са геохроноложки неразграничими,

в рамките на грешката и отразяват възраст от 91,3 ± 0,3 Ma. Според Chambefort et al.

(2007), отново с помощта на U-Pb метод по циркон, вулканизмът в района е продължил

от 92,21 ± 0,21 Ма до 91,45 ± 0,15 Ма. Тъй като рудната минерализация е внедрена сред

по-младите скали, датирани в рамките на 91,45 ± 0,15 Ма, този интервал се приема за

максимална възраст на формиране на находището (Moritz et al., 2003; Georgieva et al.,

2004). Според Попов и др. (2012) рудните находища в Панагюрския район и в частност

района на Челопеч, са локализирани в кониас-сантонски вулкански скали, а рудни късове

от тях се установяват в горележащите сантон-кампански поствулкански седименти. Така

посочените факти еднозначно определят, според авторите, сантонска възраст на

находищата, която по хроностратиграфската скала отговаря на около 84–85 Ма.

6.3. Околорудни хидротермални изменения – разпространение и зоналност

Хидротермалните изменения на скалите в района на Cu-Au находище Челопеч имат

тясна пространствена връзка с рудните тела. Най-интензивни са измененията във

вулканските скали.

Чипчакова (1966) подчертава характерната площна пропилитизация в района на

находището, изразена главно в хлоритизация, карбонатизация, адуларизация и по-слабо в

окварцяване, зеолитизация и пиритизация. Според нея околорудните изменения от типа

9

на вторичните кварцити (в алунитов, каолинитов и серицитов фациес) до кварц-

серицитови скали са представени по-ограничено и са привързани главно към тектонски

нарушения.

Мутафчиев (1967, 1968), Мутафчиев и Чипчакова (1967, 1969) отделят три етапа на

хидротермална дейност, свързани с магмено-тектонското развитие на района. Първият

етап е проявен с андезитодацитовия вулканизъм и се характеризира с регионална

пропилитизация, изразена главно в кварц-серицитов фациес и само в периферните части

е установен хлорит-карбонатен фациес. Във втория етап, свързан с андезитовия

вулканизъм, е развит полистадиен хидротермален процес с един доруден и три

рудообразувателни стадия, през които е отложено основното орудяване. В първия,

доруден стадий се установява пропилитизация с кварц-адуларов и зеолитов фациес. С

рудообразувателните стадии се развиват собствено околорудните зони, представени от

кварц-серицитови скали и вторични кварцити в серицитов, каолинитов, алунитов,

аргилизитов и монокварцов фациес. В третия етап на хидротермална дейност са

отложени слаби полиметални орудявания, а хидротермалните изменения на скалите се

изразяват в слаба серицитизация, окварцяване и баритизация.

Радонова (1969) предполага наличието на единен хидротермален етап, съвпадащ с

поствулканския период на ефузивната дейност. Тя отделя епидот-хлорит-албитови,

карбонат-хлорит-албитови, кварц-серицит-албитови, кварц-серицитови, дикит-кварцови,

дикит-кварцови с разсеян алунит и андалузит-дикит-кварцови скали. Установени са

дикитови и серицитови фациеси на вторичните кварцити.

Chipchakova et al. (1981) обобщават развитието на зоналността с проява на интензивна

кварц-адуларова зона, преминаваща в кварц-аргилизитова зона с развитие на кварц-

илитова и кварц-каолинитова субзони, вместващи рудните тела.

Петрунов (1994) отделя четири комплекса предрудни изменения в района на

находището. Първият комплекс е пропилитов тип изменения с главни минерали хлорит,

карбонат и серицит и е установен в околоразломни зони, главно сред ранните

субвулкански интрузиви. Вторият комплекс е установен в района на Челопешкия вулкан

и също е пропилитов тип с характерно присъствие на адулар. Третият комплекс е

определен като серицитов тип и е установен в скалите от Челопешкия вулкан и в ранните

субвулкански интрузиви от участък Воздол. Тези серицитови изменения се срещат сред

пропилитови скали, а в Челопешкия вулкан са представени и като зони, включващи

вторични кварцити. Четвъртият комплекс е установен само в скалите от Челопешкия

вулкан като резултат от процес на „интензивна аргилизация” (по Mеyer and Hemley,

1967), или на „вторични кварцити” (Жариков, Омельяненко, 1978). Тези метасоматични

изменения, включват рудните тела. Отбелязва се наличие на вертикално зонално

разположение на отделните фациални разновидности вторични кварцити (от

повърхността – в дълбочина): вторични кварцити с алунит – вторични кварцити с алунит

и дикит – вторични кварцити с дикит – вторични кварцити с дикит и диаспор – вторични

кварцити с диаспор и андалузит.

Popov et al. (2000а) установяват различни типове хидротермални предрудни

изменения в отделни участъци от находището. В северната част, сред долносенонски

субвулкански дацит-андезитови тела, те отделят пропилитов, серицитов, серицитово-

интензивно аргилизитов и интензивно аргилизитов (кисело-хлориден) тип изменения,

отнесени към диаспор-каолинитовия фациес на формацията на вторичните кварцити. В

централната част на находището, върху ефузивни андезити и туфити, са наложени

пропилитов (с междинна кварц-адуларова зона), пропилит-серицитов, серицитов,

серицитово-интензивно аргилизитов, интензивно аргилизитово-дикитов (кисело-

хлориден) и интензивно аргилизитово-алунитов (кисело-сулфатен) тип изменения. Тези

метасоматити представляват кварцово-дикитов и спорадично кварцово-алунитов фациес

10

на формацията на вторичните кварцити. Амфиболово-биотитовите андезити в източния

фланг на находището са засегнати от пропилитов, а в района на Шарло дере от

пропилитов, серицитово-интензивно аргилизитов и интензивно аргилизитов

каолинитово-алунитов (кисело-сулфатен) тип изменения, отнесени към кварцово-

алунитовия фациес на формацията на вторичните кварцити.

По-късно Каназирски (2011) и Попов и др. (2012) характеризират хидротермалните

околорудни изменения като латерална последователност от пропилитов, пропилитово-

серицитов, серицитов и интензивно аргилизитов (кисело-хлориден) тип. Метасоматитите

се отнасят към кварц-дикитовия (кварц-каолинитовия) фациес на формацията на

вторичните кварцити. Авторите определят находището като високо-

умереносулфидизиран епитермален тип с доминиране на умереносулфидизирания

(кисело-хлориден) тип хидротермална система.

6.4. Орудяване

6.4.1. Локализация на рудните тела

Всички рудни тела от находище Челопеч са локализирани в структури на

горнокредния ефузивен комплекс от андезитови лави и вулканокластити от централните

части на Челопешкия вулкан.

Терзиев (1965, 1966) отбелязва като основна структура, към която са привързани

рудните тела, една субмеридионална разломна зона във вулканските скали от южното

крило на Челопешката синклинала. Мутафчиев (1967), Терзиев (1968), Попов и

Мутафчиев (1980), Попов и др. (1981, 1983), Цонев (1982), Мутафчиев и др. (1984),

Старостин и Владимиров (1985), Popov and Kovachev (1996), Vladimirov (2001) приемат,

че в по-голямата си част рудните тела са привързани към зони с интензивно натрошаване

и брекчиране на лавови андезити и вулканокластити в екзоконтактите на субвулканските

тела, внедрени в ефузивния комплекс. Рудовместващи са също и редица разломни

структури, сред и около които са локализирани орудяванията, като в местата на

пресичането им са образувани рудни стълбове.

6.4.2. Mорфология на рудните тела

Орудяванията в находище Челопеч са главно от жилково-впръснат тип, като са

установени и масивни лещообразни, тръбообразни, щокообразни и жилни рудни тела,

чиито граници с вместващата скала са постепенни (Терзиев, 1965, 1966, 1968; Цонев,

1982; Мутафчиев и др., 1984; Старостин, Владимиров, 1985; Тодоров, 1984, 1986;

Богданов, 1987; Петрунов, 1994; Popov, Kovachev, 1996).

Петрунов (1994) отделя също ивичест тип минерализация, установена сред скали с

ивичеста текстура от най-високите нива на находището, представляваща седиментно

редуване на желязо-сулфиден (пиритов) и глинесто-кристалокластичен материал.

6.4.3. Минерален състав, минерални парагенези и стадии на минералообразуване

В орудяванията на епитермалното Cu-Au находище Челопеч са представени редица

елементи: Cu, Fe, S, As, Sb, Te, Bi, Se, Sn, Mo, Ge, Au, Ag, Pb, Zn, Cd, V, Ga, Hg (Терзиев

1968; Петрунов, 1994, 1995). Главни рудни минерали са пирит, енаргит (лузонит),

тенантит, халкопирит и борнит. Сред основния Cu-As-S руден стадий са представени

голямо количество второстепенни и редки минерали, включващи сулфиди, сулфосоли,

телуриди, селениди и самородни елементи.

Първи изследвания и данни върху минералогията в находище Челопеч се срещат в

публикациите на Терзиев, който описва 48 минерала (Терзиев, 1968), като открива два

нови за науката – костовит (Terziev, 1966) и хемусит (Terziev, 1971). Характеристиката на

минералния състав се допълва по-късно от Коваленкер и др. (1986), като са установени

11

седем нови за находището минерали: айкинит, арсеносулванит, голдфилдит, клаусталит,

колорадоит, моусонит и некрасовит. Спиридонов и др. (1992, 1992а) доказват още два

нови минерала за науката: германоколусит и стибиоколусит. В по-нататъшни

изследвания в находището Петрунов (1994) посочва 14 непознати до този момент за

находището минерали: самороден бисмут, макиноуит, пиротин, станоидит, германит,

кренерит, петцит, калаверит, соучекит, кавазулит, бурнонит, каситерит, минерали от

системата Cu-Sn-S и минерал от системата Pb-Bi-Te.

Терзиев (1965), който приема идеята за моноасцендентен характер на

рудообразувателния процес, отделя четири парагенетични асоциации: борнит-пиритова,

лузонит-енаргит-пиритова, халкопирит-тенантит-пиритова, пирит-галенит-сфалеритова.

Мутафчиев (1967, 1968), приема многостадийно постъпване на хидротермалните

разтвори и отделя четири стадия на рудообразуване: кварц-пиритов, халкопирит-

тенантит-пиритов, лузонит-енаргит-пиритов и галенит-сфалерит-баритов.

Цонев (1982) отделя седем стадия на минералообразуване: пиритов, халкопиритов,

борнитов, енаргитов, тенантитов, галенитов и баритов, проявени в телескопирано

отлагане на минералните парагенези.

Тодоров (1984, 1986) смята, че рудообразуването е резултат от проявата на единен

пулсационен процес с четири стадия (импулси) на минерализация: пирит-серицит-

кварцов, кварц-пиритов, кварц-сулфосолно-сулфиден и кварц-карбонатно-сулфатен.

Петрунов (1994) предлага схема, според която минералообразуването в находището е

протекло в рамките на три стадия и девет минерални парагенези: I. Ca-Fe-сулфатно-

сулфиден стадий с анхидритова, пиритова I и II парагенези; II. Cu-As-сулфиден стадий с

кварц-пиритова I, енаргитова, кварц-пиритова II и тенантитова парагенези; III.

полиметално-сулфиден стадий с кварц-сфалерит-халкопиритова и барит-сфалерит-

галенитова парагенеза.

Според Andrew (1997) целият „парагенезис” на находището може да се подели на:

ранен (Au-пиритов, Au-Cu-пиритов, Cu-Au-пиритов и Cu-пиритов) и късен

(полиметален). Авторът отделя шест рудни типа: пиритов, халкопирит-тенантит-

борнитов, енаргит-лузонитов, комплексни сулфиди и арсениди и сфалерит-галенитов

(характерни за вътрешните части на рудните тела) и барит-полиметален (присъстващ

главно във външните зони).

6.5. Проблеми около генезиса на находище Челопеч

Относно генезиса на находище Челопеч все още липсва единна схема. Общо е

мнението за среднотемпературните условия на минералообразуване на малка дълбочина.

Терзиев (1968) го определя като комплексно, злато-съдържащо, медно-пиритно

находище с обособени оловно-цинкови и баритови залежи, образувано в сравнително

близкоповърхностни условия и при начална температура на хидротермалните разтвори не

по-ниска от 200–250ºС. Отлагането на веществото е както по метасоматичен път, така и в

свободни кухини.

Тодоров (1984) разглежда находището като типично „хидротермално-

метасоматично”, желязо-сулфидно. Той го отнася към „формацията на масивните медно-

пиритни руди”.

Коваленкер и др. (1986) сравняват находището със златно-сулфидно-кварцовите

находища в Средна Азия, свързани със смесен, субаерален и субаквален вулканизъм.

Bogdanov (1986) определя находището като масивно-сулфидно с хидротермално-

метасоматичен произход, чието образуване е свързано с вулканската активност в

Панагюрско-Етрополския район. Авторът разграничава два типа масивно-сулфидни

рудни тела – масивно-пиритен и халкоцит-борнит-тенантитов (златоносен),

образувани в двуетапно развитие на хидротермалната система, свързани с една и съща

12

вулканска камера. Първият етап е проявен в края на вулканската активност, когато са

образувани масивно-пиритните руди. Вторият етап възниква след края на вулканската

активност и внедряването на субвулканските тела, когато вторият тип орудяване се

отлага върху масивно-пиритните тела.

Попов и др. (1983) и Popov and Kovachev (1996) разделят еволюцията на

къснокредния вулканизъм и съпровождащата го хидротермална активност, породила

образуването на находището, на три етапа:

Първият етап се маркира от разположението на ранни субвулкански интрузии,

разсичащи раннопалеозойските скали, метаморфитите и туронските седименти.

Вторият етап включва интензивна ефузивна активност и образуването на

акумулативния конус на Челопешкия стратовулкан. В този етап се осъществява

пропилитизация, аргилизация и силификация. В този етап е формиран в малки

количества коломорфен вулканогенно-седиментен пирит.

Третият етап е свързан с внедряване на късни субвулкански андезитови тела в

централните части на Челопешката структура. Тяхното внедряване е било последвано от

интензивни хидротермални процеси, водещи до интензивна аргилизация и силификация.

Вторичните кварцити са образувани във вулканския център. Към периферията скалите са

променени в пропилитов и пропилит-аргилизитов фациес. Във вторичните кварцити са

образувани главно метасоматични, масивни сулфидни руди.

Петрунов (1994, 1995) предполага пространствено съчетание на синвулкански и

поствулкански хидротермални прояви, характерни за два типа хидротермални находища,

вместени във вулкански скали – VHMS (масивно-сулфидни, хидротермално-седиментни)

и епитермални (високосерни, енаргит-благороднометални). Авторът представя генетичен

модел на находището с четири етапа на минерализация:

Първият етап е проявен по време на субаквалния вулканизъм, когато вследствие на

смесване на морска вода и първични магматични флуиди, обогатени на калций и сяра, се

образува анхидрит в дълбочина. В по-високите нива, при по-ниско налягане и рН, се

отлага пирит.

Вторият етап на минералообразуване настъпва след издигането на вулканската

постройка в субаерална обстановка, съпроводена с внедряването на субвулкански тела и

циркулация на флуиди с кисел характер. Този етап е типичен за епитермалните кисело-

сулфатни системи, с характерни пропилитизация, аргилизация и интензивна аргилизация.

В тези променени скали по пукнатини се изкачват металоносни разтвори, обогатени със

сяра, от които в дълбочина се отлага пирит с включения от борнит, дигенит и по-рядко

злато. По-високо в системата се отлагат пирит, енаргит, голдфилдит, колусит, борнит и

германит.

По време на третият етап на минералообразуване, в по-дълбоките части на

находището, по метасоматичен път се отлагат халкопирит, цинков тенантит заедно с

телуриди, селениди и самородни метали, а в по-високите части – барит.

Най-късният етап на минералообразуване се характеризира с отлагане на оловно-

цинково-медно-златен нискосулфиден тип минерализация.

7. Нови данни и обобщени резултати относно разположението и

морфологията на рудните тела и минералните парагенези 7.1. Пространствено разположение на рудните тела

Детайлни наблюдения на вместващите скали в минните изработки, както и на

материали от сондажните ядки, позволи да се изведе определена тенденция в

разположението и развититето на рудните тела според литоложкия и структурния

контрол. Основната рудна минерализация в находището е развита главно сред

вулканокластични скали, определени от Moritz et al. (2003) и Chambefort (2005) като

13

фреатомагматични брекчи, субвулкански тела с андезитова текстура и състав, вулкански

тефроидни туфи с наличие на пемза и лапили и асоцииращи с тях седиментни скали с

оолитни, биодетритни и пясъчникови пластове (фиг. 1). Описаните от Moritz et al. (2003)

и Chambefort (2005) фреатомагматични брекчи са част от етапите на развитие на

вулканизма в района и предшестват началото на процесите на орудяване. В предишни

изследвания тези скали се описват като вулканити, включващи туфи, брекчи и лави

(Mutafchiev, Petrunov, 1996), ефузивни андезитови скали (Popov, Kovachev, 1996; Popov,

Popov, 2000) и лавови и агломератови потоци (Stoykov еt al., 2002).

Характерна особеност в находището е привързаността на една по-ранна масивно-

сулфидна и впръсната минерализация към вулканските туфи и седиментните пластове,

докато по-късни, щокверков и жилен тип тела се наблюдават главно сред

фреатомагматичните и хидротермалните брекчи и субвулканските андезитови тела.

Фиг. 1. Геоложки разрез на находище Челопеч по Moritz et al., 2005, включващ информация от Popov

and Kovachev (1996). Съвременното минно ниво е под 400 m.

7.2. Морфология на рудните тела и текстури на орудяванията Морфологията на рудните тела в находище Челопеч е резултат от заместване на

скални обеми, или от отлагане в отворени пространства. При проникване на

минерализиращия разтвор сред проницаеми седиментни скали или вулкански туфи се

образуват главно масивни, пластообразни, лещообразни и впръснат тип орудявания с

текстури на заместване. В зоните на напукване и разломяване се образуват основно

щокверкови и жилни рудни тела, които заедно с впръснатия тип орудяване се срещат

най-често сред различните видове вулкански и хидротермални брекчи, сред

субвулканските тела, както и сред по-рано образуваните масивно-сулфидни руди.

14

Масивен тип рудни тела също се образуват при развитието на т.нар. вторични

минерализирани брекчи (Chambefort, 2005), матриксът на които се състои от рудни

минерали, докато кластите варират според вместващата скала. Типичен пример за

масивен тип рудни тела е установен в западната част на находището, в рамките на

експлоатационните блокове №№ 150 и 151 на ниво 405, където Cu-As-S минерализация е

развита върху по-ранната масивно-сулфидна руда. Рудната минерализация в находището

присъства главно под формата на впръснати, жилни и щокверкови тела, образувани

предимно в неговата североизточна част сред субвулкански тела и фреатомагматични

брекчи, докато масивно-сулфидната руда с текстури на заместване е с подчинено

присъствие и се установява основно в запад-югозападната му част.

В находище Челопеч са установени повече от 20 рудни тела, оконтурени по

икономически признак, затъващи рязко на юг. Тяхната форма най-общо е лещообразна –

с размери ~150–300 m х ~30–120 m и разпространение в дълбочина до ~350 m, или

тръбообразна – с диаметър ~20–60 m и разпространение ~100–250 m (Moritz et al., 2001).

Развитието на икономически оконтурените рудни тела е установено на дълбочини

>600 m, като все още се разкриват нови залежи. Жилен тип кварц-сулфидна

минерализация е установена чрез сондажи на дълбочина от ~2000 m (Andrew, 1997; Popov

et al., 2000а).

7.3. Минерални парагенези и стадии на минералообразуване Данните от извършените наблюдения върху образци от експлоатационните блокове,

дълбоките сондажи, както и свързващите галерии, позволи да се обобщи една

парагенетична схема на минералообразувателния процес (фиг. 2), която се доближава

най-много до тази, предложена от Петрунов (1994).

Рудообразуването в находище Челопеч започва с отлагането на масивен и впръснат

пирит, образуван в рамките на най-ранния Fe-сулфиден стадий. Пиритът е представен от

дребнозърнести, с неправилна до хипидиоморфна или идиоморфна форма кристали,

образуващи гнезда, жилки или масивни тела сред изменените скали. Наблюдават се тела

с ивичеста текстура, състояща се от пиритови масивни слойчета, редуващи се с глинест

материал. Тези участъци от масивна, ивичеста до впръсната пиритова минерализация са

обусловени от литоложки контрол и се развиват най-често чрез заместване на скали със

запазена ивичеста текстура. Поради напредналата хидротермална промяна може само да

се предположи, че това са фини вулкански туфи и слоести седиментни скали. Основните

минерали в тези масивни руди са главно пирит и много рядко марказит, сфалерит и

галенит. Хидротермалната промяна, асоциираща с тази минерализация, е интензивно

аргилизитова с преобладаване на дикит, каолинит, финозърнест кварц и APS минерали.

Този факт, както и някои изотопни характеристики, разгледани в следващите глави,

позволява да се предположи, че образуването на масивната пиритова минерализация от

Fe-сулфидния стадий представлява най-ранният епизод в развитието на епитермалната

рудообразувателна система, а не е продукт на предхождащо, различно хидротермално

събитие, като например образуване на VHMS („масивно-сулфидно”) проявление

(Петрунов, 1994). Тази масивна минерализация навсякъде се пресича от по-късното Cu-

As орудяване под формата на жили или минерализирани брекчи, представляващи късове

от по-ранната масивна пиритова минерализация, споени от по-късно отложената Cu-As

руда. В по-дълбоките части на находището под масивната и впръснатата пиритова

минерализация, по данни от дълбоките сондажи, се установява анхидритова

минерализация, представляваща криптокристалинен до микрокристалинен жилен

анхидрит. Заедно с него се среща малко барит и финозърнест пирит. Хидротермалната

промяна на вместващите скали отново е интензивно-аргилизитова, но с присъствие на

характерните за по-дълбоките части диаспор, пирофилит и зуниит.

15

Фиг. 2. Парагенетична последователност и стадии на отлагане на минералите в орудяването от находище Челопеч по Петрунов (1995), с допълнения.

16

Развитието на хидротермалната система продължава с отлагането на три

последователни парагенези, образувани в рамките на Cu-As-сулфидния стадий: (1)

енаргит-лузонит-борнитова, (2) тенантит-халкопиритова и (3) барит-енаргитова:

(1) енаргит-лузонит-борнитова парагенеза. Тази парагенеза е наложена върху

масивната пиритова минерализация и се пресича от по-късните тенантит-халкопиритова

и барит-енаргитова парагенеза. Тя е представена от впръслеци, гнезда, жилки и масивни

агрегати. Често масивните тела представляват т.нар. минерализирани брекчи, където се

наблюдават класти от по-ранния масивен пирит, докато спойката е представена от Cu-As

минерализация. Минералният състав на тази парагенеза се състои от пирит, енаргит,

лузонит, борнит, халкопирит, колусит, голдфилдит и самородно злато. В тази парагенеза

е характерно присъствието на минерали с химични елементи във високо валентно

състояние (As5+, Те4+).

(2) тенантит-халкопиритова парагенеза. Тя се среща предимно като жилки,

впръслеци и гнезда и по отношение на минералния състав е най-разнообразна. Освен

тенантит и халкопирит, тук присъстват енаргит, лузонит, борнит, тетраедрит, минерали

от клаусталит-галенитовата серия, арсеносулванит, моусонит, витихенит, дигенит,

ковелин, халкоцит, марказит, самородно злато, сребърно-златни телуриди и барит. За

разлика от енаргит-лузонит-борнитовата парагенеза, тук енаргитът и лузонитът се срещат

като много финозърнести агрегати, образувани самостоятелно или заедно с тенантит и

халкопирит. За този етап на рудоотлагане е характерно преобладаващото присъствие на

минерали с химични елементи в по-ниско валентно състояние (As3+, Sb3+) или

отрицателна валентност (Se2-, Te2-).

(3) барит-енаргитова парагенеза. Тази парагенеза се отделя и описва за първи път.

Тя е наложена върху тенантит-халкопиритовата парагенеза и е представена предимно

като впръслеци, гнезда и жилки. Енаргитът образува идиоморфни до хипидиоморфни

кристали заедно с пирит, които често са включени сред барит или микрозърнест кварц.

Барит-енаргитовата парагенеза не е повсеместно разпространена. Установява се само в

два от изследваните експлоатационни блокове – №№ 103 и 151. Вероятно тя се образува

в локални участъци с по-висок окислителен потенциал, обусловен от смесване на

ендогенни флуиди с екзогенни води.

Рудообразуването в находище Челопеч завършва с проявата на третия полиметално-

сулфиден стадий, в рамките на който се образува сфалерит-галенит-халкопиритовата

парагенеза. Тя се установява в по-високите нива на експлоатационни блокове №№ 19 и

151, където е наложена върху тенантит-халкопиритовата парагенеза и представлява най-

късната проява на орудяване в находището. Тази парагенеза образува впръслеци и жилки

и се състои от пирит, сфалерит, галенит, халкопирит, тенантит, злато, електрум и барит.

8. Физикохимични условия на рудообразувателния процес –

микротермометрия на флуидни включения и изотопни характеристики 8.1. Температури на минералообразуване на Cu-As-сулфидния стадий

Температурният интервал на минералообразуване в рамките на Cu-As-сулфидния

стадий е разгледан подробно от Петрунов (1994). Според него температурите на

минералообразуване се фиксират от четири определения:

1. Установени са структури на разпад между борнит-халкопирит, които маркират

температура на процеса ~300ºС, която се отнася за енаргитовата парагенеза. Отчитайки

температурен градиент, за по-дълбоките нива на орудяване е определена температура

~330ºС.

2. Химичният състав и структурните особености на пиротин от Cu-As-сулфидния

стадий, отнесени към диаграма на фазовите отношения в пиротиновата област на

системата Fe1-xS под 320ºC, отразяват също ~300ºС.

17

3. Наличието на капковидно развитите на самороден бисмут от тенантитовата

парагенеза отразява минимална температура 271ºС.

4. Според изотопната геотермометрия на двойката барит–пирит от високите нива на

развитие на тенантитовата парагенеза, измерената температура е 214–183ºС.

Обобщено, парагенетичните особености и резултатите от изотопната геотермометрия

отразяват температурен интервал на минералообразуване в Cu-As-сулфидния стадий от

~180 – ~330ºС.

8.2. Инфрачервена микротермометрия на флуидни включения в енаргит

За изучаването на рудообразуващите флуиди в находище Челопеч са изследвани

флуидни включения в енаргит с помощта на инфрачервена микроскопия. Установени са

два типа флуидни включения:

Първият тип (1) са двуфазни, с високи течност–газ отношения и се срещат заедно с

многобройни еднофазни включения, които вероятно са декрепитирани. Този тип

включения са захванати по пукнатини, пресичащи енаргитовите кристали, или по

цепителни плоскости и се предполага, че са вторични. Температурата на хомогенизация

на флуида в тях е между 101–126ºС, а точката на топене на леда след замразяването им е

между -3,8 и -7,2ºС и отговаря на соленост на разтвора от 6,2–10,7 тегл.% NaCl екв.

(Moritz et al., 2001). Ниската температура на хомогенизация при тези флуидни включения

е аномална, като се има предвид полето на стабилност на енаргита (280–300ºС) (Maske,

Skinner, 1971).

Вторият тип (2) флуидни включения в енаргита представляват двуфазни, обикновено

изолирани находки с ниски течност–газ отношения. Те са запазени само в малките

енаргитови кристали от жилната руда. Този тип включения обикновено са разположени

по зони на растеж в кристалите или паралелно на техните граници. Измерената

температура на хомогенизация при тях е между 175–221ºС, а температурата на топене на

леда след замразяването им между -4,5 до -17,2ºС, което отговаря на соленост на разтвора

от 6,3–20,4 тегл.% NaCl екв. (Moritz et al., 2003).

При разглеждането на получените резултати от това изследване, първоначално се

прие, че сред тези включения тип (2) може да се установи един тренд, който отразява

смесване между два флуида по време на рудообразувателния процес – един по-

високотемпературен и с по-висока соленост флуид (≥221ºС и 20,4 тегл.% NaCl екв.) и

друг нискотемпературен и разреден флуид (≤175ºС и 6,3 тегл.% NaCl екв.). За

високотемпературния и солен флуид от втория тип включения в енаргита се предположи,

че може да е магматичен флуид „brine”, включен в хидротермалната система на

находището. По-нискотемпературният и по-разреден флуид вероятно е подгрята

метеорна вода или такава с морски произход (Moritz et al., 2003).

В по-късни изследвания на флуидни включения в енаргит с помощта на инфрачервена

микротермометрия Moritz (2006) и Moritz and Benkhelfa (2009) установяват, че

температурите на фазовите промени във флуидните включения варират с промяната на

интензитета на инфрачервената светлина, подадена от източника. Този аналитичен

артефакт води до надценяване на флуидните солености и занижена хомогенизация на

температурите. След като е установена аналитичната грешка и е приложена прецизна

настройка, същият енаргит от находище Челопеч е изследван отново и са получени

флуидни солености между 1,1–1,7 тегл.% NaCl, които от своя страна са в по-добро

съответствие с флуидните солености, получени в кварц от подобни находища (Moritz,

2006).

Разликата в измерената соленост значително променя интерпретацията за произхода

на флуида и физикохимичните процеси по време на рудообразуването. Ниската соленост,

измерена при новите подобрени аналитични условия, всъщност показва съответствие с

18

предложения модел на Heinrich (2005) за метален транспорт чрез магматични пари и

липса на участие на магматичен флуид „brine“ по време на формирането на

високосулфидизираните епитермални находища.

При прилагането на новите коригирани аналитични условия, измерените температури

на хомогенизация във флуидните включения в енаргит от находище Челопеч,

претърпяват корекция към завишаване с ~15–25°C (Moritz, 2006), но тези резултати също

остават незадоволителни по отношение на известните температури на

минералообразуване на този минерал.

При изследване на двуфазните флуидни включения с високи течност–газ отношения в

едрокристалния енаргит с прътести и радиалнолъчести агрегати от находище Челопеч,

Пиперов и др. (2000) получават аналогични на нашите първоначални резултати, а именно

– ниски температури на хомогенизация в интервала 100–150ºС и невисока соленост от

порядъка на 4 тегл.% NaCl екв. Авторите изразяват съмнение доколко тези температури

отразяват реалните условия на отлагането на енаргита и предлагат две възможни

хипотези за обяснение:

1) Включенията в енаргита са вторични и отразяват по-късни, средно- до

нискотемпературни фази на минералообразуването.

2) Включенията в енаргита са първични, но са претърпели ранни деформации,

свързани с намаляване на обема им. Едно редуциране на обема с ~20% може да обясни

понижението на температурата от предполагаемата за минералообразуването. Това е една

много вероятна и приемлива хипотеза, но за да бъде приета, са необходими

допълнителни изследвания.

8.3. Микротермометрия на флуидни включения в барит

Наблюденията, извършени в баритовите кристали показват наличие на редки

двуфазни включения и заедно с тях, изобилни находки на еднофазни такива, които

приемаме за вторични. Във двуфазните включения, температурата на топене след

замразяването им, попада между -3 и 0ºС, с някои изключения от по-ниски стойности до

-6,7ºС и с варираща температура на хомогенизация между 127–332ºС. Тези данни се

интерпретират като резултат от настъпил „necking down” или деформация на флуидните

включения, вследствие на разтягане, при което се образува популация от флуидни

включения с различни течност–газ отношения (Moritz et al., 2003).

8.4. Изотопни изследвания в барит (Sr, O, S)

За допълнителна информация, относно произхода на минерализиращия флуид и

взаимодействието му с вместващите скали, са изследвани изотопните отношения на Sr, O

и S в барит (Moritz et al., 2003). Резултатите са съпоставени с някои литературни данни

(Петрунов, 1994), засягащи въпроса в частност по отношение на изотопните отношения

на S и О в същия минерал.

Изчислените отношения 87Sr/86Sr в барита са между 0,70746–0,70868 (фиг. 3), което

отразява средни стойности между тези на вместващите андезитови скали (87Sr/86Sr =

0,7049–0,7058, с корекция за 90 Ма (Stoykov et al., 2002) и тези от фундамента и на

седиментите на горнокредната скална последователност (87Sr/86Sr = 0,7097–0,7329 с

корекция за 90 Ма). Тези данни отразяват силно взаимодействие на магматичните

минерализиращи флуиди с вместващите скали. Друго тълкуване, би могло да бъде

предположението, че рудообразуващите хидротермални флуиди са генерирани от

магматични интрузии, преработили материал от фундамента. Тенденцията към високи

1/Sr отношения за някои проби се тълкуват като резултат от разреждане на

рудообразуващия флуид с друг такъв. Резултатите не позволяват да се разграничи този

флуид между метеорна или морска вода, тъй като данните за 87Sr/86Sr отношения в

19

Фиг. 3. 87Sr/86Sr vs 1/Sr в барит от находище

Челопеч. Вертикалният тренд отразява

взаимодействие на магматичния флуид с вместващите скали. Хоризонталният тренд

предполага разреждане на рудообразуващия

флуид с друг, който би могъл да е метеорна или морска вода (Moritz et al., 2003).

горнокредната морска вода варира от 0,7072–0,7076 (Koepnik et al., 1985), което отразява

средни стойности между данните за горнокредните магматични скали и тези за

фундамента и седиментните скали.

Стойностите за δ34S в барита варират между 18,4–26,2‰ (CDT), което е над

типичните за къснокредната морска вода (δ34S от +16 до +18‰ според Claypool et al.,

1980), докато за δ18O са между 9,4–16,6‰ (V-SMOW). Стойностите на δ34S от сулфидите

и сулфосолите в находището варират между -7,3 и -1,2‰ (CDT) (Петрунов, 1994; Moritz

et al., 2001, 2003). Този диапазон от стойности на δ34S в сулфатите и съответно в

сулфидите обикновено се обяснява с диспропорциониране на SO2 (Rye, 1993).

Съвпадащото нарастване на стойностите на δ34S с намаляването на δ18O при барита (фиг.

4) се интерпретира като смесване на магматичен флуид с друг, с характерни ниски

стойности на δ18O, каквито са метеорната или морската вода и дори смес от двете.

Фиг. 4. Стойности за δ34S и δ18O в барит от

находище Челопеч, които се интерпретират като смесване на магматичен флуид с друг

флуид с ниски стойности на δ18O (метеорна или

морска вода?). Нарастването на стойноститие на δ34S биха могли да се интерпретират като

резултат от диспропорциониране на SO2 в

кондензираните магматични пари, съгласно Rye (1993) при намаляване на температурата на

флуида (Moritz et al., 2003).

8.5. Изотопни данни за Pb и S в сулфиди и енаргит При изследване на изотопния състав на оловото (206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb) в няколко

минерала от различните стадии на минералообразуване в находище Челопеч – ранен

масивен пирит (Fe-S стадий), енаргит, борнит (Cu-As-S стадий), галенит (полиметално-

сулфиден стадий), са получени резултати, които показват сравнително близки стойности,

съответно: 206Pb/204Pb=18,54–18,63 и 207Pb/204Pb=15,62–15,67 (Moritz et al., 2001). Фактът,

че различните стадии на минералообразуване, отделени в находището, притежават

подобни изотопни характеристики, показва, че те вероятно са образувани в резултат на

една единна хидротермална система без налагане на етапи с различен характер.

Резултатите от изследването на изотопите на Pb и S в енаргита от две различни

20

парагенези в рамките на Cu-As-S стадий, отразяват различни изотопни характеристики.

Енаргитът от ранната енаргит-лузонит-борнитова парагенеза е по-слабо радиогенен: 206Pb/204Pb=18,54–18,59 и със стойности на δ34S= -4,9 до -4,4‰, докато енаргитът от по-

късната барит-енаргитова парагенеза е съответно с 206Pb/204Pb=18,695 и δ34S= -2,5‰. Тези

данни биха могли да се тълкуват като една еволюция на хидротермалния минерализиращ

разтвор с въвеждане в системата на нова порция по-радиогенен флуид.

Сулфидите и енаргитът от находище Челопеч отразяват стойности на δ34S между 0 и

-8‰ (CDT), докато анхидритът и баритът показват стойности между 18 и 26‰ (Велинов

и др., 1978; Петрунов, 1994; Moritz et al., 2001, 2003). Серният изотопен състав остава

постоянен между първия Fe-сулфиден и последващия Cu-As-сулфиден стадий. Първият е

характерен с масивните пиритни тела, за които Петрунов (1994) предполага, че са

образувани като продукт на VHMS („масивно-сулфидно”) проявление, а вторият е

присъщ за високосулфидизираните епитермални находища. При типичните VHMS

находища сулфидите имат стойности за δ34S между 0 и +10‰, докато за сулфатите те са

подобни на тези на съществуващата морска вода (Ohmoto, 1986). Данните за изотопите на

сярата в находище Челопеч не се съвместяват с типичните за VHMS находища.

9. Характеристика на околорудните изменения 9.1. Пространствено разположение

Скалите, вместващи находище Челопеч, са претърпели хидротермални изменения на

широка площ и голяма дълбочина (фиг. 5). Измененията се проследяват чрез минни

изработки и сондажи на повече от 2000 m от съвременната повърхност. Те обхващат

вулканския комплекс в района на находището, включващ субвулкански андезитови тела,

фреатомагматични брекчи, вулкански туфи и асоцииращите с тях седименти, като често

заличават минералните асоциации и текстурите на първичните скали. Пространственото

разположение на измененията се контролира както структурно – от наличието на

разломни системи, така и литоложки – от степента на проницаемост на скалите. Най-

интензивни изменения се разкриват в северната част на находището, главно в района на

експлоатационни блокове №№17 и 18, където се наблюдават участъци от масивно

силицифицирани скали или т. нар. “vuggy silica” или “massive silica” зони (фиг. 6). Това

са области, в които интензивната хидротермална промяна е довела до извличане на

всички компоненти (освен SiO2) от първоначалните скали, като в резултат на това се

образуват порести и/или масивни силицифицирани тела. Тези участъци, заедно с

интензивно аргилизитовата зона, представляват най-вътрешните части на

хидротермалната система и обикновено вместват рудните тела. Встрани от интензивно

аргилизитовата зона се установява кварц-серицитова зона, която се развива в по-широки

площи върху всички скални типове от района на находището. Още по-далеч от

централните части на системата се разкрива най-слабата промяна от пропилитов тип,

която засяга най-голям обем от скали. Характерно за нея е съхранението на първичната

текстура на скалите, а понякога и на част от първичната минерална асоциация.

9.2. Метасоматична зоналност

9.2.1. Зоналност на околорудните хидротермални изменения във вместващите скали

9.2.1.1. Интензивно аргилизитова зона

Интензивно аргилизитовата зона се развива на неголяма площ около рудните тела. На

съвременната повърхност тя се разкрива най-добре в района на Шарло дере. Настъпилите

изменения във вместващите скали са толкова интензивни, че в някои участъци се

образуват масивни тела, съставени единствено от SiO2. На външен вид тези тела

представляват много твърди скали с пореста (“vuggy silica”) или масивна (“massive

silica”) текстура. Произходът на първоначалната скала не може да бъде разпознат, поради

21

Фиг. 5. Хидротермални изменения на повърхността в района на находище Челопеч (по данни от

Радонова, 1969, с изменения и допълнения). Литоложка основа според Chambefort (2005).

напълното заличаване на първични текстурни и минераложки белези. Освен кварц, при

микроскопски изследвания, се установяват понякога псевдокубични форми на

алуминиеви фосфатно-сулфатни (APS) минерали и пирит. Извън окварцените участъци

скалите от интензивно аргилизитовата зона са изградени предимно от глинести минерали

и впръснат финозърнест пирит. Тези изменения са развити върху различните видове

брекчи, субвулканските андезити, както и върху финозърнестите туфи и седиментните

скали. По данни от дълбоките сондажи в находището се установява, че интензивно

аргилизитовите изменения се разкриват на дълбочина повече от 2000 m от съвременната

повърхност. Площното им разпространение не е голямо и обикновено се развива в

рамките до 100–150 m встрани от рудните тела. Минералният състав на тези

хидротермално променени скали се състои главно от кварц, дикит/каолинит, пирит, по-

малко алунит и APS минерали, пирофилит и спорадично серицит, диаспор, зуниит и

анатаз (фиг. 7). Фрагменти от скали, претърпели интензивно аргилизитова промяна, бяха

установени сред Воздолските вулкански брекчи от третия етап на развитие на вулканизма

в района на Челопеч, отделен от Popov et al. (2001) и Stoykov et al. (2002). Образците имат

22

Фиг. 6. Хидротермални изменения и рудни тела на хоризонт 405 (~350 m под съвременната повърхност, по непубликувани данни на Mutafchiev and Petrunov (1996), с допълнения). Литоложка

основа според Chambefort (2005). Рудните тела са оконтурени по икономически критерии.

заличена първична текстура. Единственото доказателство, което може да се използва, за

да се охарактеризира един от тези образци, е наличието на резорбиран („бобовиден”)

кварц, типичен за куполовидните тела (андезити, латити до трахидацити) от първия етап

на вулканизма (Popov et al., 2001; Stoykov et al., 2002). Минералната асоциация, продукт

на интензивната аргилизация, в тези образци се състои от финозърнест кварц, дикит,

каолинит, пирит, APS минерали, барит и анатаз. Това е характерна асоциация за

измененията в находището. Откриването на тези изменени ксенолити сред

непроменените Воздолски вулкански брекчи сочи, че хидротермалната активност,

свързана с рудообразуването в находище Челопеч, вероятно е завършила преди

формирането на скалите от третата фаза на вулканизма в района (Georgieva et al., 2004).

9.2.1.2. Кварц-серицитова зона

Кварц-серицитовата зона в находище Челопеч се разполага встрани от интензивно

аргилизитовата, като преходът между тях е постепенен, с развитие на междинна зона със

смесен минерален състав. Първоначалните скали в тази зона са с частично заличени

първични текстури и напълно заличен първичен минерален състав. Единствените

реликтови минерали, които могат да бъдат установени, са частично резорбираните

кварцови порфири. Реликтов апатит също присъства сред изменените вулкански скали.

Площното разпространение на тези промени е сравнително голямо и обикновено се

23

Фиг. 7. Микроскопски снимки в проходяща светлина и кръстосани николи на минерални асоциации от интензивно аргилизитовия тип изменения: а) основната маса на скалата е изградена от

финозърнест кварц и впръснат пирит, порфирите са заместени от дикит и каолинит; наблюдава се

по-късна серицитова жилка; b) изменена скала, изградена от кварц, дикит, каолинит, пирит и алуминиеви фосфатно-сулфатни минерали; c) изменена скала, изградена от кварц, дикит, каолинит,

пирофилит, диаспор и пирит; по-късна дикитова жилка пресича скалата; d) характерно присъствие

на зуниит в асоциация с кварц, дикит, каолинит и рутил от интензивно аргилизитовите изменения. Py – пирит, Qz – кварц, Dic – дикит, Kao – каолинит, APS – алуминиеви фосфатно-сулфатни

минерали, Dia – диаспор, Pyr – пирофилит, Zun – зуниит, Rut – рутил

проследява в рамките до 300–400 m встрани от интензивно аргилизитовата зона.

Основните минерали, развити по време на хидротермалната промяна, са финозънест

кварц, финолюспест серицит (мусковит по рентгенови данни), по-рядко каолинит и рутил

(фиг. 8). Характерна е финозърнестата пиритова импрегнация. Минералите, продукт на

хидротермалните изменения, напълно заместват както порфирната генерация, така и

основната маса на скалата. Преходът между кварц-серицитовата и интензивно

аргилизитовата промяна се маркира с увеличаването на количеството на глинестите

минерали (каолинит) и появата на спорадична и много финокристална APS

минерализация. Прави впечатление също, че в тези междинни зони липсва реликтовият

апатит.

9.2.1.3. Пропилитова зона

Пропилитовите изменения в района на находище Челопеч представляват най-

външната и отдалечена от орудяването зона, развита сред скалите от вулканския

комплекс. Тези изменения се разкриват главно на повърхността в района над рудника,

както и в дълбочина – встрани от кварц-серицитовата зона, където се установяват само в

сондажните изработки. Малки участъци, с площ ~50 m, също бяха доказани и в минните

изработки на хоризонт 405 (~350 m от съвременната повърхност). Основните минерали

на хидротермалната промяна са кварц, албит, калцит, хлорит, пирит, серицит и рядко

24

епидот (фиг. 9). Много често минерали от порфирната генерация на първоначалната

скала, като плагиоклаз, амфибол и биотит, са частично запазени. Преходът към кварц-

серицитовата зона е плавен и най-често се маркира от повишеното количество серицит.

Фиг. 8. Микроскопски снимки в проходяща светлина и кръстосани николи на минерални асоциации

от кварц-серицитовия тип изменение: a) реликтов резорбиран „бобовиден” кварц, сред основна маса от финозърнест кварц и финолюспест серицит; b) порфири, заместени предимно от финолюспест

серицит и основна маса, съставена от финозърнест кварц, финолюспест серицит и каолинит, с

наличие на реликтов апатит. Ser – серицит, Py – пирит, Qz – кварц, Kao – каолинит, Rut – рутил, Ap – апатит

Фиг. 9. Микроскопски снимки в проходяща светлина и кръстосани николи на минерални асоциации от пропилитовия тип изменение: a – b) калцит, албит, хлорит, серицит, епидот и рутил, развити като

впръслеци и жилки върху порфирите от изменена вулканска скала с реликти от първичен

плагиоклаз; основната маса се състои от финозърнести кварц, плагиоклаз, хлорит, серицит и пирит. Qz – кварц, Chl – хлорит, Ab – албит, Cal – калцит, Ep – епидот, Ser – серицит, Py – пирит, Rut –

рутил, Pl – плагиоклаз

9.2.2. Латерално и вертикално разпределение на минералните асоциации в околорудните

хидротермални изменения

Хидротермалните изменения, свързани с орудяването в находище Челопеч, са развити

в три главни, едновременно образувани зони на широка площ, около рудните тела. Тези

зони (интензивно аргилизитова, кварц-серицитова и пропилитова) се различават с

характерни минерални асоциации. Между главните зони се установяват неголеми

междинни участъци, отразяващи плавен преход помежду им. В тези участъци е

характерно присъствието на всички минерали, характерни за граничещите си главни

зони. Наличието на междинни зони доказва едновременността на хидротермалното

25

събитие, предизвикало формирането на измененията и отразява промяната на характера

на флуида и неговата еволюция във времето и пространството при взаимодействието с

вместващите скали.

В най-вътрешните и най-високи участъци на находището, където е развита

интензивно аргилизитовата зона, маркираща основните пътища на киселия и горещ

хидротермален флуид, минералната асоциация се състои от кварц, дикит/каолинит,

пирит, алунит, APS минерали и анатаз/рутил. В дълбочина, където температурата на

флуида е по-висока, в тази зона се установяват диаспор, пирофилит и зуниит. Встрани, с

намаляването на температурата и съответно на рН на флуида, интензивно аргилизитовата

зона прехожда в кварц-серицитова, състояща се главно от кварц, серицит (мусковит),

впръснат пирит и рутил. В междинните участъци е характерно едновременното развитие

на кварц, серицит, каолинит, пирит и малко количество APS минерали. Във външната

част на тази зона серицитът намалява и настъпва появата на характерните за

пропилитовия тип промяна минерални асоциации (албит, хлорит, карбонат, серицит,

епидот, пирит).

Детайлните описания на парагенетичните минерални асоциации в находище Челопеч

позволяват да се изведе опростена и идеализирана метасоматична интегрална колонка на

латералната зоналност, представяща околорудните изменения на скалите и минералния

им състав по зони, както и поведението на компонентите в тях (фиг. 10).

Зони на интегралната колонка

зони,

тип промяна

външна

пропилитова

преходна

кварц-серицитова

вътрешна

интензивно аргилизитова

6 5 4 3 2 1

минерални

парагенези

Qz

Py Ser

Ab

Ep Cal

Chl

Qz

Py Ser

Ab

Ep Cal

Qz

Py Ser

± Ab

Qz

Py Ser

± APS

Qz

Py Dic

+APS

± Alu

Qz

Py

ко

мп

он

енти

инертни

преминаващи

в напълно

подвижно

състояние

Si

Fe Al

K

Na Ca

Mg

Si

Fe Al

K

Na Ca

Si

Fe Al

K

Na

Si

Fe Al

K

Si

Fe Al

K

Si

Fe

Mg Ca Na K, Al

Фиг. 10. Идеализирана метасоматична колонка на латералната зоналност в околорудните изменения

в находище Челопеч.

9.3. Минералогия на околорудните изменения

9.3.1. Минераложки особености и минерални асоциации в интензивно аргилизитовата

зона

Минераложките характеристики в хидротермално изменените скали от находище

Челопеч притежават белези, типични за високосулфидизираните епитермални находища

(Hayba et al., 1985; Heald et al., 1987; Hedenquist, 1987; Stoffregen, 1987; Muntean et al.,

1990; Hedenquist, Lowenstern, 1994; Hedenquist et al., 1994; Arribas, 1995; Arribas et al.,

1995; Hedenquist, 1995; White, Hedenquist, 1995; Corbett, Leach, 1998 и др.). Най-

съществени са: наличието на масивни окварцени участъци (“vuggy silica”), както и

26

присъствието в минералната асоциация на алунит, APS минерали, диаспор, пирофилит и

зуниит, заедно с кварц и глинести минерали (дикит/каолинит).

Кварцът и глинестите минерали се установяват из целия обем на интензивно

аргилизитовата зона. Те заместват всички минерали от първичната скала, като образуват

фино- до среднозърнести (за кварц) и фино- до среднолюспести (за дикит и каолинит)

смесени агрегати.

Пиритът образува идиоморфни до хипидиоморфни кристали, жилки и гнезда сред

основна маса от глинести минерали и кварц. Характерна е масивната пиритизация сред

фините туфи и асоцииращите с тях седименти, където се установяват още дикит,

каолинит и микрозърнести маси от APS минерали.

Пирофилитът често образува люспести струпвания и гнезда, като замества напълно

порфири и/или класти сред основната маса от дикит/каолинит и кварц. Минералът се

наблюдава на дълбочина повече от 1000 m от съвременната повърхност (фиг. 11а, b).

Диаспорът асоциира тясно с пирофилит, зуниит и дикит. Минералът образува

струпвания и агрегати от зърна с неправилна форма (фиг. 11c, d).

Фиг. 11. Микроскопски снимки в проходяща светлина и кръстосани николи, отразяващи

характерното присъствие на пирофилит (a – b)) и диаспор (c – d)) в асоциация с кварц, дикит и

пирит, на дълбочина от ~1000 m от съвременната повърхност. Pyr – пирофилит, Dia – диаспор, Dic – дикит, Qz – кварц, Py – пирит

Зуниитът (Al13Si5O20(OH,F)18Cl) е много характерен минерал за

високосулфидизираните епитермални находища (Meyer, Hemley, 1967; Vennemann et al.,

1993; Hedenquist et al., 1994; Arribas et al., 1995; Hedenquist et al., 1998). Присъствието на

зуниит, както и на пирофилит, се смята от Rye et al. (1992) за специфична минерална

асоциация, характерна за кисело-сулфатните изменения, продукт на магматично-

хидротермална обстановка. В находище Челопеч зуниитът се установява в интензивно

аргилизитовата зона на голяма дълбочина ~1000 m от съвременната повърхност.

Минералът се наблюдава като безцветни изотропни идиоморфни до хипидиоморфни,

27

често зонални кристали с триъгълни прерези. Размерите му достигат до 200–300 µm и се

срещат в асоциация с пирофилит, диаспор, дикит и кварц (фиг. 12).

Някои изследвания показват, че минералната асоциация дикит + зуниит + кварц +

каолинит ± пирофилит е стабилна при температури между 250–290ºC и ниско pH ~3,5

(Inoue, 1995; Dill et al., 1997). Присъствието в хидротермалната система на богати на F

минерали, като зуниит, се приема за поне едно от условията, характеризиращи

развитието на рудообразуваща система (Vennemann et al., 1993; Hedenquist et al., 1994;

Arribas et al., 1995; Hedenquist et al., 1998; Lerouge et al., 2006).

Фиг. 12. Микроскопски снимки в проходяща светлина и кръстосани николи, отразяващи характерното присъствие на зуниит: а) зуниит, асоцииращ с дикит, кварц и рутил; b) зуниит,

асоцииращ с пирофилит, диаспор и кварц. Zun – зуниит, Pyr – пирофилит, Dia – диаспор, Dic – дикит, Qz – кварц, Rut – рутил

9.3.1.1. Алунит (KAI3(SO4)2(OH)6) – характеристика и генетични особености

Алунитът е част от алунитовата супергрупа, която съдържа повече от 40 минерални

вида с обща формула DG3(TO4)2(OH,H2O,F)6, където D позицията се заема от голям

катион (K+, Na+, NH4+, H3O

+, Ag+, Pb2+, Hg2+, Ca2+, Ba2+, Sr2+, Rb+, Tl+, Bi3+, REE3+) с

координационно число ≥ 9, G позицията се заема от Al3+, Fe3+, Cu2+, Zn2+, Sn2+, V3+, Cr3+,

Ga3+или Mg2+ в октаедрична координация, а в (TO4) позицията влизат S6+, P5+ и/или As5+ в

тетраедрична координация (Jambor, 1999; Dill, 2001; Bayliss et al., 2010).

Алунитът е с тригонална симетрия и пространствена група Rm. Минералът се

образува както при хипогенни, така и при супергенни процеси при температури между

15–500°C, висока активност на SO42-, висок кислороден потенциал и ниски стойности на

pH (0,8–5,3) (Hemley et al., 1969; Kашкай, 1972). Той е продукт на промяна на Al-

съдържащи минерали в относително окислителна обстановка и може да бъде установен в

хидротермално променени магматични, метаморфни и седиментни скали, както и като

супергенен продукт (Кашкай, 1970; Stoffregen, Alpers, 1987, 1992).

Образуването на алунит е характерно за зоните на интензивна аргилизация във

високосулфидизираните епитермални находища (Aoki et al., 1993; Hedenquist et al., 1994;

Arribas et al., 1995, и др.). Той се формира като резултат от хипогенната, магматично-

хидротермална дейност или при супергенни процеси (Rye et al., 1992). Вместващите

скали в тези находища обикновено са пирокластични, вулкански и субвулкански

вариации с кисел до среден състав.

Пространственото разпределение, химизмът, морфологията и изотопните

характеристики на този минерал са обект на специално внимание, за да се извлече

допълнителна информация за развитието на хидротермалния процес (Georgieva et al.,

2002, 2011; Lerouge et al., 2006; Georgieva, Velinova, 2012a).

28

Алунитът е установен както в интензивно аргилизитовия тип изменение, така и с Cu-

As-S рудна минерализация в находището (Georgieva et al., 2002, 2011; Georgieva,

Velinova, 2012а). Най-съществено той е представен в района на Шарло дере. Минералът

образува псевдоморфни замествания, жилки и запълва празнини в асоциация с кварц,

дикит, каолинит, APS минерали, пирит, енаргит и анатаз (фиг. 13). В дълбоките нива на

интензивно аргилизитовата зона този минерал е представен с единични кристали в

асоциация с кварц, дикит, каолинит, пирит, APS и анатаз/рутил.

Минералът е представен главно като средно- до финозърнести плочести кристали с

пинакоидален хабитус и размери 5–250 µm. Доминиращата кристална форма е

комбинация от базичен пинакоид {0001} и малки ромбоедри {1011} (фиг. 14). По

химичен състав минералът е нехомогенен. В изображения с обратно разсеяни електрони

(BSE) се установява ясна зоналност, обусловена главно от вариация на K/Na съдържание

в отделните зони на кристала (фиг. 15).

Фиг. 13. Алунит и енаргит

от района на Шарло дере:

a) като псевдоморфни

замествания в изменените в интензивна аргилизация

вулкански туфи; b) в

празнини (в Georgieva, Velinova, 2012а). Alu –

алунит, En – енаргит

Фиг. 14. SEM изображение на плочести

алунитови кристали с доминиращата

кристална форма, представляваща комбинация от базичен пинакоид {0001} и

ромбоедър {1011} (в Georgieva, Velinova,

2012а).

Химичният състав на алунита е

смесен с преобладаване на К, но в някои

случаи се установява завишено

количество Na, достигащо до

натроалунитов състав, без се да достига

до образуване на чист краен член (фиг. 16). В някои образци съдържанието на K2O

достига 9,75 тегл.% или 0,85 формулни единици (apfu), докато максималното съдържание

на Na2O достига 5,05 тегл.% или 0,69 apfu. Установени са малки количества Ca (до 0,289

apfu), Ba (0,125 apfu) и Sr (0,094 apfu), както и много ниско, но почти постоянно

съдържание на REE – Ce (до 0,031 apfu), La (0,016 apfu) и Nd (0,01 apfu). В някои фази

съдържанието на P в (TO4) позицията варира от 0,01 apfu до 0,473 apfu. Повишеното

съдържание на Р е свързано с нарастването и на съдържанията на Ca, Ba, Sr и Ce. Този

случай вероятно се отнася за наличие на твърди разтвори между алунит и APS минерали.

В някои от анализираните алунитови кристали се установява също и малко количество F

(до 0,246 apfu). Често в централните части на алунита се установяват зонални APS

минерали с неправилна форма.

29

Фиг. 15. BSE изображения на зонални алунитови кристали в асоциация с каолинит. Често

централните части на кристалите са изградени от алуминиеви фосфатно-сулфатни минерали с

неправилни форми (в Georgieva, Velinova, 2012а). Alu – алунит, Kao – каолинит, APS – алуминиеви

фосфатно-сулфатни минерали

Фиг. 16. Диаграма на състава на алунит и алунит-APS твърди разтвори от находището,

според елементите, разположени в D позицията

спрямо общата формула DG3(TO4)2(OH,H2O,F)6 (в Georgieva, Velinova, 2012а). Alu – алунит, Alu-

APS – алунит-алуминиеви фосфатно-сулфатни твърди разтвори

9.3.1.2 Алуминиева фосфатно-сулфатна (APS) минерализация – характерна особеност

на процеса

Алуминиевите фосфатно-сулфатни (APS) минерали също са част от алунитовата

супергрупа с обща формула DG3(TO4)2(OH,H2O,F)6 (Jambor, 1999; Dill, 2001; Bayliss et al.,

2010). Те са с тригонална симетрия и пространствена група Rm с някои изключения,

отбелязани от Jambor (1999). Образуването на APS минерали с разнообразен състав е

документирано в различни геоложки обстановки, както при хипогенни, така и при

супергенни процеси. Тяхното формиране е характерно при температури между 15–400°C.

Те са продукт на промяна на Al-съдържащи минерали в относително окислителна и

богата на S и Р обстановка и могат да бъдат установени както в хидротермално

променени магматични, така и в метаморфни и седиментни скали (Stoffregen, Alpers,

1987, 1992). В магматично-хидротермална обстановка тези минерали се срещат главно

сред кисели до средни пирокластични, вулкански и субвулкански скали, претърпeли

интензивно арилизитови изменения с или без присъствието на хидротермална рудна

минерализация (Dill, 2001). Научният интерес към APS минерализацията непрекъснато

расте, особено след определянето й за характерна при развитието на епитермалните

магматично-хидротермални системи. APS минерали са документирани в редица

високосулфидизирани рудни находища.

30

APS минерали, чийто химичен състав съответства на сванбергит, сванбергит-

вудхаузеитови твърди разтвори, вудхаузеит, крандалит и флоренсит като крайни членове

са установени в интензивно аргилизитовия тип изменение, както и с Cu-As-S рудна

минерализация в находище Челопеч (Georgieva et al., 2002, 2011; Georgieva, Velinova,

2012, 2012а). Те се установяват в целия обем на интензивно изменените скали, както на

повърхността, така и в дълбочина (фиг. 17). Представители на тази група минерали са

установени и в кварц-серицитовата зона.

Фиг. 17. а) BSE изображение на APS минерали в асоциация с пирит, дикит и кварц; b – f)

микроскопски снимки в проходяща светлина на APS минерали в асоциация с: b) кварц, дикит и пирит; с) барит, пирит и дикит; d) тенантит, енаргит, халкопирит, пирит и кварц

(проходяща/отразена светлина); е) кварц, пирофилит, дикит, пирит и рутил; f) зуниит, дикит, кварц и

пирит. APS – алуминиеви фосфатно-сулфатни минерали, Qz – кварц, Dic – дикит, Bar – барит, Py – пирит, Ten – тенантит, En – енаргит, Chp – халкопирит, Pyr – пирофилит, Zun – зуниит, Rut – рутил

31

В интензивно аргилизитовата зона APS минерали асоциират с алунит, кварц, дикит,

каолинит, пирит, сфалерит, енаргит, тенантит и анатаз/рутил. В по-дълбоките нива в тези

изменения се установяват още диаспор, пирофилит и зуниит (Georgieva et al., 2002).

Обикновено APS минерали в тази зона присъстват като псевдокубични зонални кристали

с размери 5–150 µm или образуват микрозърнести клъстери с неправилни форми, гнезда

и жилчици. Те често се наблюдават и като безформени ядра в алунитовите плочести

кристали. В тези случаи се приема, че те са по-рано образувани твърди разтвори, които на

места са разядени частично от по-късни реакции, последвани от отлагането на алунит.

Особено характерно е присъствието им във фините туфи, вместващи масивната пиритова

минерализация от Fe-сулфидния стадий, където образуват предимно финозърнести

ивичести маси и повлекла сред пирит и/или глинести минерали (фиг. 18).

APS минерализацията е представена от смесени твърди разтвори, образуващи

зонални кристали, вследствие на вариращата концентрация на Ca, Sr, Ba, K, Na, Fe, REE

(Ce, La, Nd), също така и на PO43- и SO4

2- комплекси в хидротермалния флуид.

Химичният им състав отговаря най-често на сванбергит-вудхаузеитови твърди разтвори,

като в някои случаи се достига до състав на чист сванбергит (Sr)Al3(PO4,SO4)2(OH,H2O)6

или вудхаузеит (Ca)Al3(PO4,SO4)2(OH,H2O)6. В отделни зони на кристалите се установява

състав на крандалит (Ca)Al3(PO4)2(OH,H2O)6, примесен с известно количество

сванбергитов или вудхаузеитов компонент (фиг. 19). В химичния състав на APS

минералите са установени също и малки количества F и Cl. Много често в централните

участъци на APS агрегати се установяват състави, отговарящи на флоренсит –

(Ce,La,Nd)Al3(PO4)2(OH)6 (Georgieva, Velinova, 2012). Този минерал присъства предимно

като идиоморфни или с неправилна форма ядра с размери между 5–40 µm сред зоналните

APS агрегати (фиг. 20). Химичният състав на флоренсита е вариращ с преобладаване на

Ce над La и Nd (фиг. 21а). Съдържанието на Ce2O3 достига до 13,39 тегл. % или 0,43 apfu,

докато La2O3 е до 6,81 тегл. % или 0,22 apfu, а Nd2O3 до 5,90 тегл. % или 0,18 apfu. Малки

количества Ca (до 0,33 apfu), Sr ( 0,20 apfu), K (0,10 apfu), Na (0,03 apfu), Ba (0,02 apfu) и F

(0,06 apfu) присъстват в състава на минерала (фиг. 21b). Съдържанието на P в (ТО4)

позициите варира от 1,46 apfu до 1,91 apfu, докато S е до 0,49 apfu. По-високото

съдържание на S е свързано с повишаване на Ca и Sr в минерала, което вероятно отразява

наличие на твърд разтвор между флоренсит и друга APS фаза. Този минерал концентрира

LREE (леки редкоземни елементи) в структурата си и в този смисъл определя тяхното

поведение по време на хидротермалните процеси. Понякога APS кристали нарастват по

периферията на реликтови форми от магматичен апатит. Тези взаимоотношения показват,

че поне част от тази минерализация е за сметка на разтварянето и/или заместването на

апатит при ниски стойности на pH. Според Рипп и др. (1998) APS минерализация се

образува в условия на висока активност на PO43- йони, висок кислороден потенциал и

широк интервал на рН (3–8) на флуида. Присъствието на алунит, заедно с APS минерали

предполага, че образуването на минералните асоциации от интензивно аргилизитовата

зона в находище Челопеч е осъществено при интервал на рН от 3–5.

Докато количеството на S е изобилно в хидротермалните разтвори, то това на Р е в

подчинено присъствие. Според Stoffregen and Alpers (1987), при настъпване на по-кисели

и оксидирани хидротермални разтвори, богати на S, апатитът от магматичните скали се

разтваря, при което се освобождава достатъчно количество Ca и PO43- за образуването на

APS видове и по-специално крандалитови и вудхаузеитови твърди разтвори. Тази

трансформация е възможна по следния пример: Ca5(PO4)3(OH) + 41/2Al(OH)4 + 111/2H

+ = 11/2CaAl3(PO4)2(OH,H2O)6 + 31/2Ca2+ + 10H2O

Вероятно образуването на флоренсит-(Ce,La,Nd) също се благоприятства от тези условия,

ако приемем, че основният концентратор на LREE в магматичните скали е апатитът.

32

Фиг. 18. Финозърнести ивичести маси от APS минерализация в асоциация с дикит, пирит и

сфалерит, вместени сред фините туфи с впръсната и масивна пиритова импрегнация от Fe-

сулфидния стадий: а) BSE изображение; b) микроскопско изображение в проходяща светлина и

успоредни николи. APS – алуминиеви фосфатно-сулфатни минерали, Dic – дикит, Qz – кварц, Py – пирит, Sph – сфалерит

Фиг. 19. Състав на сванбергит,

вудхаузеит, крандалит и смесени фази от интензивно

аргилизитовия тип изменени

скали. Триъгълна диаграма по Scott (1987).

Фиг. 20. BSE изображения на зонални APS кристали и агрегати в асоциация с дикит и пирит. Централните части са изградени от флоренсит. Sv-Wh – сванбергит-вудхаузеитов твърд разтвор, Crd-

Sv – крандалит-сванбергитов твърд разтвор, Flo – флоренсит, Dic – дикит, Py – пирит

33

Фиг. 21. Диаграма на състава на флоренсит от находище Челопеч: а) според редкоземните елементи Ce, La и Nd; b) според елементите, разположени в D позицията.

9.3.2. Минераложки особености и минерални асоциации в кварц-серицитовата зона

Основните минерали, представляващи променителни продукти в кварц-серицитовата

зона, са кварц, серицит (мусковит), илит, пирит, рутил и рядко каолинит. Като реликтови

минерали от първичната скала в тази зона могат да се разграничат само резорбираният

„бобовиден” кварц от куполоподобните тела и акцесорен апатит. В междинните зони, в

близост до интензивно аргилизитовите изменения, се наблюдават също псевдокубични

APS минерали и каолинит, докато акцесорния реликтов апатит изчезва.

Кварцът се среща като фино- до среднозърнести агрегати и изолирани зърна с

алотриоморфна форма сред серицитова маса. Той е образуван както в основната маса на

скалата, така и сред порфирите и кластите. Количеството на този минерал в кварц-

серицитовата зона обикновено не надвишава 30%.

Мусковитът винаги се среща като финолюспести, плътни маси, заместващи изцяло

порфирните минерали или кластите от първичната скала, както и основната маса. Той

асоциира с кварц, пирит и по-рядко с каолинит и APS минерали. Количеството му в

скалата понякога надвишава 50–60%.

Каолинит в тази зона се установява рядко и в много ниски съдържания до ~ 5%. Той

се наблюдава сред основната маса, в асоциация със серицит, илит и кварц, а количеството

му се увеличава в междинната зона, в близост до интензивно аргилизитовите изменения.

Минералът се среща като финолюспести впръснати агрегати и рядко образува гнезда.

В преходната зона към интензивно аргилизитовите изменения, са установени много

малки псевдокубични APS минерали с размери между 10–50 µm (фиг. 22). Те се срещат

сред кварц или финолюспестите серицит, илит и понякога малко каолинит. В повечето

случаи централните части на кристалчетата са разядени и са заместени от кварц и/или

глинест минерал. Химичният им състав отговаря на смесени сванбергит-вудхаузеитови

твърди разтвори – (Ca,Sr)Al3(PO4,SO4)2(OH,H2O)6. Максималното количество на SrО в

минерала достига до 15,24 тегл.%, докато на CaO – до 3,82 тегл.%, което е в полза на

сванбергитовия компонент. Малки количества Ba и K също присъстват.

Рутилът се среща често в тази зона като финозърнести струпвания. Неговото

формиране е продукт на разлагането на Fe-Mg минерали.

Фината импрегнация от пирит е характерна за всички зони на изменение. В кварц-

серицитовата зона той се среща повсеместно, както сред основната маса, така и сред

порфирите и кластите. Образува идиоморфни до хипидиоморфни и ксеноморфни

кристали или много фини жилки сред серицит и кварц.

34

Фиг. 22. Микроскопски снимки в проходяща светлина на APS минерали сред кварц, серицит и

пирит, маркиращи междинната зона при прехода между интензивно аргилизитовата и кварц-серицитовата зони: а) успоредни николи; b) кръстосани николи. APS – алуминиеви фосфатно-

сулфатни минерали, Ser – серицит, Qz – кварц, Py – пирит

9.3.3. Минераложки особености и минерални асоциации в пропилитовата зона

Минералите, продукт на хидротермални изменения в пропилитовата зона, са албит,

серицит (мусковит), кварц, хлорит, калцит, пирит и по-рядко епидот. Скалите,

претърпели пропилитов тип промяна, са със запазена първична текстура и много често с

частично запазена първична минерализация (главно титанит и апатит).

Чипчакова (1966) и Мутафчиев и Чипчакова (1969) съобщават за наличие на

адуларизация по плагиоклаза в пропилитовите изменения от находището, във вид на

воднопрозрачни маломощни прожилки. Присъствието на този минерал е предположено

по микроскопски данни и поради завишеното съдържание на K2O в изследваните скални

проби. По-късно Радонова (1969) описва епидот-хлорит-албитови пропилити в

находището, като предполага, че албитът е бил погрешно приет за адулар.

Извършените микросондови анализи върху първичния плагиоклаз и

псевдоморфозиращия го минерал, проявен във воднобистри, фини жилки, гнезда и зони с

псевдоромбични форми показват, че тези жилки са изградени от албит (фиг. 23).

Съставът на албита е почти чист, с известно количество Fe2O3 до 0,22 тегл.%, CaO до 0,17

тегл.%, K2O до 0,12 тегл.% и BaO до 0,16 тегл.%. Съставът на магматичния плагиоклаз,

върху когото се развива хидротермалния албит, отговаря на андезин (An40,08–43,9).

Серицитът се среща в малки количества като финолюспести агрегати и жилки сред

порфирната генерация и основната маса. Той, често заедно с хлорит и много малко

количество епидот, замества почти изцяло мафичните минерали – амфибол и биотит и

по-рядко се развива в жилки и гнезда сред частично запазените плагиоклазови кристали.

Калцитът се среща често като единични кристали, гнезда или жилки, както сред

мафичните минерали и плагиоклаза, така и сред основната маса. Той е бистър, често

идиоморфен, с размери ~ 100 µm. Минералът асоциира с кварц, серицит, хлорит и албит.

Хлоритът образува гнезда и впръслеци, предимно по променените амфибол и биотит,

но се установява и сред основната маса. Минералът е плеохроитен от зелен до кафяв цвят

и асоциира главно със серицит, рядко епидот и калцит.

Епидотът се установява много рядко в единични фини зърна. Той асоциира главно с

хлорит и серицит сред променените мафични минерали.

Кварц се наблюдава във финозърнести жилки и гнезда сред основната маса и

плагиоклазовите порфири. Той асоциира с албит и фини люспи серицит.

Пиритовата импрегнация е характерна, както в другите зони на промяна. Пиритът е с

идиоморфни до хипидиоморфни и ксеноморфни форми и се развива в целия обем на

скалата.

35

Фиг. 23. Микроскопски снимки в проходяща светлина и кръстосани николи, показващи развитието

на албит във воднобистри, фини жилки и гнезда, на места с псевдоромбични форми, образуван върху първичния плагиоклаз. Ab – албит, Pl – плагиоклаз, Ser – серицит, Chl – хлорит, Ap – апатит,

Rut – рутил

9.4. Геохимични характеристики на околорудните изменения

9.4.1. Поведение на петрогенните компоненти, елементите следи и редкоземните

елементи

Непроменените магматични скали с андезитов състав от находището имат порфирна

текстура и микролитова основна маса. Порфирите се състоят преди всичко от плагиоклаз

(≥50%), амфибол (<20%), биотит (<10%), кварц и акцесорни минерали – апатит, титанит

и магнетит. Основната маса е съставена от финокристални плагиоклаз и кварц.

Вулканските скали в района на находището са претърпели значителни химични

промени по време на хидротермалните процеси. Повечето от елементите показват

значителни вариации в концентрациите от непроменените до изменените в различна

степен скали. SiO2 в свежите скали варира от 57,11 до 66,8 тегл.% (Stoykov еt al., 2004;

Chambefort, 2005). В пропилитовите и кварц-серицитовите проби той е непостоянен,

докато в интензивно аргилизитовите достига до 73,69 тегл.% (фиг. 24а). Стойностите на

Al2O3 в непроменените скали е в рамките от 15,83 до 18,91 тегл.%. В пропилитовите

скали количеството му е подобно, а в кварц-серицитовите достига до 23,16 тегл.%. В

скалите с интензивно аргилизитови изменения Al2O3 намалява до 15,62 тегл.%.

Поведението на Fe2O3 показва съществени вариации при различните степени на промяна.

В непроменените скали той е представен в количества от 3,86 до 7,03 тегл.%, в някои от

пробите с пропилитови изменения достига 15,22 тегл.%, а в кварц-серицитовите и

интензивно аргилизитовите намалява респективно до 4,4 тегл.% и 2,94 тегл.%. С

нарастването на степента на изменение съдържанието на MgO и MnO постепенно

намалява, като от 1,75 тегл.% за MgO и 0,14 тегл.% за MnO в непроменените скали, се

достига до пълното им извличане в интензивно аргилизитовите зони. Процесът на

хидротермално изменение предизвиква постепенно и почти пълно изчерпване също така

и на СаО, с изключение на някои проби от пропилитовата зона, където завишеното му

съдържание (до 8,65 тегл.%) вероятно се дължи на натрупването на калцит и/или епидот,

характерни за пропилитите (фиг. 24b). Поведението на Na2O е подобно, като от

съдържания до 6,27 тегл.% в непроменените образци, в интензивно аргилизитовите

изменения е извлечен (фиг. 24с). Съдържанието на Р2О5 е почти постоянно, като в

сравнение с непроменените скали (~0,25 тегл.%) количеството му слабо нараства в

интензивно изменените (~0,34 тегл.%). Съдържанието на К2О от 2,01 до 3,27 тегл.% в

непроменените скали, нараства в кварц-серицитовите и пропилитовите, което е свързано

с образуването на серицит, докато в интензивно аргилизитовите то е минимално (от 0,04

до 0,16 тегл.%, фиг. 24d). Наблюдава се извличане на Sr от пропилитовите и особено от

36

Фиг. 24. Мобилност на някои главни и редки елементи в изменените скали от находище Челопеч по

отношение на загубата при накаляване LOI %.

кварц-серицитовите скали, за разлика от интензивно аргилизитовите, където

съдържанието му е много завишено (фиг. 24е). Rb нараства в кварц-серицитовите и

частично в пропилитовите скали, докато в интензивно аргилизитовите количеството му

силно намалява (фиг. 24f).

На фиг. 25 са изобразени характерните отношения между Rb/Sr и Rb/K. Диаграмите

показват противоположното поведение на Rb и Sr по време на хидротермалните процеси

от една страна (фиг. 25а) и еднаквото поведение на Rb и K – от друга (фиг. 25b).

37

Фиг. 25. Диаграми на: а) Rb/Sr; b) Rb/K2O, отразяващи тяхното поведение по време на

хидротермалните изменения.

Отношението Rb/Sr нараства в пропилитовите (1,66) и кварц-серицитовите (2,66)

скали, докато в интензивно аргилизитовите рязко намалява до 0,006. Нарастването на

степента на изменение води до силно намаляване на Co, Y, MREE и HREE. По време на

хидротермалните процеси се отбелязва относително инертното поведение на Zr, V (с

частично извличане от интензивно аргилизитовата зона), Ba и Ga (с високи съдържания в

единични проби), Sc, Th, U, Nb, Ta, LREE и Ti (със слабо редуциране в най-променените

скали – фиг. 24g, h). Съдържанието на Ag е непостоянно, но е интересно да се отбележи,

че частично завишаване се установява сред кварц-серицитовите скали, в сравнение с

пропилитовите. Високо съдържание се установява и в една от пробите на интензивно

аргилизитовите скали (50 ppm).

Хондрит нормираните разпределения на REE в непроменените вулкански скали

отразяват набогатяване на LREE и относително равномерни съдържания на MREE и

HREE (фиг. 26а), типично за магми, свързани със субдукция (Pearce, 1982; Stoykov еt al.,

2004; Chambefort, 2005). Концентрацията на REE в пропилитовите скали е много подобна

на тази в непроменените скали (фиг. 26b). Сходно поведение на REE се установява и в

кварц-серицитовите скали, но със слаба мобилност на LREE в някои проби, вероятно

поради настъпилото разтваряне на апатита (фиг. 26c). В изследваните скали от

интензивно аргилизитовата зона се установява значително фракциониране и изчерпване

на MREE и HREE, докато LREE са относително стабилни (фиг. 26d).

MORB нормираните мулти-елементни модели за непроменените вулкански скали

отразяват обогатяване на LILE и ниски стойности за HFSE с ясна негативна Nb и Ti и

позитивна Sr и Pb аномалия, което е типично за магматичните последователности

свързани със субдукция (Pearce, 1982) (фиг. 27а), както е отбелязано и от Stoykov et al.

(2004). Мобилността на химичните елементи по време на формирането на пропилитовите

изменения не е значителна, с изключение на намаляването на Sr и нарастването на Rb, K

и в по-малка степен на Ba (фиг. 27b). Значително изчерпване на Sr и по-малко на Ba, P,

LREE и MREE се наблюдава в кварц-серицитовите скали, докато стойностите на Rb, K,

Pb и в известна степен на Th и U са завишени (фиг. 27с). Интензивно аргилизитовите

изменения се характеризират с извличането на повечето елементи, особено на Rb, K, Y,

MREE и HREE, докато Ba, Nb, Ta, Th, U, P, Zr, Ti са относително инертни. В тези

изменения единствено се установява набогатяване на Sr, Pb и понякога Ba и LREE (фиг.

27d).

Разпределението и поведението на елементите в хидротермално изменените скали от

находище Челопеч е подобно на това в други находища от Централното Средногорие,

38

Фиг. 26. Хондрит нормирани разпределения на REE (по Sun, McDonough, 1989) във вулканските

скали от находище Челопеч, претърпели различна степен на изменение: а) непроменени; b)

пропилитови; c) кварц-серицитови; d) интензивно аргилизитови.

Фиг. 27. MORB нормирани (по Sun and McDonough, 1989) мулти-елементни диаграми, отразяващи разпределението на елементите във вулканските скали от находище Челопеч, претърпели различна

степен на изменение: а) непроменени; b) пропилитови; c) кварц-серицитови; d) интензивно

аргилизитови.

39

като Асарел, Песовец и Петелово, където се установяват същите типове изменения

(Hikov, 2004а). Най-характерно е поведението на Sr, който е извлечен от външните зони

на промяна, а в централните интензивно аргилизаитови зони е силно набогатен и

образува собствени минерали като сванбергит и сванбергит-вудхаузеит твърди разтвори

и/или се включва в състава на алунита. Тези минерали контролират геохимичното

поведение на Sr. В сравнение с него K и Rb имат противоположно поведение. Те се

концентрират в кварц-серицитовите зони и се извличат от интензивно аргилизитовите.

Отношението на Rb/Sr отразява различното поведение на двата елемента и представлява

интересен подход за идентифициране на различните зони на изменение.

Поведението на REE от изследваните вулкански скали показва сходни

характеристики за подобни хидротермални системи (Fulignati et al., 1999; Hikov, 2011).

Мобилността на MREE и HREE, настъпваща само по време на интензивно

аргилизитовите изменения, е свързана с високата активност на F- в условия на ниски

стойности на рН на хидротермалните флуиди и тяхната способност да образуват

стабилни комплекси в тази обстановка. Поведението на LREE е относително инертно, със

слабо набогатяване в някои проби. Тяхната стабилност е свързана с образуването на

характерна минерализация, която акумулира LREE, като алунит, APS минерали

(Georgieva et al., 2002, 2011) и особено флоренсит (Georgieva, Velinova, 2012), както и

глинести минерали (Hikov, 2011). Слабо извличане на LREE е установено в някои проби

от интензивно аргилизитовите изменения, където вероятно се касае за ниски стойности

на REE в първоначалната скала или на преразпределение на LREE в рамките на

интензивно аргилизитовата зона. Това преразпределение е възможно при много ниски

стойности на рН (0–3), където се формират области на масивна силицификация (“vuggy

silica” и “massive silica”), с отсъствие на APS минерали, които представляват основните

концентратори на LREE и се образуват при по-високо рН (3–8).

9.4.2. Резултати от изследване на стабилни изотопи (O, H, S) в алунит

Стойностите на δ34S в алунита (22,8–24,4‰), заедно с минераложките особености на

находище Челопеч, показват класически характеристики, описани за магматично-

хидротермалните системи (Rye et al., 1992). Съсъществуващата алунит-пиритова двойка в

един от образците в находището показва алунит-пиритно серно изотопно фракциониране

26,5‰, което предполага температура на минералообразуване около 213 ± 7°C,

използвайки данните от Rye et al. (1992). Данните за кислорода (12,8–13,6‰) и водорода

(-25 – -15‰) в алунита потвърждават доминирането на магматичен компонент във

флуида (Giggenbach, 1992), но също така индикират и важно участие на метеорни води

(фиг. 28). От изотопите на S може да се определи отношението H2S/SO4 около 2–4,

подобно на други високосулфидизирани Cu-Au находища (Rye et al., 1990 и др).

Фиг. 28. Диаграма δ18O/δD, показваща

изчисления изотопен състав на водата

в равновесие с алунита, сравнен с този на вулканските пари (по Giggenbach,

1992) и първичните магматични

флуиди (по Taylor, 1992). MWL – линия на метеорната вода.

40

9.5. Тип на околорудните изменения и връзка с орудяванията

Хидротермалната система в находище Челопеч е развита сред вулканския комплекс,

състоящ се от субвулкански андезити, фреатомагматични брекчи, вулкански туфи и

асоцииращите с тях седименти. Върху първичните минерални асоциации на вместващите

скали са наложени нови минерални асоциации, продукт на хидротермалните процеси, с

характерна латерална и вертикална зоналност, типична за високосулфидизираните

епитермални находища (Hayba et al., 1985; Heald et al., 1987; Hedenquist, 1987; Stoffregen,

1987; Muntean et al., 1990; Hedenquist, Lowenstern, 1994; Hedenquist et al., 1994; Arribas,

1995; Arribas et al., 1995; Hedenquist, 1995; White, Hedenquist, 1995; Corbett, Leach, 1998, и

др.). Три главни зони на изменение се разкриват в находището с отдалечаване от рудните

тела: интензивно аргилизитова, кварц-серицитова и пропилитова. Много характерно е

присъствието на монокварцови тела (“vuggy silica” или “massive silica”), разкриващи се в

най-вътрешните участъци от интензивно аргилизитовите зони. Те са образувани от

екстремно кисели флуиди (pH˂2), които придизвикват извличане на всички елементи от

вместващите скали, освен Si и Fe. Тези участъци маркират основните пътища на

постъпващите хидротермални разтвори (Stoffregen, 1987).

Най-характерно за измененията в находището е присъствието на алунит, APS

минерали, дикит, диаспор, пирофилит и зуниит, типични за интензивно аргилизитовите

изменения в епитермалните находища (Meyer, Hemley, 1967; Stoffregen, Alpers, 1987;

Aoki et al. 1993; Hedenquist et al., 1994; Arribas et al., 1995; Sillitoe, Hedenquist, 2003).

Такава минерална асоциация може да съществува съвместно в температурен интервал

200–300ºС (Stoffregen, Alpers, 1987). Наличието на ендогенен алунит и APS минерали

показва, че измененията са кисело-сулфатен, а не кисело-хлориден тип, както се предлага

от Каназирски (2011) и Попов и др. (2012). Орудяването в находище Челопеч е тясно

свързано с развитието на различни типове брекчи. Chambefort (2005) отличава

хидротермални инжекционни брекчи, вторични полимиктови хидротермални и вторични

минерализирани брекчи в находището. Хидротермалните инжекционни и вторичните

полимиктови брекчи са развити предимно сред фреатомагматичните брекчи и сред

андезитовите субвулкански тела. Те маркират основните пътища на хидротермалния

флуид. Много често сред инжекционните брекчи в находище Челопеч се установяват

класти, изменени в различна степен (Chambefort, 2005). Това показва, че тези брекчи са

формирани след първия хидротермален процес, предизвикал развитието на зоналните

хидротермални изменения. Сред инжекционните брекчи не се наблюдават фрагменти от

орудяването. Наличието на редуващи се ивици пирит, глинести минерали

(дикит/каолинит) и фини ивичести агрегати от APS минерали сред фините туфи,

предполага приблизително едновременното образуване на масивната пиритова

минерализация с първия хидротермален процес, предизвикал хидротермалните

изменения.

Характерно за вторичните полимиктови хидротермални брекчи е наличието на много

разнообразни фрагменти, включително и такива от масивната пиритова минерализация.

Сред тези брекчи се установява впръснато орудяване, както и жилки от втория Cu-As-

сулфиден стадий. Заедно или малко по-късно от тези брекчи се образуват и наречените от

Chambefort (2005) вторични минерализирани брекчи, които се характеризират с наличие

на матрикс, съставен предимно от рудни минерали от Cu-As-сулфидния стадий. Много

често тези брекчи са развити сред по-ранните масивни пиритови тела от първия Fe-

сулфиден стадий. Cu-As-сулфидната минерализация се отлага винаги сред най-

интензивно изменените скали, повтаряйки основните пътища на хидротермалния флуид.

Най-характерно е силното окварцяване, съпътстващо тази минерализация, както и

образуването на “vuggy silica” и “massive silica” участъци в периферията на жилките.

Именно с този етап от рудообразуването в находище Челопеч е свързано и образуването

41

на основното количество алунит като гангов минерал заедно с енаргита в по-високите

части на находището. Това последователно развитие на минералните асоциации се

маркира и от наличието на по-ранни APS минерали в централните части на алунитовите

кристали.

В третия полиметален стадий, се образува предимно жилна и впръсната

минерализация, пресичаща по-ранните Fe-сулфиден и Cu-As-сулфиден стадий.

От изложеното дотук следва, че хидротермалните изменения в находище Челопеч

започват с Fe-сулфидния стадий и в известна степен продължават с основната Cu-As-

сулфидна рудна минерализация.

10. Генетични разсъждения и моделни представи 10.1. Температури на образуване на интензивно аргилизитовата зона

Основната минерална асоциация в интензивно аргилизитовата зона на находище

Челопеч се състои от кварц, дикит, каолинит, APS минерали, алунит и пирит. В

дълбочина се появяват пирофилит, диаспор и зуниит. Алунитът се образува при

температура до 500°C, висока активност на SO42-, висок кислороден потенциал и ниски

стойности на pH (0,8–5,3) (Hemley et al., 1969; Kашкай, 1972). Според Dill (2001) APS

минералите са стабилни до ~400ºС при умерено високо флуидно налягане до ~1 kbar.

Тези минерали се образуват в условия на висока активност на PO43- йони, висок

кислороден потенциал и широк интервал на pH (3–8) от кисел до неутрален (Рипп и др.,

1998). Съвместното присъствие на алунит и APS минерали в находището индикират рН

условия на минералообразуване в границите от 3–5. Присъствието на дикит и каолинит в

асоциация с тези минерали предполага температура на минералообразуване ~200ºC

според Corbett and Leach (1998). При преобладаване на дикит, заедно с APS минерали и

алунит, температурата на минералообразуване достига ~200–250°C (Hemley et al., 1980;

Corbett, Leach, 1998; Hedenquist et al., 1998). Съвместно съществуващата алунит-пиритна

двойка от образец от находище Челопеч отразява алунит-пиритно фракциониране на

серните изотопи (26,5‰), което показва температура на формиране на двойката 213 ±

7°C. В по-дълбоките участъци на находището, където сред минералната асоциация се

появяват диаспор, пирофилит и зуниит, температурата на минералообразуване вероятно

нараства. Асоциацията алунит–каолинит–мусковит е типична за температура до 200°C.

Когато тя се повиши до 300°C, каолинитът се трансформира в пирофилит (Hemley et al.,

1969; Кашкай, Бабаев, 1976). Присъствието на диаспор в минералната асоциация също е

знак за повишаване на температурата. Съгласно изследванията на Hemley et al. (1980),

съвместното съществуване на пирофилит и диаспор индикира температура над 285°C и

много ниско pH (1–1,5). Според Berman (1988), присъствието на зуниит, пирофилит и

дикит в асоциацията ограничава горната температурна граница на формиране до 375ºC.

Съгласно получените минераложки и изотопни данни следва, че температурата и

условията на образуване в интензивно аргилизитовите изменения от находище Челопеч

може да се счита в границите от ~200–250°C и рН интервал от 3–5 във високите, до

повече от 300ºC и рН под 3 в дълбоките нива на хидротермалната система. Изключение

от това разсъждение правят участъците на масивна силицификация (“vuggy silica” и

“massive silica”) във високите нива на находището, където за рН интервала се приемат

крайно ниски стойности.

10.2. Произход на хидротермалните флуиди

Високите стойности на δ34S в алунита от находището предполагат магматично-

хидротермален произход за минералообразуването (Rye et al., 1992). Данните за δ18О и δD

също потвърждават доминиращия магматичен компонент във флуида, с тенденция към

по ниски стойности на δ18О, отразяващи разреждане с метеорни води. Участието на

42

повърхностни води могат да повлияят по различен начин на съдържанието на сяра в

хидротермалния флуид. Изчислено е, че участието на метеорни води в хидротермалния

флуид достига до ~50% (Lerouge et al., 2006). Възможни източнци на сяра в кисело-

сулфатните интензивно аргилизитови изменения са главно магматични/вулкански SO2 и

H2S, но също и сулфати от морската вода и сяра от фундамента. Във вулканско-дъгова

обстановка, в каквато е формирано находище Челопеч, магмите се образуват при топене

на субдуциращата плоча и вулканизмът се проявява в плитки морски или субаерални

повърхностни условия. При тях могат да възникнат различни условия на контаминация,

като например: по време на генериране на магмите, чрез топене на хидротермално

променена от морската вода океанска кора и асоцииращите седименти (Woodhead et al.,

1987; Alt et al., 1993); по време на издигането на магмата в земната кора; в последните

етапи, когато магматичните газове H2S и SO2 се кондензират сред подземните води,

които могат да съдържат и морски компонент или метеорни води.

10.3. Мобилност на главните елементи и елементите следи в процеса на

хидротермална промяна на вместващите вулкански скали в находището

В процеса на хидротермални изменения във вместващите вулкански скали от

находище Челопеч могат да се разграничат няколко групи елементи според мобилното

им поведение. С нарастването на степента на хидротермални изменения голяма група

елементи проявяват мобилност и биват извлечени почти напълно. Това са MnO, MgO,

Na2O и отчасти СаО. В някои проби от пропилитови скали се установява повишено

съдържание на СаО в сравнение с непроменените скали. Това вероятно се дължи на

образуването на калцит и/или епидот, които са типоморфни минерали за пропилитите.

Fe2O3 също рязко се увеличава в пропилитовите проби, което се свързва с интензивната

пиритова импрегнация в тези изменения. Съдържанието на К2О и Rb нараства в кварц-

серицитовите и частично в пропилитовите скали, вероятно заради образуването на

серицит, докато в интензивно аргилизитовите силно намалява. Количеството на SiO2

рязко се увеличава в интензивно аргилизитовите скали, докато в по-слабо променените

съдържанието му остава почти постоянно. Подобно е и поведението на Р2О5, който

съвсем слабо се увеличава в най-изменените участъци, което се обяснява с наличието на

APS минерализация. Елементи като Cu, Pb и Ga показват известно концентриране с

увеличаване на интензивността на изменение, докато съдържанието на Zn нараства

главно в пропилитовите и кварц-серицитовите скали. В единични проби от интензивно

аргилизитовите скали се установяват високи стойности на Ba, свързани с образуването на

барит и включването му като примес в алунита и APS минералите. Голяма част от

елементите от изменените в различна степен скали, остават инертни по време на

хидротермалните процеси, като Zr, V, Sc, Th, U, Nb, Ta, LREE и Ti. Инертността на част

от тези елементи (Ti, Zr, V, Nb, Ta, Th, U) може да се обясни със включването им в

рутила и анатаза, както се предполага от Хиков (2013). LREE се концентрират в алунита

и APS минералите (Georgieva et al., 2002, 2011), в глинестите минерали (Hikov, 2011), но

също така образуват и собствена фаза – флоренсит (Georgieva, Velinova, 2012). Най-

забележително е преразпределението на Sr в процеса на хидротермални изменения. Този

елемент се извлича от пропилитовите и кварц-серицитовите скали спрямо съдържанията

в непроменените, докато количеството му в интензивно аргилизитовите рязко се

увеличава. Според Hikov (2004а), освободеният от външните зони Sr се привнася в зоните

на интензивна аргилизация, като образува собствени минерални фази, предимно APS

минерали или се включва в алунита. В находище Челопеч установени Sr-съдържащи APS

минерали са сванбергит и сванбергит-вудхаузеитови твърди разтвори (Georgieva et al.,

2002). Стронцият е установен и като примес в алунита (Georgieva, Velinova, 2012а).

43

10.4. Бележки върху развитието на хидротермалната система в находището

Въз основа на теренните наблюдения, изследванията върху минералогията,

геохимията и изотопните характеристики на хидротермалните изменения и орудяването в

находище Челопеч, се предлага един обобщен поглед върху развитието на

хидротермалните процеси в находището.

Хидротермалните изменения в находището настъпват по време или след втория етап

от развитието на Челопешкия вулкан (Popov et al., 2001; Stoykov et al., 2002), когато се

внедряват субвулкански андезитови тела и се образуват фреатомагматични брекчи

(Moritz et al., 2003; Chambefort, 2005) и различни видове туфи и алтерниращи ги

седименти (фиг. 29). Възрастта на внедряване на субвулканските андезити е определена

на 91,45 ± 0,15 Ма (Moritz et al., 2003). Тази възраст засяга магматизма, който предшества

хидротермалните процеси и орудяването и затова се приема за възможната максимална

възраст на находището. Сред тези скали впоследствие се придвижват горещи (200–300ºС)

и кисели (рН <2–5) флуиди, свързани с продължаващата еволюция на вулканизма в

района. Те предизвикват развитието на зонални хидротермални изменения, типични за

високосулфидизираните епитермални находища, включващи интензивно аргилизитова

Фиг. 29. Геоложки разрез, представящ обобщена идеализирана схема на развитието на

хидротермалните процеси в находище Челопеч: а) внедряване на субвулканските андезити с определена възраст 91,45 ± 0,15 Ма; b) развитие на зонални хидротермални изменения, типични за

високосулфидизираните епитермални находища, включващи интензивно аргилизитова, кварц-

серицитова и пропилитова зона и отлагане на масивна пиритова минерализация от първия Fe-сулфиден стадий сред вулканските туфи и седименти; с) настъпване на втория Cu-As-сулфиден

стадий с отлагане на основната рудна минерализация; d) отлагане на жилна минерализация в

рамките на полиметално-суфидния стадий.

44

зона с участъци от масивна силицификация, или монокварцити (“vuggy silica” или

“massive silica”), кварц-серицитова и пропилитова зона. Тези изменения са продукт на

единен хидротермален процес, което се установява главно с плавните преходи между

зоните и наличието на междинни зони със смесени минерални асоциации. В дълбоките

участъци на системата, при по-високи температури (~300ºС), в интензивно

аргилизитовата зона се отлагат кварц, пирофилит, дикит, диаспор, зуниит, APS ± алунит,

докато в по-плитките участъци (~200ºС) минералната асоциация е предимно от кварц,

дикит, APS ± алунит. В този етап от развитието на хидротермалната система в

находището, може да се отдели и отлагането на масивната пиритова минерализация от

първия Fe-сулфиден стадий на минералообразуване сред вулканските туфи и

асоцииращите с тях седименти, в който тази минерализация много тясно асоциира с

глинестите и APS минерали. Този стадий се характеризира с висока активност на

желязото и сярата, в резултат на което се отлага пирит, като впръслеци, гнезда и масивни

тела.

Стойностите на δ34S в пирита от този стадий не отговарят на типичните

характеристики за отлагане в VHMS обстановки, поради което този модел за

минералообразуване в находището е малко вероятен. Освен на базата на микроскопски и

теренни наблюдения на взаимоотношенията на минералите и скалите, отделянето на този

етап може да се подкрепи и от близките δ18О изотопни характеристики на някои

минерали (дикит, серицит) от интензивно аргилизитовите и кварц-серицитовите

изменения, както и от Fe-сулфидния стадиий, разгледани от (Chambefort, 2005).

През този етап от развитието на хидротермалната система се извършва съществено

преразпределение на елементите от вместващите скали. В условията на висока

температура и киселинност на средата, различните елементи имат различно поведение.

Една част от тях биват напълно извлечени, като Mn, Mg, Na и отчасти Са. Други, като Sr,

проявяват склонност към концентрация в най-силно изменените зони. Наскоро Хиков

(2013), във връзка с изследванията си върху геохимичното поведение на елементите в

интензивно аргилизитовите зони на някои находища в България, предложи хипотезата, че

„натрупването на Sr е характерен белег на процеса на интензивна аргилизация по

вулкански скали”. Наблюденията в находище Челопеч потвърждават това

предположение. Голяма част от елементите остават инертни по време на

хидротермалните процеси (Zr, V, Sc, Th, U, Nb, Ta, LREE и Ti). Те се включват в

новообразувани минерални фази (рутил, анатаз, APS минерали, алунит, дикит, каолинит,

барит и др.), устойчиви за новите физикохимични условия.

В следващия етап от развитието на хидротермалната система, магматичният флуид,

примесен с известно количество метеорна вода и носещ със себе си редица елементи,

води до настъпване на втория Cu-As-сулфиден стадий, през който се отлага основната

рудна минерализация, притежаваща характерните белези за високосулфидизираните

находища. Едновременно с рудната минерализация се развива гангова минерализация с

интензивно окварцяване, едрокристален барит, APS минерали и алунит. Температурата

на минералообразуващия флуид, според минераложки данни (Петрунов, 1994; Georgieva

et al., 2002) и изотопна термометрия (Велинов и др., 1978; Lerougе et al., 2006) е в рамките

на ~330ºС в дълбоките и до ~213 ºС във високите участъци на системата.

Cu-As-сулфидният стадий се характеризира с богат минерален състав и с висока

активност на Cu, As и Te. В рамките на този етап се образуват три парагенези: енаргит-

лузонит-борнитова, тенантит-халкопиритова и барит-енаргитова. Благоприятни участъци

за отлагане на тези минерализации са били по-рано образуваните пиритови тела, както и

формиращите се в този етап вторични полимиктови и минерализирани хидротермални

брекчи.

45

Енергит-лузонит-борнитовата парагенеза е образувана в условия на висок

окислителен потенциал. Доказателство за това са минералите, които съдържат химични

елементи във високовалентно състояние (As5+, Te4+), както и образуването на алунит и

APS минерали. Успоредно с рудната минерализация се формира и интензивно

окварцяване, на места водещо отново до т. нар. “vuggy silica”, както и образуване на

едрокристален барит, APS минерали и алунит, като гангова минерализация.

Тенантит-халкопиритовата парагенеза се образува в условия на по-ниска активност на

сярата и по-ниско Eh. Тук присъстват минерали с химични елементи в по-ниска

валентност (As3+, Sb3+), а също и в отрицателна валентност (Se2-, Te2-). В отделни

участъци при смесен характер на разтвора са се създавали условия за едновременно

отлагане на тенантит с енаргит и лузонит. Разтворите, отлагащи тази паргенеза, са богати

на химични елементи (Cu, Au, Ag, Fe, V, As, Sb, Ge, Sn, Zn, Te, Pb, Se, Bi), което обуславя

богатия минерален състав.

Барит-енаргитовата парагенеза е последна в рамките на Cu-As-сулфидния стадий и не

е повсеместно отложена. Тя е образувана в условия на повишено Eh, при което сярата се

окислява до SO42- и се образува барит, а арсенът отново се проявява в своята по-висока

валентност (As5+), обуславяйки образуването на енаргит. Тези локални условия с

повишен окислителен потенициал вероятно са възниквали при смесване на ендогенни

флуиди с екзогенни води.

Третият и последен етап се маркира от полиметално-суфидния стадий, в който се

формира жилна минерализация от пирит, галенит, сфалерит, халкопирит, тенантит, злато,

електрум и барит. Този стадий се характеризира с повишена активност на Zn и Pb, и

значително по-малко на Cu, As и S.

Изчислените отношения 87Sr/86Sr в барита отразяват или силно взаимодействие на

магматичните минерализиращи флуиди с вместващите скали, или вероятността

рудообразуващите хидротермални флуиди да са генерирани от магматични интрузии,

преработили материал от фундамента.

В развитието на рудообразувателния процес се установява постепенно увеличаване на

металоносността на разтвора, за да се стигне до отлагането на най-богатата, от гледна

точка на минерално разнообразие, тенантит-халкопиритовата парагенеза, което от своя

страна предизвиква намаляване на концентрацията на метали в разтвора и отлагането на

„по-бедната” в това отношение полиметална парагенеза.

Наблюдава се постепенно намаляване на активността на сярата и окислителния

потенциал, с известни вариации в отделни локалитети, за което свидетелства

едновременното образуване на тенантит, енаргит и лузонит (в тенантит-халкопиритовата

парагенеза) и отлагането на по-късната барит-енаргитова парагенеза.

Установява се постепенно увеличаване на рН – от кисел характер в началния стадий

до алкален към края на рудообразувателния процес, за което свидетелства образуването

на жилна карбонатна минерализация, която пресича рудните тела и хидротермално

изменените вместващи скали.

11. Заключение В находище Челопеч са отделени три главни зони на хидротермална промяна, които

са продукт на единен хидротермален процес и са развити на широки площи и в

дълбочина на >2000 m сред вулканския комплекс. Всички рудни тела в находището са

локализирани сред най-интензивните изменения, където се маркират и основните пътища

на хидротермалните флуиди. В най-вътрешните участъци се установява зона на

интензивна аргилизация, в която много често се наблюдават тела от масивна

силицификация, формираща на места т.нар. “vuggy silica”. След интензивно

аргилизитовата зона с плавен преход и междинен минерален състав се преминава в

46

кварц-серицитовата зона, която също постепенно прехожда в най-широко проявената

пропилитова зона.

Минералният състав в интензивно аргилизитовата зона се състои главно от кварц,

дикит/каолинит, пирит, APS минерали, алунит и анатаз/рутил. В дълбочина тази

минерална асоциация се допълва от пирофилит, диаспор и зуниит. Основните минерали,

съставящи кварц-серицитовата зона, са кварц, серицит (мусковит), каолинит, пирит,

рутил ± APS минерали, в преходните участъци. Измененията в пропилитовата зона се

състоят от кварц, албит, калцит, хлорит, пирит, серицит и рядко епидот.

Сред интензивно аргилизитовата зона са потвърдени типоморфни за този тип

изменения минерали, като алунит, сванбергит, вудхаузеит, сванбергит-вудхаузеитови

твърди разтвори, крандалит и флоренсит-(Ce,La,Nd) от групата на APS минералите и

зуниит. Тяхното присъствие в хидротермално изменените скали е изключително важно,

защото могат да се използват като индикатори на условията на минералообразуване (Т,

рН).

Алунитът в находището присъства като плочести кристали с пинакоидален хабитус.

Химичният му състав е смесен K-Na без да достига чисти крайни членове. Като примеси

се установяват също Ba, Ca, Sr, REE и F. Минераложките характеристики, заедно с

комбинирани изотопни изследвания, доказват магматично-хидротермалния произход на

алунита.

Както е известно алунит се образува между 15 и 500ºС, от кисели флуиди (рН = 0,8–

5,3), при висока активност на SO42- и висок кислороден потенциал (Hemley et al., 1969;

Кашкай, 1972). За образуването на APS минерали е необходима висока активност на РО43-

и широк интервал на рН (3–8) на флуида (Stoffregen, Alpers, 1987; Рипп и др., 1998).

Образуването на тези минерали се контролира от постъпване на кисели и оксидирани

хидротермални разтвори, богати на S, които предизвикват разтваряне на магматичния

апатит и следователно освобождаване на достатъчно количество Ca, PO43- (Stoffregen,

Alpers, 1987), както и REE (Watson, Green, 1981) за образуването на нови фази като

крандалит, вудхаузеит и флоренсит. От друга страна Sr се концентрира в зоните на

интензивна аргилизация (Hikov, 2004a) и заедно с Ca и PO43- се фиксира в сванбергит и

сванбергит-вудхаузеитови твърди разтвори. Според Stoffregen and Alpers (1987) и Hikov

(2004а), количеството на APS минералите зависи от количеството на първичния апатит и

Sr във вулканските скали и от обема на изменените зони, където РО43-, Са и Sr се

преразпределят по време на хидротермалните поцеси. Предвид конвергентността на тази

група минерали (Kunov, 1999) и изложеното дотук, може да се предположи, че алунитът

и APS минералите контролират геохимичното поведение и концентрацията на редица

химични елементи в зоните на интензивна аргилизация като K, Na, Ca, Sr, Ba, P, La, Ce,

Nd и др.

Зуниитът, който се среща само в дълбоките участъци на находището, в асоциация с

пирофилит, дикит и диаспор маркира по-високи температури на минералообразувателния

процес. Неговото присъствие отразява наличието на F в кисело-сулфатната система,

което липсва в безрудните интензивно аргилизитови изменения и се приема за съществен

белег на високосулфидизираните епитермални рудни находища.

По време на хидротермалните процеси и измененията във вулканските скали,

елементите проявяват различно поведение в отделните зони на промяна. Отделят се

елементи с инертно и с мобилно поведение и такива, които се концентрират в отделни

зони. Елементи, като Zr, V, Sc, Th, U, Nb, Ta, LREE и Ti, остават инертни, което може да

се обясни с включването им в подходящи минерални фази, като рутил, анатаз, APS

минерали и алунит. С нарастване на степента на хидротермални изменения Mn, Mg, Na и

отчасти Са се извличат почти напълно. Други елементи, като Fe, Са, Zn, К и Rb, се

концентрират в пропилитовите и/или кварц-серицитовите зони, което също се обяснява с

47

образуването на подходящи минерали. Съдържанието на Si, Cu, Pb, Ga, Р, Ва и най-

забележително на Sr нараства в интензивно аргилизитовите зони. Основните

концентратори на Sr и Р са минералите от групата на APS и алунита.

Чрез изотопни изследвания в алунит (S, H, O) се установи доминиращото участие на

магматичен флуид в хидротермалната система, но с важно участие на метеорни води. От

изотопите на S може да се определи отношението H2S/SO4 (~2–4) в хидротермалния

флуид, подобно на други високосулфидизирани Cu-Au находища.

На този етап от изследването може да се предположи, че присъствието на F-

съдържащи минерали, като зуниит в хидротермално изменените скали, преобладаването

на магматичен флуид в системата и отношението H2S/SO4>1 в хидротермалния флуид, са

най-малко три от условията, които са необходими, но недостатъчни за развитието на

минерализиращата система от високосулфидизиран тип.

Наличието на магмено-хидротермален алунит и APS минерали в системата

категорично показва, че измененията са кисело-сулфатен, а не кисело-хлориден тип.

Комбинираните минераложки и изотопни данни помогнаха да се определи

температурата на образуване в интензивно аргилизитовата зона в рамките от ~200–250ºС

и рН интервал от 3–5 в плитките части на системата до >300ºС и рН <3 в дълбочина.

Изключение правят участъците на масивна силицификация (“vuggy silica” и “massive

silica”) във високите нива на находище Челопеч, където за рН интервала се приемат

крайно ниски стойности. Основната рудна минерализация в находището е развита главно

сред фреатомагматични брекчи, субвулкански тела с андезитова текстура и състав,

вулкански туфи и асоцииращи с тях седиментни скали.

Морфологията на рудните тела в находище Челопеч е резултат от заместване на

скални обеми или от отлагане в отворени пространства. При проникване на

минерализиращият разтвор сред проницаеми седиментни скали или вулкански туфи се

образуват главно масивни, пластообразни, лещообразни и впръснат тип орудявания с

текстури на заместване, докато в зоните на напукване и разломяване се образуват

основно щокверкови и жилни рудни тела.

Рудообразуването в находището започва с отлагането на масивен и впръснат пирит,

образуван в рамките на най-ранния Fe-сулфиден стадий. Едновременно с този стадий се

формират и основните хидротермални изменения във вместващите скали. Развитието на

хидротермалната система продължава с отлагането на три последователни парагенези,

образувани в рамките на Cu-As-сулфиден стадий: (1) енаргит-лузонит-борнитова, (2)

тенантит-халкопиритова и (3) барит-енаргитова.

Характерна особеност в находището е привързаноста на ранната масивно-сулфидна и

впръсната минерализация към вулканските туфи и седиментните пластове, докато

щокверковите и жилни тела се установявят главно сред фреатомагматичните и

хидротермални брекчи и субвулканските андезитови тела.

Изчислените отношения 87Sr/86Sr в барита отразяват или силно взаимодействие на

магматичните минерализиращи флуиди с вместващите скали, или рудообразуващите

хидротермални флуиди са генерирани от магматични интрузии, преработили материал от

фундамента.

Изотопният състав на оловото (206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb) в различните стадии на

минералообразуване в находището, има подобни характеристики, което показва, че

рудообразуването е резултат от една единна хидротермална система без налагане на

етапи с различен характер.

Серният изотопен състав в сулфидите и енаргита остава постоянен между първия Fe-

сулфиден и последващия Cu-As-сулфиден стадий. Данните за δ34S в находище Челопеч

не се съвместяват с типичните за VHMS обстановка и затова считаме подобен модел за

малко вероятен.

48

Минералният състав на орудяванията и хидротермалните изменения, латералната и

вертикална зоналност и изотопните характеристики в алунит, барит, различни сулфиди и

енаргит показват, че находище Челопеч притежава типични характеристики за

високосулфидизираните епитермални находища.

Авторски приноси

По-съществените приноси в настоящия дисертационнен труд могат да бъдат

обобщени по следния начин:

1. Метасоматичната латерална и вертикална зоналност на находище Челопеч се

оформя от три главни зони на хидротермална промяна (пропилитова, кварц-серицитова и

интензивно аргилизитова), които са продукт на единен хидротермален процес.

Определени са площното им разпределение, структурната им привързаност, минералният

им състав и връзката им с орудяването.

2. Предложена е нова схема на рудообразувателния процес, в който стадиите на

минералообразуване (Fe-сулфиден и Cu-As-сулфиден) са продукт на една единна

хидротермална система без налагане на етапи с различен характер, с което се изключва

вероятността за VHMS обстановка в ранните етапи на рудообразуване в находището.

3. Доказани и характеризирани са минерали като пирофилит, зуниит, алунит и APS

минерали, които заедно с енаргит и тенантит, са типоморфни за високосулфидизираните

находища. Стабилните изотопи в алунита (S, H, O) показват доминиращото участие на

магматичен флуид в хидротермалната система, но с важно участие на метеорни води.

Установен е магмено-хидротермалният произход на алунита. Присъствието на

гореспоменатите минерали определя измененията в находището като интензивно

аргилизитови (кисело-сулфатен тип) с наличие на F в системата.

4. Обогатена е минералогията на находището с нови за него видове – вудхаузеит,

флоренсит-(Ce,La,Nd) и крандалит (нов минерал за България) от групата на APS

минералите. Тези минерали, заедно с алунита, контролират геохимичното поведение на

редица химични елементи в зоните на интензивна аргилизация като K, Na, Ca, Sr, Ba, P,

La, Ce и Nd и в този смисъл могат да бъдат използвани като геохимичен индикатор при

търсене на интензивно аргилизитови изменения в скалите.

5. Разграничени са няколко групи химични елементи според мобилността и

разпределението им по време на хидротермалните процеси във вулканските скали.

Поведението на елементите е обвързано с разтварянето и образуването на нови минерали,

които ги концентрират. Подчертават се характерни особености при преразпределението

на Sr в процесите на хидротермални изменения, като се потвърждават наблюденията на

Хиков (2013) за поведението на този елемент и т.нар. от него „стронциев критерий“ за

разграничаване на интензивно аргилизитови изменения.

6. Температурата на образуване в интензивно аргилизитовата зона е определена в

рамките от ~200–250ºС и рН интервал от 3–5 в плитките части на системата и ≥300ºС и

рН ≤3 в дълбочина. Изключение правят участъците на масивна силицификация (“vuggy

silica” и “massive silica”) във високите нива на находището, където за рН интервала се

приемат крайно ниски стойности. Тези стойности на Т и рН, заедно с характерната

проява на хидротермални изменения, позволяват да се определи генезиса на находището

като типично епитермален високосулфидизиран тип.

7. Присъствието на F-съдържащи минерали, като зуниит в хидротермалните

изменения, преобладаването на магматичен флуид в системата и отношението H2S/SO4>1

в хидротермалния разтвор са три съществени условия, необходими за развитието на

рудоносна система, които са валидни и за находище Челопеч.

49

Благодарности

Голяма част от това изследване е осъществено благодарение на участие в няколко

значими проекта: изследователска програма ABCD-GEODE (Alpine-Balkan-Carpathian-

Dinaride, Geodynamic of Ore Deposits), подкрепена от Европейската научна фондация и

Швейцарската национална научна фондация; изследователски проекти между BRGM,

Орлеан, Франция и Геологическия институт, БАН, София и проект Rila 06268 PM; проект

„Елементи-следи и изотопни изследвания на скали, почви, минерали, въглища, води и

археологични материали чрез използване на Лазерна аблация и масспектрометрия в

индуктивно свързана плазма (LA-ICP-MS)” – Фонд „Научни изследвания“.

Бих искала да изкажа искрената си благодарност към научните си ръководители.

Признателността ми е насочена към ст. н.с. II ст. д-р Румен Петрунов, благодарение на

когото това изследване положи своето начало и придоби основната си насока с редица

лабораторни изследвания, теренни наблюдения и полезни дискусии. Благодаря и на

настоящия си научен ръководител доц. д-р Томас Керестеджиян за съдействието при

извършване на някои анализи, за полезните съвети и консултации, както и за

препоръките и напътствията при изготвянето на настоящата работа.

Изключително благодарна съм на проф. дгн Ангел Кунов за вниманието и

всеотдайната помощ, за многобройните дискусии, за предадените опит и знания в

сферата на околорудните изменения и не на последно място, за критичния поглед към

моята работа.

Изказвам своята признателност към д-р Робърт Мориц от Университета в Женева

(Швейцария) и д-р Катрин Льоруж от BRGM (Орлеан, Франция), благодарение на които

бяха извършени редица лабораторни изследвания. Благодаря и на д-р Изабел Шамбфорт

за съвместната работа на терена и полезните дискусии.

Изказвам специални благодарности на проф. д-р Ирена Пейчева и гл.ас. д-р Елица

Стефанова, с помощта на които бяха извършени LA-ICP-MS анализи в Геологическия

институт при БАН.

Благодаря на гл. ас. д-р Атанас Хиков за съвместната работа върху геохимичните

интерпретации и за полезните обсъждания и дискусии.

Благодаря на Надежда Велинова за съвместната работа, съдействието и също така за

предоставените образци от находището.

Задължена съм на геоложкия отдел в находище Челопеч в лицето на д-р Александър

Аризанов и Пламен Дойчев за отзивчивостта и съдействието при посещенията в рудника

и събирането на образци.

Благодаря на колегите си от секция „Минералогия и минерални ресурси“ доц. д-р

Радостина Атанасова и доц. д-р Росица Василева за полезните дискусии, съвети и

насърчаването по време на работата ми.

Искам да благодаря на ръководството на Геологическия институт „Страшимир

Димитров“ при БАН за предоставената ми възможност и осигуряването на благоприятни

условия за научно-изследователска работа.

Списък на публикациите (статии и резюмета) по темата на дисертационния труд

Simova, S., N. Velinova, R. Petrunov, I. Velinov, R. Moritz, I. Chambefort. 2001. Svanbergite-

woodhouseite in alteration assamblages of the Chelopech enargite-gold deposit,

Bulgaria: spatial and temporal development and preliminary genetic considerations. –

Romanian J. Mineral Deposits, 79, suppl. 2, Abstracts volume, ABCD–GEODE 2001

Workshop, Vata Bai, Romania, 95-96.

Georgieva, S., R. Petrunov, R. Moritz, I. Chambefort, S. Jacquat. 2002. Hydrothermal ateration

assemblage of the Au-Cu Chelopech deposit, spatial and temporal development. – In:

Moritz, R., A. von Quadt, (eds.), Abstract volume, GEODE workshop on the

Srednegorie zone. Sofia, Bulgaria, April 20-21 2002, p. 5.

Georgieva, S., Velinova, N., Petrunov, R., Moritz, R., Chambefort, I. 2002. Aluminium

phosphate-sulphate minerals in the Chelopech Cu-Au deposit: spatial development,

chemistry and genetic significance. – Geochim., Mineral., Petrol, 39, 39-53.

Georgieva, S., R. Petrunov, R. Moritz, I. Chambefort. 2003. Hydrothermal alteration processes

in the Chelopech Cu-Au deposit. – In: Geodynamics and Ore Deposits Evolution of the

Alpine-Balkan-Carpathian-Dinaride province. ABCD-GEODE 2003 Workshop,

Seggauberg, Austria.

Lerouge, C., C. Flehoc, A. Kunov, A. Hikov, S. Georgieva, J.-L. Escuyer, R. Petrunov, N.

Velinova. 2004. Stable isotope study and origin of alunite from advanced argillic

alteration systems in Bulgaria. – In: Proceedings of Bulgarian Geological Society,

Annual Scientific Conference "Geology 2004", 16-17.12.2004, Sofia, Bulgaria, 45-47.

Georgieva, S., A. Hikov, E. Stefanova. 2012. Mobility of major and trace elements during

hydrothermal alteration of volcanic rocks from the Chelopech high-sulphidation

epithermal Cu-Au deposit, Central Srednogorie, Bulgaria. – In: Proceeding of National

Scientific Conference “Geosciences 2012”. Sofia, BGS, 47-48.