Рудно-магматические системы скарново-шеелит-сульфидных месторождений востока россии

Минеральные типы метасоматических пород. Все породы на месторождении сильно изменены в результате последовательно сменяющих друг друга во времени процессов (этапов) ороговикования, скарнирования и оруденения (Гвоздев, 2004).

Кварц-полевошпатовые жилы имеют небольшую мощность, редко превышающую 3-4 см. Их состав изменяется от существенно кварцевого до полевошпатового (более 90% плагиоклаза); в небольшом количестве (до 10%) присутствуют апатит, шеелит и арсенопирит; еще реже - карбонат, турмалин, пирротин, флюорит, висмутин и др. Шеелит и апатит совместно с плагиоклазами образуют идиоморфные кристаллы размером до 0.3 см в зальбандах жил. Редко встречаются кристаллы шеелита размером более 1 см. Количество сульфидных минералов в жилах обычно не превышает 1-3%. Их основные концентрации сосредоточены в околожильных метасоматитах (до 30%). Структуры взаимоотношения минералов, наблюдаемые в прожилках, типичны для гидротермальных образований.

Эпидотовые околожильные метасоматиты широко распространены в местах пересечения гранатовых и пироксен-гранатовых скарнов кварц-полевошпатовыми жилами Обычно в них преобладает кварц (до 70%); эпидот (до 10-15%, замещает гранаты) и плагиоклазы (часто замещены серицитом, хлоритом, карбонатом и пренитом). Количество шеелита, апатита и флюорита не превышает 1-3%; среди сульфидов (до 15%) присутствуют арсенопирит, пирротин, пирит, реже сфалерит и халькопирит.

Турмалиновые околожильные метасоматиты имеют подчиненное распространение и наблюдаются только в местах пересечения кварц-полевошпатовыми жилами роговиков. По минеральному составу эти метасоматиты отличаются от роговиков присутствием в них турмалина (до 5%) и сульфидов (до 30%): арсенопирита и пирротина. Арсенопирит образует идиоморфные метакристаллы (до 1-2 мм) и пространственно тяготеет к контактам прожилков. В таких участках пород биотит и амфибол часто замещаются хлоритом, а плагиоклазы - серицитизированы.

Амфиболовые околожильные метасоматиты по минеральному составу похожи на амфибол-плагиоклазовые околоскарновые породы, но отличаются от них присутствием значительного количества (до 30%) сульфидов (пирротина, реже халькопирита, сфалерита и др.) и кварца (до 50%). Здесь плагиоклазы серицитизированы на 50-70%. Существенно амфиболовые (до 90% амфибола) разности метасоматитов имеют более крупнозернистое строение (0.7-1.8 мм) и образуются по габбро. В таких участках часто присутствуют апатит и кварц, а амфибол иногда образует пойкилитовую вкрапленность в плагиоклазе. Похожие по минеральному составу породы формируются и по пироксеновым скарнам среди карбонатно-кремнистых пород, но сульфиды для таких участков мало характерны.

Типоморные особенности минералов. Наиболее информативными при сравнении метасоматитов и руд месторождения Скрытого с эталонными объектами оказались пироксен, гранат и минералы висмута. (Гвоздев и др., 2004; 2005). Установлено, что химический состав пироксенов и гранатов месторождения Скрытое близок к составу этих минералов из ассоциаций ранних (безрудных) скарнов месторождений Восток-2 и Лермонтовского, а главные попутные компоненты в рудах - висмут, медь, свинец, золото.

Висмутовая минерализация. По минеральному составу и взаимоотношениям минералов можно выделить три парагенетические ассоциации висмутовых минералов: 1 - сульфосольно-сульфидную, 2 - сульфотеллуридно-сульфидную и 3 - сульфидно-висмутовую (Гвоздев, 2005). В составе первой ассоциации преобладает висмутсодержащий галенит, менее распространены серебро-свинцово-висмутовые сульфосоли лиллианит-густавитовой серии; крайне редко встречается самородный висмут. Наблюдается следующая последовательность кристаллизации минералов: Bi+Ag-галенит  Pb-Bi-Ag сульфосоли самородный висмут. Главный минерал второй ассоциации - сурьмасодержащий висмутин, а сульфотеллуриды висмута, икунолит и самородный висмут имеют подчиненное распространение. В составе третьей ассоциации преобладает самородный висмут; в небольшом количестве присутствуют сульфотеллуриды висмута, икунолит и висмутин. В двух последних ассоциациях наблюдается одинаковая последовательность кристаллизации минералов: висмутин  жозеит-А (или Se-жозеит-А)  икунолит  самородный висмут.

Обращают на себя внимание взаимоотношения выделенных ассоциаций и типоморфные признаки входящих в них минералов. Так, сульфотеллуридно-сульфидная и сульфидно-висмутовая ассоциации наблюдается в кварцевых прожилках с полевым шпатом, апатитом и шеелитом, пространственно тяготея к скоплениям сульфидных минералов, преимущественно арсенопириту. В висмутине сульфотеллуридно-сульфидной ассоциации отмечаются максимальные (до 1,37 мас.%) концентрации сурьмы, а в сульфотеллуридах – низкие свинца и селена, соответственно до 0,3 и 0,1 мас.%. По составу и типоморфными признаками минералов похожие парагенетические ассоциации наблюдались на верхних горизонтах или периферии рудных тел скарново-шеелит-сульфидных месторождений Агылки (Якутия) и Восток-2 (Приморский край) (Гвоздев, 2002; Гвоздев и др., 2004).

Таким образом, по геологическим и минералого-петрографическим признакам скарнов и околожильных метасоматитов, в совокупности с данными по висмутовой минерализации в рудах, месторождение Скрытое следует относить к группе объектов скарново-шеелитовой формации уже известных на территории Приморского края (Восток-2, Лермонтовское), а по запасам вольфрама – к группе средних (до 50 тыс. тонн WO₃). По морфологии рудных тел и распространению шеелит-сульфидной минерализации за пределы горизонтов скарнированных карбонатно-кремнистых пород, оно более близко к месторождениям с оруденением штокверкового типа, до настоящего времени не известных на территории Приморья. По аналогии с предлагаемой генетической моделью вольфрамоносной РМС и моделями рудно-магматических систем оловорудных месторождений, не следует исключать и возможность присутствия на глубоких горизонтах месторождения (в контакте с интрузивным телом) скарновых и грейзеновых рудных тел с шеелитовой минерализацией. Наиболее благоприятными для их обнаружения являются прожилковые зоны, где висмутовые минералы содержат вовышенные концентрации сурьмы.

На основании выполненных по диссертационной работе исследований можно сделать следующие выводы:

Рудогенерирующие штоки и дайки РМС эталонных месторождений (Лермонтовского, Восток-2 и Агылки) имеют глубинный источник продуцирующих их расплавов, в формировании которого заметное участие принимал сиалический, коровый материал. Штоки вольфрамоносных магматических пород однотипных по генезису и минерализации месторождений характеризуются одинаковым, узким диапазоном вариаций основных петрохимических и изотопных характеристик в пределах выделяемых комплексов, а так же одинаковыми эволюционными петрохимическими трендами на диаграмме Л.С.Бородина (1987), ориентированными в направлении увеличения общей щелочности и калиевости пород, отражающими степень обогащения (ассимиляции) первичных расплавов коровой составляющей в очагах нижнего яруса РМС. По расчетам Р.Ш Крымского с соавторами (1998) для штока Центрального (Востоковская РМС) объем коровой составляющей более 50%. Косвенно на это указывает обогащение шеелитов всех изученных месторождений легким изотопом кислорода (δ¹⁸О = +6,3‰), что характерно для шеелитов из руд месторождений РМС «короваого» типа Балтийского щита.

Локальные рудно-магматические системы (РМС) скарново-щеелит-сульфидных месторождений ДВ региона на магматическом этапе эволюции характеризуются восстановительными условиями формирования на уровне кварц-фаялит-магнетитового буфера и ниже. Разные петрохимические типы магматических пород различаются по изотопному составу кислорода и водорода слагающих их минералов: гранитоиды I-S-типа имеют значения параметров δD и δ¹⁸О ранней фазы (Дальнинский массив) наиболее близкие к породам, содержащим магматическую Н₂О, в то время как параметры гранитоидов S-типа (Шивкинский массив и рудогенерирующих штоков типовых месторождений) – незначительно смещены по δD в область пород, имеющих метаморфическую Н₂О, а по δ¹⁸О - в область магматических пород «переходного» типа, что может свидетельствовать об эволюции первичных расплавов на разных участках коры ниже температурного уровня кристаллизации пород.

Магматические породы рудогенерирующих штоков, продуцирующих однотипное вольфрамовое оруденение, обогащены кристалло-флюидными и газово-жидкими (с твердыми фазами) включениями, которые практически отсутствуют в породах ранних безрудных массивов.

Установлена закономерная эволюции типов включений, их количества и солевого состава в направлении массив – рудогенерирующий шток – шеелитовая руда: 1 - присутствие в массивах и рудогенерирующих штоках гранитоидов минеральных и расплавных включений, причем, количество расплавных включений заметно больше в магматических породах I-S-типа крупных массивов; 2 – гранитоиды рудогенерирующих штоков обогащены кристалло-флюидными и газово-жидкими (с твердыми фазами) включениями, которые практически отсутствуют в породах ранних безрудных массивов; 3 – максимальное количество жидко-газовых и газовых включений сосредоточено в рудогенерирующих штоках и кварцево-шеелитовых рудах (в 2-3 раза превышающее их количество в гранитоидах крупных массивов); 4 – все магматические породы характеризуются одинаковым солевым составом включений (карбонатов, хлоридов кальция, натрия и калия); хлориды магния появляются только во включениях пород близких по кислотно-щелочным характеристикам к гранодиоритам; хлоридами кальция наиболее обогащены включения гранитоидов I-Sтипа.

Закономерная эволюция вариаций изотопов кислорода и углерода в процессе минералообразования (в направлении от пород, преобразованных процессом контактового метаморфизма, к скарнам и шеелитовым рудам, до пострудных прожилков) обусловлена главным образом температурой и степенью участия гидротермальных глубинных флюидов.

Основным сопутствующим элементом всех эталонных вольфрамоносных РМС является медь. Наиболее меденосны РМС с магматическими породами «переходного» (I-S) корово-мантийного типа, что сближает их с РМС, продуцирующими касситерит-силикатно-сульфидное оруденение.

На всех эталонных месторождениях сопутствующая минерализация имеет одинаковый Ag-Pb-Sb-Bi элементный состав. Основные концентрации сопутствующих элементов в рудах месторождений связаны с сульфидной минерализацией, которая с разной интенсивностью проявлена в заключительные периоды всех продуктивных на вольфрам стадий минерализации (скарнов, полевошпатовых метасоматитов, биотитовых, мусковитовых грейзенов, сульфидных руд).

Ассоциации сопутствующих элементов характеризуют разные типы метасоматических пород, а входящие в их состав минералы имеют разные типоморфные признаки. Разные стадии формирования руд имеют разный элементный состав, зависящий от степени «открытости-закрытости» системы в процессе ее формирования. В «закрытых» системах Pb-Bi-Ag и Pb-Sb-Ag ассоциации минералов разорваны во времени: первая - характеризует стадии продуктивные на вольфрамовую, а вторая (поздняя, наложенная и значительно обогащена оловом - станнин) – на полиметаллическую минерализации. В «открытых» системах Pb-Bi-Ag ассоциация наблюдалась только в скарнах «среднего» периода и полевошпатовых метасоматитах (с молибденитом), а Pb- Sb- Bi ассоциации минералов – в грейзенах и сопряженных с ними пропилитах (с арсенопиритом). Свинцово-сурьмяно-висмутовая минерализация часто выходит за пределы скарновых-рудных тел и более типична для месторождений с размахом оруденения более 500 метров (Восток-2). Минералогическая зональность в направлении от центра рудного тела к периферии (сульфосоли типа кобеллита – висмутового джемсонита - Sb-висмутина - самородных сурьмы, висмута и низкопробного золота), установленная на месторождении Восток-2, может быть использована в качестве дополнительного критерия оценки уровня эрозионного среза рудного тела или его удаленности от «рудоподводящего» канала.

По комплексу признаков, предложенных М.Т.Энауди и др., (1984) и Р.Дж.Ньюберри (1991) для продуктивных магматических пород (восстановленная, ильменитовая серия) и постмагматических метасоматитов (парагенезисы гроссуляра с геденбергитом в скарнах; преобладание в сульфидных рудах пирротина), рудно-магматические системы изученных скарново-шеелит-сульфидных месторождений относятся к «восстановленному» типу.

Типоморфным признаком скарнов изученных локальных РМС эталонных месторождений являются: 1 – отсутствие магнезиальных скарнов (по сравнению с однотипными месторождениями Средней Азии и др. регионов); 2 - периодичность (двух-, трехэтапность во времени) скарнового процесса. На всех типовых РМС скарны «раннего» и «среднего» периодов – ассоциируют с вольфрамовой, а «позднего» - с полиметаллической минерализацией. Скарны разных периодов имеют разный минеральный состав, Р-Т параметры и интенсивность проявления шеелит-сульфидной минерализации. Промышленные концентрации вольфрама установлены только в пироксеновых (геденбергит), реже пироксен-гранатовых (Кр – более 9) скарнах «среднего» периода. В «ранних» скарнах (гроссуляр, везувиан, диопсид-ферросалит, волластонит) содержания WO₃ не превышающие 0,1 мас.%. «Поздние» скарны имеют Кр менее единицы, что является типоморфным признаком скарнов месторождений с полиметаллическим оруденением.

Скарны всех месторождений формировались при участии хлоридных растворов и, судя по парагенезису пироксена с плагиоклазом, относятся к фации нормальной (Na-K) щелочности. Формирование скарнов раннего периода происходило при повышенной активности в растворах Al, Mg, летучих F, OH, на что указывает присутствие в них гроссуляра, гидрогроссуляра, диопсида, фтор-апатита, сфена и др. Скарны среднего периода кристаллизовались при повышенной активности Fe, на фоне увеличивающейся роли в растворах СО₂, F (флюорит) и серы, в восстановительной среде (присутствие пирротина), в температурном интервале 450-320^оС. Соотношение объемов высоко- и низкотемпературных ассоциаций в скарнах, позволяет рассматривать месторождения Лермонтовское, Восток-2 и Агылки как эволюционный ряд скарновых месторождений разных температурных фаций.

Типоморфным признаком изученных локальных РМС является присутствие в них высокопродуктивных (более 5 мас.% WO₃) полевошпатовых (апатит-плагиоклаз-шеелит-кварцевые) метасоматитов. Они наиболее характерны для систем, расплавы которых максимально обогащены коровой составляющей (S-тип, месторождение Лермонтовское) и менее – для систем с расплавами I-S типа (Агылки).

Типоморфными признакоми грейзенов являются: максимальные концентрации шеелита и повышенные - минералов мышьяка, меди, висмута и олова.

В генетических моделях вольфрамовых РМС выделяется два разнотемпературных уровня (яруса): нижний (включает «зону генерации» и «зону анатексиса, ассимиляции» магматических расплавов с температурой более 500⁰С) и верхний (зона «переноса» и зона «кристаллизации» расплавов с температурой менее 500⁰С). Ярусы характеризуются разными свойствами, отражая элементы магматизма и минерализации (эндогенной зональности) локальных РМС разных порядков.

Нижний ярус является источником первичных магматических расплавов, которые после обогащения коровой составляющей в зоне «ассимиляции» («анатексиса») и последующего перемещения их в зону «кристаллизации» продуцируют вольфрамовое (и сопутствующее) оруденение. Магматические очаги этого яруса на глубине определяют металлогеническую специализацию и параметры локальных РМС I (рудный район) и II (рудный узел) порядка на поверхности. Верхний ярус является определяющим в формировании месторождений и рудных тел (локальные РМС III порядка), обуславливая особенности эволюции расплавов по «камерной» модели. Здесь масштабность оруденения (минерализации) зависит: 1 – от петрохимического типа (I- и S-) и объема расплава (массив, шток, дайки), формирующего магматическую колонну, продуцирующую рудогенерирующие флюиды; 2 – от степени «открытости» системы (связи ее с глубинным источником); 3 – от интенсивности постмагматических процессов и их совмещенности в одних и тех же структурах. Необходимым условием формирования расплавов продуцирующих вольфрамовое оруденение является их обогащение коровой составляющей в нижнем (зона ассимиляции, анатексиса) ярусе РМС.

ОСНОВНЫЕ ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ.

Гвоздев В.И., Степанов Г.Н, Романенко И.М. Минеральные ассоциации теллуридов на одном скарново-шеелитовом месторождении севера Приморья // Тихоокеанская геология. 1982. № 5. С. 113-116.