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

126±8 млн. лет; кварцево-шеелитовые руды: 0,70888-0,70898; 122,7-122,9 млн. лет соответственно; Хетчиков, Пахомова, Гвоздев и др., 1998) магматические расплавы и рудогенерирующие флюиды Лермонтовской РМС имели единый источник, а в их формировании заметное участие принимал сиалический, коровый материал. Это могли быть кристаллические сланцы Ханкайского массива, блоки которых предполагаются по данным геофизических исследований в западной части района (Петришевский, 1984) или осадочные комплексы аккреционной призмы, имеющие гранодиорит-гранитный состав (Волохин и др., 1983). И те и другие могут быть основным поставщиком вольфрама в расплавы. В отдельных горизонтах фундамента его количество в несколько раз превышает кларковые значения: татьяновская свита - 3,7 г/т; рудоносная свита - 8 г/т (Левашев и др., 1971; Говоров, 1977).

На графиках нормированного распределения редкоземельных элементов (рис. 5-А) породы штока месторождения имею слабо выраженный европиевый минимум (Левашев, 1991). На диаграммах K/Rb – Rb Sr-Rb/Sr гранитоиды Шивкинского массива и штока Лермонтовского месторождения занимают область состава пород, имеющих «мантийно-коровую» (III) или «мантийную» (I) природу очагов (Коваленко и др., 1989), глубина зарождения которых порядка 30 км (Гвоздев, 2006; рис. 5-Б).




2.1.2. Район месторождения Восток-2.

Магматические породы Востоковской РМС представлены раннемеловыми

гранитоидами Дальнинского комплекса (Татибинская серия), с которыми предполагается

генетическая или парагенетическая связь промышленных месторождений вольфрама, олова и других металлов (Степанов, 1977; Руб и др., 1982). Породы комплекса по возрасту и составу разделяются на две группы. К первой - отнесены диориты (преобладают), монцодиориты Дальнинского массива (128 ± 16 млн. лет; I_oSr = 0,70474 Rb/Sr) и гранодиориты (преобладают), плагиограниты Центрального штока (111-112± 4 млн. лет; I_oSr = 0,70675; Rb/Sr); ко второй - биотитовые порфировидные (преобладают) и лейкократовые граниты Бисерского массива (98 ± 15 млн. лет; I_oSr = 0,7048; Rb/Sr), шток ключа Хвойного и др. (табл. 1; Герасимов и др., 1994; Хетчиков, Пахомова, Гвоздев и др., 1991; 1994; 1996).

Породы первой группы характеризуется преобладанием плагиоклазов над калиевым полевым шпатом, широким распространением темноцветных минералов - биотита, роговой обманки, иногда пироксена. Среди акцессорных минералов присутствуют апатит, циркон, шеелит, ильменит, а также - рутил, сфен, монацит, ортит. Для гранодиоритов штока Центрального характерны наиболее высокие содержания апатита от 48 до 3000 г/т (Крымский и др.,1998). По данным М.Г.Руб с соавторами (1982), породы комплекса содержат повышенные количества хрома, никеля, кобальта, ванадия, а диаграммах редкоземельных элементов имеют слабо выраженный европиевый минимум.

Породы второй группы характеризуются преобладанием калиевого полевого шпата над плагиоклазом, а из темноцветных минералов присутствует только биотит (роговая обманка крайне редка в краевых фациях); набор акцессорных минералов – такой же, как и в породах первой группы, но шеелит мало характерен и часто встречается турмалин. По данным М.Г.Руб с соавторами (1982) в породах отсутствуют примеси кобальта, а концентрации элементов группы железа - более низкие, но отмечаются повышенные содержания бария (до 645-807 г/т; по сравнению с гранодиоритами Центрального штока -452-515 г/т). На кривых нормированного распределения в породах редкоземельных элементов наблюдается хорошо выраженный европиевый минимум (Левашев Г.Б., 1991).

По петрохимическим характеристикам породы обеих групп относятся к известково-щелочной серии (Степанов, 1977; Руб и др., 1982; Левашев, 1991; рис. 3) и на петрохимических, K/Rb – Rb и Sr-Rb/Sr диаграммах точки состава занимают область пород гранитов I-, I-S-типов), глубина зарождения которых порядка 20-30 км (рис. 4; 5). Обращает внимание тот факт, что породы Дальниского и Бисерного массивов имеют близкие значения параметра I_oSr соответственно равные 0,7047 и 0,7048, что может свидетельствовать об их едином «корово-мантийном» источнике расплавов (Крымский и др., 1998; Хетчиков, Пахомова, Гвоздев и др., 1999; Гвоздев, 2006). В то же время, породы штока Центрального имеют значение параметра I_oSr равное 0,70675 (Герасимов и др., 1994; Крымский и др., 1998; Хетчиков и др., 1999), близкое к значениям, полученным для кварцево-шеелитовых руд (I_oSr = 0,7078-0.70816; возраст - 101-102 млн. лет; Крымский и др., 1998; Хетчиков и др., 1999), что указывает на участие в эволюции расплавов и рудогенерирующих флюидов Востоковской РМС внутрикорового промежуточного магматического очага, продуцирующего вольфрамовое оруденение. Это согласуется с результатами исследований изотопных (Rb-Sr; Sm-Nd) систем гранитоидов, выполненными Р.Ш.Крымским с соавторами (1998): Дальнинский массив имеет _Nd равное +0,04, что по Г.А.Зиндлеру (Zindler, Hart, 1986) соответствует расплавам с промежуточными параметрами между континентальной корой и деплетированной мантией, составляющей 70-80% объема; значения _Nd для штока Центрального варьируют от –3,1 до –5,0, что по расчетам соответствует 50% мантийной составляющей. Такая же закономерность прослеживается и в изотопном составе кислорода гранитоидов разных массивов: δ¹⁸О кварца из биотитовых гранитов Дальнинского массива колеблется в пределах 7,9-9,5‰; Бисерного массива - 11.0-11.3‰; гранодиоритов Центрального штока - от 12.4 до 13.4‰.

Обращает внимание время кристаллизации гранитоидов «рудоносного» Центрального штока. Оно не совпадает со временем локализации гранитоидных пород крупных, практически безрудных в отношении вольфрама Дальнинского и Бисерного массивов, где две главные интрузивные фазы разделены между собой отрезком времени в 30 млн. лет. В

то же время, эти данные согласуются с современными представлениями о геологической истории развития Сихотэ-Алиня в режиме трансформной окраины, а именно, гранитоиды Дальнинского комплекса считаются образованиями, приуроченными к Самаркинскому террейну, интенсивная коллизия которого происходила в готерив-барремское, а затем возобновилась в апт-альбское время (Кемкин и др., 1992; Ханчук, 1993; Голозубов, 2006).

Магматические породы Агылкинской РМС менее изучены. Они представлены дайками и слабо эродированными штоками гранитоидов, которые по данным Б.Л. Флерова с соавторами (1974) имеют K/Ar возраст 143-145 и 125-130 млн. лет соответственно, что позволяет рассматривать эти образования как разные этапы развития региона. С дайковым комплексом (диориты, тоналиты, гранодиориты) пространственно ассоциирует шеелит-сульфидная (месторождение Агылки), а со штоками (гранодиориты, граниты) - турмалин-касситерит-сульфидная (месторождения Эрикаг, Сосукчан, Джуптаган) минерализация.

По петрохимическим характеристикам (Флеров и др., 1974; данные автора табл. 1) гранитоиды относятся к породам умеренной щелочности известково-щелочной серии, а точки их составов на петрохимических диаграммах занимают поля, близкие к полям пород I-S-типа (рис. 3-4). Обращает внимание, что в гранитоидах штоков с бор-оловянной специализацией (Эрикагский, Сосукчанский) калий преобладает над натрием, а в дайках месторождения Агылки (вольфрамовая специализация) отмечается обратное отношение этих компонентов. Дайки месторождения Агылки по соотношению суммы щелочей и кремнезема более близки к породам рудовмещающего штока месторождения Восток-2, что позволяет предположить корово-мантийную природу продуцирующего их «субстрата».

2.2. Типоморфизм породообразующих и акцессорных минералов магматических пород.

Среди породообразующих и акцессорных минералов наиболее информативные биотит, менее - апатит, гранат и магнетит.

Биотиты штока Центрального (месторождение Восток-2) на верхних горизонтах имеют глиноземистость (l₀=21-24%) близкую к биотитам Лермонтовского месторождения, а на нижних - их состав (l₀=19-21%) более близок к составу биотитов из пород Дальнинского массива (рис. 6). Расчеты температур кристаллизации магматических пород (по Трошину и др., 1981) показали, что наиболее высокотемпературные - гранодиориты Дальнинского массива (от 750 до 900⁰С); близки гранодиориты Центрального штока и краевых фаций Бисерного массива (780-880⁰С); наиболее низкотемпературные - порфировые граниты центральной части Бисерного массива (600⁰С и менее).

Биотиты интрузивных пород Агылкинской РМС имеют глиноземистость (l₀=20-21 %), близкую к значениям для биотитов из гранитоидов глубоких горизонтов месторождения Восток-2 (Степанов, 1977; Степанов, Иванов, 1978; Гвоздев, 1984). Расчеты температур кристаллизации магматических пород показали их закономерное снижение в направлении от относительно более ранних фаз (дайки месторождения с вольфрамовой минерализацией - 798-849⁰С) к поздним (штоки с оловянной минерализацией - 793-825⁰С), при узком диапазоне вариаций калиевой щелочности.

В целом, биотиты рудогенерирующих штоков близки по составу к биотитам молибден-вольфрамовой формации (по Апельцину и др., 1980), а на диаграммах оценки окислительного состояния (рис. 7А) попадают в поле перекрытия параметров РМС с Au-Mo и Sn минерализацией (Налетов, 1981; Трошин и др., 1983; Гоневчук, 2002). Следует отметить, что на всех месторождениях состав биотита из роговиков контактового ореола очень близок к биотиту магматических пород (Гвоздев, 2001).

шеелитовых руд: фтор-апатит с содержаниями фтора до 3,96 мас.% - на Лермонтовском месторождении, до 2,72 мас.% - на Востоке-2 и до 2.02 мас.% - на Агылках. Во всех апатитах отмечаются повышенные содержания вольфрама. Установлено, что на Востоковской РМС его количество закономерно возрастает от 80-90 г/т в апатитах из гранитоидов до 150-400 г/т в апатитах из грейзенов и кварцево-шеелитовых руд (Руб и др., 1982; Крымский и др., 1998).

Метасоматические породы и руды типовых месторождений характеризуются одинаковыми типоморфными признаками (стадийность-последовательность минералообразования; минеральный состав продуктивных на вольфрам ассоциаций; элементный состав сопутствующей минерализации; типоморфизм минералов), отражающими эволюцию расплавов в процессе их кристаллизации. Метасоматические породы вольфрамоворудных РМС представлены скарнами, полевошпатовыми метасоматитами, грейзенами с сопутствующей им сульфидной минерализацией.

Скарны изученных месторождений формировались в несколько периодов (стадий): ранний, средний и поздний. Они различаются по минеральному составу и имеют разную рудную специализацию (Гвоздев, 1984; 2000; 2006; Гвоздев и др., 1989).

В ранний период образовались минеральные ассоциации безрудных (менее 0.01% WO₃) скарнов. На месторождениях Лермонтовском и Восток-2 они сложенные преимущественно гранатом (гроссуляр), волластонитом, везувианом и пироксеном (диопсид - ферросалит). В околоскарновых породах, развивающихся по алюмосиликатным породам (роговикам и гранитоидам), кроме пироксена, встречаются амфибол и плагиоклаз. Скарны имеют инфильтрационно-биметасоматическу природу и образуют как моно- и полиминеральные прожилки и зоны (до первых метров) в мраморах (зональность отсутствует), так и тела с зональным строением, возникающие на контакте мраморов с алюмосиликатными породами. Обобщенная метасоматическая колонка имеет следующий вид: алюмосиликатная порода (гранитоид, биотитовый роговик); амфибол-плагиоклазовая околоскарновая порода; пироксен-плагиоклазовая околоскарновая порода; пироксеновый скарн (часто отсутствует); пироксен-гранатовый или гранат-пироксеновый скарн (иногда с везувианом); гранатовый или гранат-везувиан-волластонитовый скарн (пироксен редок); волластонитовый скарн (часто с небольшим количеством граната и пироксена); зона гидротермально измененных мраморов (не всегда хорошо выражена); мрамор.

На месторождении Агылки «ранние» скарны более низкотемпературных фаций (пироксен-гранатовой и преимущественно пироксен-эпидотовой). Обобщенная метасоматическая колонка следующая: алюмосиликатная порода (гранитоид, биотитовый роговик); амфибол-плагиоклазовая околоскарновая порода; пироксен-плагиоклазовая околоскарновая порода (часто отсутствует); эпидотовый, пироксен-эпидотовый (иногда с гранатом) скарн; пироксеновый скарн (часто отсутствует); зона гидротермально измененных мраморов (не всегда хорошо выражена); мрамор.

В целом эти метасоматические колонки отражают эндогенную зональность минеральных ассоциаций скарнов относительно интрузивного контакта или дренирующих (рудоподводящих) структур. По времени формирования «ранние» скарны сближены с образованием роговиков.

Скарны среднего периода пересекают зоны «ранних» скарнов и имеют более простой минеральный состав. На всех рассмотренных месторождениях в них преобладает пироксен – геденбергит; реже встречается гранат. Строение околоскарновых пород, такое же, как и в предыдущем случае. В целом, метасоматические колонки имеют следующий вид: - гранит, гранодиорит, роговик; - амфибол-плагиоклазовая околоскарновая порода (часто отсутствует); - пироксен-плагиоклазовая околоскарновая порода; - пироксен-гранатовый скарн (иногда отсутствует); - пироксеновый скарн (редко с гранатом или эпидотом, флюоритом); - волластонитовый скарн (часто с небольшим количеством граната и пироксена; зона отсутствует в скарнах месторождений Агылки); - зона гидротермально измененных мраморов (не всегда хорошо выражена); - мрамор.

Особенность этих скарнов - близость по времени формирования к рудному этапу минерализации, на что указывает их повышенная вольфрамоносность (более 0.15% WO₃) и постоянную вкрапленность сульфидных минералов (пирротин, халькопирит в сумме до 10-15%; арсенопирит - редок); иногда встречается флюорит. Шеелит-сульфидная (сопутствующая) минерализация наблюдается преимущественно в гнездах кварцевого состава, периферия которых часто сложена мелкими идиоморфными кристаллами геденбергита более поздней генерации, иногда в сростках с плагиоклазом (андезин). В центральных частях гнезд кроме пироксена наблюдаются включения мелких (до 1мм) идиоморфных кристаллов шеелита, апатита и сульфидов; в обрамлении гнезд - сульфидные минералы выполняют интерстиции зерен или по спайности замещают пироксен (амфибол - обычен, но имеет подчиненное распространение).

Скарны позднего периода – мало распространены и наблюдались на Лермонтовском месторождении (зоны, секущие скарново-шеелит-сульфидные руды) и рудопроявлении Тисовом (зоны среди мраморов, контактирующих с гранитоидами Бисерного массива - Востоковская РМС). Они слагают зоны мощностью до 1 метра преимущественно гранат (андрадит до 80%) – пироксенового (геденбергит, до 5%) состава; карбонат и сульфиды в сумме составляют от 5 до 15%. Особенность скарнов - сопутствующая полиметаллическая (пирит, сфалерит, халькопирит и галенит) минерализация.

По данным автора, полевошпатовые метасоматиты занимают в схемах стадийности минералообразования изученных вольфрамовых месторождений промежуточное положение между формированием «средних» скарнов и грейзенов, что соответствует начальному периоду стадии кислотного выщелачивания по Д.С.Коржинскому (1969). Наиболее широко они распространены на Лермонтовском месторождении, менее – на месторождениях Восток-2 и Агылки. Их особенность – пространственная и временная совмещенность с грейзенами, ассоциирующими с кварц-шеелитовой и сульфидной минерализацией.

На Лермонтовском месторождении зоны полевошпатовых пород развиваются по контакту гранитов с пироксеновыми скарнами, замещая и те и другие. Основные минералы: плагиоклаз, апатит, шеелит, сульфиды (пирротин, халькопирит); реже встречаются кварц, слюды (биотит, мусковит), амфибол, эпидот, ортоклаз и др. Обращает на себя внимание текстурный рисунок пород: он такой же, как и у слабо измененных гранитов, но с гнездами (до 1,5 см) шеелита неравномерно распределенными по массе породы. Здесь содержание WO₃ не превышает 1-5%. Центральные части зон полевошпатовых метасоматитов характеризуются «ураганными» содержаниями WO₃ более 10-15%. Взаимоотношения минералов указывают на следующую последовательность их кристаллизации: апатит – плагиоклаз (до № 80-91) – шеелит – сульфиды (с кварцем, мусковитом, реже хлоритом).

В строении метасоматитов иногда наблюдаются элементы минералогической зональности. Типовые разрезы показывают, что на флангах месторождения рудные залежи с полевошпатовыми породами имеют относительно простое, а в центральной – более сложное строение. По минеральному составу выделены зоны: 1- плагиоклазовая (№ 25-38); 2- шеелит-плагиоклазовая (№ 49-59; с апатитом); 3- сульфидно-плагиоклаз-шеелитовая; 4- сульфидно-амфиболовая. Четких контактов между зонами не наблюдается, а их минералогический состав часто зависит от состава пород, по которым они развиваются (1-3 - зоны по гранитоидам; 4 – по пироксеновым скарнам).

Несколько иное строение имеет тело полевошпатовых метасоматитов в центральной части месторождения. Здесь наблюдаются следующие зоны: 1- шеелит-апатит-плагиоклазовая; 2- сульфидно-плагиоклаз-шеелит-биотитовая (биотитовые грейзены); 3- сульфидно-амфиболовая; 4 - сульфидно-амфибол-кварцевая; 5- сульфидно-кварцевая. Первая и вторая зоны развиваются по гранитоидам; третья, четвертая и пятая – по пироксеновым скарнам.

Обращает внимание одинаковый минеральный состав зон с шеелитом, апатитом и плагиоклазом; различие - только в количественном соотношении этих минералов: в центральных частях месторождения зоны полевошпатовых метасоматитов более обогащены апатитом. Это участки, гнезда до 7 мм практически мономинерального состава; шеелит - ксеноморфные вкрапленники и совместно с сульфидами выполняет интерстиции идиоморфных кристаллов апатита; количество сульфидов редко превышает 5%, а содержания WO₃ - не более 1-2%. Похожее строение имеют зоны полевошпатовых метасоматитов на месторождении Восток-2 (эндоконтакт гранитоидов штока Центрального, 560 горизонт). Здесь грейзенизированные гранитоиды штока сменяются зоной плагиоклаз-апатитового (до 50% апатита), далее - шеелит-апатит-плагиоклазового и кварц-шеелитового (богатые руды до 40% шеелита) состава. Полевошпатовые метасоматиты иногда рассекаются зонами (контакт тектонический) биотитовых грейзенов с гнездами сплошных сульфидных руд.

На месторождении Агылки полевошпатовые метасоматиты автором не встречены, но, судя по присутствию в рудах локальных участков серицит-мусковит-шеелитового состава, и пространственно сопряженных с ними более поздних ассоциаций биотитовых грейзенов (с альбитом, олигоклазом) их наличие возможно на глубоких горизонтах месторождения в зоне эндоконтакта не вскрытого эрозией штока гранитоидов.

3.3. Грейзены.

Грейзены широко распространены на всех изученных месторождениях. В них сосредоточено более 30% запасов вольфрама, а руды характеризуются высокими (часто более 2 %) концентрациями WO₃. Основными минералами грейзенов являются кварц, слюды, апатит, шеелит и сульфиды; в небольшом количестве присутствуют плагиоклаз, калишпат, хлорит, сфен, турмалин, флюорит, сульфиды и др. По условиям залегания, вещественному составу и рудоносности выделяются две группы грейзенов: 1 – грейзены контактовой зоны магматичесих пород (распространены по всей площади рудного поля); 2 – околожильные грейзены (локальное распространение).

К первой группе относятся грейзенизированные породы гранитоидов (штоки и дайки месторождений) и примыкающих к ним биотитовых роговиков. Они приурочены к тектоническим структурам (разломы, зоны повышенной трещиноватости). В некоторых пробах подобных грейзенов содержания WO₃ превышают 40 г/т и часто наблюдаются кварцевые прожилки, не содержащие промышленных концентраций шеелита.

Ко второй группе (околожильные грейзены) отнесены метасоматические породы, вдоль кварцевых жил с шеелитовой минерализацией. По составу слюд в этой группе можно выделить три типа грейзенов: 1 - мусковитовые, 2 – биотитовые, 3 - флогопитовые. Согласно наблюдаемым взаимоотношениям грейзенов с другими метасоматическими породами, они формируются после полевошпатовых метасоматитов, с которыми часто пространственно совмещены.