Badzhal tin magmatic-fluid system (Far east, Russia): the transition from the granite crystallization to the hydrothermal ore deposition

Cover Page
  • Authors: Bortnikov N.S.1, Aranovich L.Y.1, Kryazhev S.G.2, Smirnov S.Z.3,4, Gonevchuk V.G.5, Semanyak B.I.5, Dubinina E.O.1, Gorelikova NV.1, Sokolova E.N.3
  • Affiliations:
    1. Institute of ore deposits, petrorgraphy, mineralogy and geochemistry RAS
    2. Geological Research Institute for Nonferrous and Precious Metals
    3. Institute of geology and mineralogy after V.S. Sobolev of Siberian Division RAS
    4. Tomsk State University
    5. Far East Geological Institute of Far East Division RAS
  • Issue: Vol 61, No 3 (2019)
  • Pages: 3-30
  • Section: ARTICLES
  • URL: https://journals.eco-vector.com/0016-7770/article/view/13457
  • DOI: https://doi.org/10.31857/S0016-77706133-30
  • Cite item

Abstract


With a view to reveal special characteristics of the transition stage from granite crystallization to rare-metal ore deposition it is studied Badzhal tin-bearing magmatic-fluid system of eponymously-named volcano-plutonic zone of the Middle Priamyrie. For that end the detail research of melt, fluid-melt and fluid inclusions and oxygen isotopes from minerals of granitoids from Verkne-Urmi massif from Badzhal volcano-plutonic zone and also minerals of Sn-W deposits Pravo-Urmi and Blizhnee have been carried out. The formation of greisens and hydrothermal veins were caused by the development of the integrated system associating with establishing of Verkne-Urmi granite massif which is one of a dome fold of Badzhal cryptobatholith. For the first time for tin deposits it has been followed up the transition from the magmatic phase of granite crystallization to the hydrothermal ore formation stage and the evolution of magmatic fluid from its separation from magmatic melt to Sn-W ore deposition. The direct evidence of tin-bearing fluid separation under melt crystallization is combined fluid-melt inclusions. Glass composition in inclusions shows that granites and granite-porphyry were crystallizing from acid and from limited to high-aluminous melts, that is value ASI changes from 0.95 to 1.33 and a content of alkalies varies from 6.02 up to 9.02 mass.%. Cl and F concentrations in glasses are according 0.03–0.14 and 0.14–0.44 mass.% and turned out to be higher of same in the total composition of rocks (0.02 and 0.05–0.13 mass.% in accordance). These differences indicate that Cl and F could be separated from granite melt under its crystallization and degasation. H2O content made from total deficiency electron microprobe analysis is 8–11 mass.%. This evaluation was made inclusive of a probable effect of “Na loss” (Nielsen, Sigurdson, 1981) under aqueous glass crystallization. Considering a high error of a such estimation (Devine et al., 1995), it should take to obtained values as a very approximate evaluation and consider that examined melts contained about 9,5–10,0 mass.% of H2O.

The results of melt inclusion examination show that at any rate a part of melt forming magmatic rocks of Badzhal Ore Magmatic System are crystallizing at about T = 650 °C. These melts were acid, limited fluoride and meta- and high aluminous. The reason of low temperatures of its crystallization are likely a high pressure of aqua and also a increased content of F. Most likely that examined inclusions characterize the final stage of establishing of the massif, herewith at the system crystals, residual liquor and magmatic fluid phase coexist.

The fluid from which greisens of Pravo-Urmi deposit formed is similar in properties to the supercritical fluid absorbing by magmatic minerals. The salinity of this fluid varying from ~9 to 12 mass.% equiv. NaCl, maximal T = 550 °C (with consideration for the temperature correction of T gom on a pressure ~1 кbar) are similar to such of magmatic fluid, which permit to connect its origin with pluton cooling. The formation of greisens and quartz-topaz veins of Pravo-Urmi deposit is related to fall of temperature of magmatic fluid from 550–450 up to 480–380 °C. The evolution of fluid deposited quartz-cassiterite veins of Blizhnee deposit, which based upon oxygen isotope composition (d18ОН2О ≈ 8.5‰) also separated from magma, was going at more subsurface conditions under much lesser pressure. That led to the gas separation of a fluid with salinity ~13 mass.% equa. NaCl under T = 420–340 °C on thin low salinity vapour and brine with concentration 33.5–37.4 mass.% equiv. NaCl. The research of oxygen isotope system testifies that oxygen isotope composition of ore-forming fluid controlled by equilibrium with granites at wide interval tempera­tures (from ~700 °С up to the beginning of greisen crystallization). Correspondence of measured and calculation data of the offered model indicates that the considerable volume of external fluid with other isotope characteristics which did not reach the isotope equilibrium with Verkhne-Urmi massif did not come into the magmatic isotope system. The discovered differences of physico-chemical conditions for two studied deposits are not “critical” and support an idea about their formation as the single magmatic-fluid system.


ВВЕДЕНИЕ

Баджальский оловорудный район, расположенный в западной части Хабаровского края, является частью Хингано-Охотской металлогенической провинции (фиг. 1). Важнейшее в ней Правоурмийское грейзеновое месторождение уникально, т. к. вмещает около 3.8% запасов олова России: Доказанные и вероятные запасы в 2015 году составили соответственно (в тыс. т) 59.1 и 22.4, а добыто за 2016 г. 1146 т (Госдоклад…, 2018). Первоначально утвержденные ГКЗ в 1990 г. (цитируется по “Аудит запасов оловорудного месторождения Правоурмийское (Хабаровский край, Россия)”, Micon International Co Limited, 2012) запасы олова (106.4 тыс. т по категории В+С1 и 41 тыс. т по категории С2), Cu (92.4 тыс.т по категории В+С1 и 69 тыс. т по категории С2), WO3 (8.4 тыс. т по категории В+С1 и 4.1 тыс. т по категории С2), индия (392.5 т по категории В+С12), серебра (140.3 по категории В+С1 и 184.1 по категории С2), висмута (577 т по категории В+С1 и 872 т по категории С2), скандия (5 т по категории В+С12) и Nb2O5 (39.3 т по категории В+С12).

В Баджальском оловорудном районе известны мелкие и средние месторождения Ближнее, Болторо, Двойное, Лошадиная Грива, Рудное, Омот-Макит и др. Среднее по запасам Ближнее месторождение частично отработано старателями.

Большинство исследователей связывают оловянную минерализацию Баджальской рудно-магматической системы с гранитами баджальского вулкано-плутонического комплекса (Болотников и др., 1975; Максимов, 1982; Огнянов, 1986; Семеняк и др., 1988; Гоневчук, 2002; и др.).

Грейзеновые штокверковые и жильные Sn-W месторождения пространственно и, как полагают многие исследователи, генетически связаны с гранитами (Щерба, 1968; Рундквист и др., 1971; Taylor, 1979; Štemprok, 1987; Lehman, 1990; Cherny et al., 2005), как правило, располагаясь в апикальных частях массивов или в осадочных породах на контакте с ними (Lehman, 1990). Оловянные и, в меньшей мере, оловянно-вольфрамовые месторождения связывали с восстановленными (содержание акцессорного ильменита менее 0.1 об.%, а отношение Fe2O3/FeO ≤ 0.5; Ishihara, 1981) умеренно глиноземистыми лейкократовыми гранитами S-типа – дериватами кислых расплавов (Blevin, Chappel, 1992, 1995), источником которых были метаосадочные породы (Chappel, White, 2001). Ряд крупных месторождений олова: грейзеновые месторождения олова Амазонии (Бразилия), юго-восточного Миссури (США), юга Финляндии, ассоциирующие с гранитами-рапакиви (Haapala, 1995), провинции Хунань в Китае (Li et al., 2007) генетически связаны с гранитами А-типа, источник магмы которых – переработанная дегидратированная континентальная кора (Collins et al., 1982). Реже оловорудные месторождения ассоциируются с гранитами I-типа, источником магм которых служили изверженные породы (Chappel, White, 2001). Cреди последних месторождения Тайланда (Lehman, Mahawat, 1989), Австралии (Blevin, Chappel, 1992), Сихотэ-Алиня в России (Gonevchuk et al., 2010), W-Sn провинция Наньлин в южном Китае (Cheng, Mao, 2010). В некоторых крупных провинциях Sn и Sn-W руды ассоциируются с гранитами, проявляющими признаки гранитов I- и S-типа. Это месторождения, приуроченные к гранитам Главного хребта на полуострове Малазия (Ghani et al., 2013), района Корнуолл, где ранние роговообманковые граниты I-типа заключены в поздних оловоносных гранитах S-типа (Pownall et al., 2012).

 

Фиг. 1. Оловоносные магматические пояса Востока России по (Родионов, 2002) с изменениями авторов. а) 1 – вулканические образования: а – Хингано-Охотского пояса, б – Сихотэ-Алинского пояса. 2 – плутонические образования: а – Хингано-Охотского пояса, б – Сихотэ-Алинского пояса. 3 – зоны разломов и пояса даек. 4 – оловоносные территории и исследуемый район. б) Геолого–металлогеническая схема Баджальской вулканической зоны. 1 – мезозойские терригенные отложения; 2 – палеозойские терригенно-кремнистые отложения; 3 – метаморфизованные породы Буреинского массива; 4, 5 – Баджальский магматический комплекс (105–90 млн лет): 4 – биотитовые граниты, 5 – риолиты и риодациты (А – покровные, Б – экструзивные); 6, 7 – Силинский комплекс (92–89 млн лет): 6 – трахиандезиты, 7 – монцониты (А – покровные, Б – экструзивные); 8, 9 – Лакский комплекс (~115 млн лет): 8 – андезиты, 9 – преимущественно гранодиориты; 10 – рудные районы: 1 – Урмийский, 2 – Верхне-Баджальский; 11 – разломы; 12 – месторождения и рудопроявления.

 

Генетическая связь Sn и Sn-W руд с гранитами обосновывается не только их пространственной ассоциацией с интрузивами, но и геохронологическими данными. Последние свидетельствуют о близком времени кристаллизации магматических пород и отложения руд (Darbyshire, Shepherd, 1985; Zhang et al., 2014), а именно: промежуток между кристаллизацией гранитов и образованием месторождений не превышает несколько миллионов лет (Lehman, 1990).

Общепризнанная связь Sn и Sn-W месторождений с гранитоидным магматизмом не снизила остроту дискуссии о составе и происхождении флюидов, образовавших их руды. Исследование флюидных включений и стабильных изотопов показало отличие флюидов в классических оловоносных системах Корнуолл (Великобритания) и Панашкейра (Португалия) от магматических вод (Kelly, Rye, 1979; Marignac, Cathelineau, 2009). Были высказаны гипотезы о метеорном или метаморфическом происхождении флюидов (Kelly, Rye, 1979; Wilkinson, 1990). Предполагалось смешение магматических и метеорных флюидов (Бортников и др., 2005), магматического и метаморфогенного флюидов (Linnen, 1998; Van Daeleet al., 2018), взаимодействие нагретых метеорных вод с вмещающими породами (Polya et al., 2000) и вовлечение мантийного флюида (Burnard, Polya, 2004). Приводились новые свидетельства образования Sn-W руд из магматогенного флюида, отделившегося при кристаллизации кислых магм (Смирнов и др., 2014; Heinrich, 1990). Для вольфрамового месторождения Акчатау (Ц. Казахстан) была предложена модель эволюции рудообразующего флюида, равновесного с гранитами, и рассмотрена роль смены режима изотопного обмена при переходе к грейзеновым и жильным минеральным ассоциациям (Жариков и др., 1992). Эта модель смогла объяснить появление низких величин ä18О флюидной фазы на стадиях формирования рудных жил без участия внешнего флюида. С большой долей уверенности магматогенное происхождение флюида можно считать обоснованным в Sn-W магматогенно-гидротермальных системах, связанных с гранитами Моле в Австралии (Audetat et al., 1998, 2000) и редкометальными гранитами Рудных гор в Германии (Webster, 2004; Rickers et al. 2006). Приведено свидетельство участия магматогенного флюида в образовании Sn-W месторождения Панашкейра (Launay et al., 2018). Обобщение имеющихся данных позволило выдвинуть идею о том, что в природе существуют три типа крайних Sn-W-образующих гидротермальных систем: 1) магматогенно-гидротермальные, 2) высокотемпературные флюидные системы, равновесные с гранитами и 3) высокотемпературные флюидные системы, равновесные с метаморфическими породами (Marignac, Cathelineau, 2009).

Таким образом, наши представления о происхождении и составе поздних дифференциатов оловоносных магм и флюидов, о составе отделившегося магматогенного флюида и кристаллизующейся магмы, времени его отделения, эволюции флюида при переходе от позднемагматической стадии к гидротермальному процессу все еще остаются недостаточными для понимания условий развития магматогенно-флюидных систем. Особенно это касается тех из них, которые ассоциируются с гранитоидами I-типа, поскольку число Sn-W месторождений, приуроченных к ним, значительно меньше, чем связанных с S- и A-гранитами (Xu et al., 2017), а изученность их значительно хуже.

Чтобы объяснить эти спорные вопросы, нами были исследованы два месторождения Баджальской оловоносной грейзеновой магматогенно-флюидной системы: Правоурмийское (грейзеновое), приуроченное к экзоконтакту Верхнеурмийского массива, гранитам которого присущи характеристики I- и S-типов гранитов (Гоневчук, 2002; Gonevchuk et al., 2010), и Ближнее (кварц-полевошпатовое), расположенное на удалении около 50 км к северо-востоку от Правоурмийского и приуроченное к штоку гранитов, аналогичных по составу гранитам массива. С этой целью изучены расплавные и флюидные включения в кварце, соотношения изотопов кислорода в кварце вкрапленников гранитов и гранит-порфиров, флюидные включения и соотношения изотопов кислорода в минералах: кварце, топазе и касситерите из рудных тел.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Для исследования индивидуальных включений минералообразующих сред использовались двусторонне-полированные пластинки, изготовленные из гранитов, кварц-касситерит-топазовых и касситерит-кварцевых жил. Из тех же образцов были отобраны фракции +0.25…-0.5 мм для массовых прогревов и исследования составов расплавных включений, а также определения валового химического состава флюидных включений.

Микротермометрические исследования проводились при атмосферном давлении в термокамере конструкции Н.Ю. Осоргина и А.А. Томиленко методом закалки. Для этого использовались фрагменты двусторонне-полированных пластинок. Прогрев зерен кварца в автоклаве осуществлялся при 680 и 650 °С под давлением тяжелой воды 1–2 кбар в соответствии с методикой (Смирнов и др., 2011). После опыта зерна монтировались в шашки из эпоксидной смолы и полировались для визуального контроля фазового состава включений.

Состав закаленных стекол расплавных включений изучался методом рентгеноспектрального анализа. Размер анализируемых включений редко превышал 15 мкм, что препятствовало использованию метода ВДС в полной мере, поэтому исследование проводилось в два этапа. Сначала выполнялся анализ с помощью сканирующего электронного микроскопа TESCAN Mira 3LMU Inca Energy 450 XMax 80 (Oxford Instruments) при ускоряющем напряжении 20 кэВ и токе зонда 1 нА методом энергодисперсионной спектроскопии (Лаврентьев и др., 2015). Этим методом определялись концентрации главных породообразующих окислов. Для предотвращения потери Na, которая обычно происходит при анализе водосодержащих силикатных стекол (Lineweaver, 1963; Morgan, London, 1996, 2005), анализ выполнялся в режиме сканирования по площади 5 ×5 мкм. После этого определение концентраций второстепенных компонентов, концентрации которых меньше или равны 0.1 мас.%, проводилось методом волно-дисперсионной спектроскопии на электронном микроанализаторе JEOL JXA-8100 с расфокусированным до 5 мкм пучком электронов при ускоряющем напряжении 20 кВ и токе зонда 10 нА. Для калибровки обоих приборов использованы внутрилабораторные стандарты из природных минералов и искусственных веществ, с хорошо охарактеризованными составами. Совместное применение ЭДС- и ВДС-методов рентгеноспектрального микроанализа рассмотрено Лавреньевым и др. (2015).

Микротермометрическое изучение флюидных включений провели с помощью термокамеры конструкции ЦНИГРИ, позволяющей выполнять охлаждение и нагревание препаратов от -180 до +650 °C с измерением температуры посредством хромель-алюмелевой термопары. Камеру периодически калибровали при температурах кипения азота (-196 °C) и тройной точки чистой CO2 (-56.6 °C), температурах плавления льда в стандартных растворах NaCl (от -18 до -1 °C), температурах плавления AgNO3 (210 °C), K2CrO7 (398 °C) и NaI (651 °C). Точность измерения температуры плавления льда составляла ± 0.2 °C, температур плавления галита и гомогенизации включений ± 5 °C. При интерпретации результатов использованы экспериментальные и расчетные данные по свойствам системы H2O–NaCl (Реддер, 1987; Sourirajan, Kennedy, 1962; Bodnar, Vityk, 1994; Atkinson 2002; Becker et al. 2008).

Анализ валового состава флюидных включений выполнен Ю.В. Васюта по методике (Кряжев и др., 2006). Монофракцию +0.25…-0.5 мм минерала массой 1 г очищали от посторонних примесей азотной кислотой и затем электролитически в потоке воды. Затем ее нагревали в атмосфере гелия до 500 °С. Газы, выделившиеся из вскрытых флюидных включений, при помощи крана-дозатора вводили в хроматограф Agilent 6890, снабженный делителем потока для одновременного определения воды, углекислоты и углеводородов. После этого монофракцию заливали деионизированной водой и помещали в ультразвуковую ванну. Раствор вытяжки отделяли путем центрифугирования. Анионы (Cl, F, SO4) анализировали на жидкостном хроматографе ЦВЕТ 3006 (Савельева и др., 1988), катионы – методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой на приборе Elan 6100. Из полученных значений вычитали результаты анализа повторных (холостых) вытяжек. Одновременное извлечение солей и растворителя (воды) из одной навески позволило рассчитать концентрацию всех компонентов в растворах включений.

Изотопный состав кислорода минералов определен в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН методом фторирования с применением лазерного нагрева (Sharp, 1990). Измерения проведены в режиме двойного напуска на масс-спектрометре DeltaPlus (Thermo, Германия). Точность определения величин ä18О составила ± 0.1 ‰, калибровка измеренных величин в международной шкале VSMOW проведена по результатам измерений стандартов NBS 28 и UWG-2 (Valley et al., 1995).

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

Региональное положение

Баджальский оловорудный район расположен в Баджальской магматической зоне Хингано-Охотского ранне-позднемелового вулкано-плутонического пояса (фиг. 1а). Этот район, так же как и другие оловорудные районы с крупными месторождениями в этом поясе, располагается над зонами максимального градиента мощности земной коры и литосферы, но и над крупным региональным поднятием астеносферы (Родионов, 2005).

Хингано-Охотский вулкано-плутонический пояс (ареал)

Пояс состоит из обособленных вулкано-плутонических ареалов: Малохинганского, Баджальского, Эзоп-Ям-Алинского, Мяо-Чанского и других, вытянутых в виде цепи в северо-восточном направлении примерно на 400 км (Гоневчук и др., 2000; Ханчук и др., 1997, 2006; Sato et al., 2002; Nocklenberg et al., 2005). В Хингано-Охотском поясе существует монотонная геомагнитная аномалия – признак восстановленного магматизма внутри него. Магматические породы ареалов близки по возрасту и образовались в результате эпизодической активности в короткий промежуток времени – 95 ± 10 млн лет одновременно с аккрецией Киселевско-Маноминского комплекса (Sato et al., 2002). Известные модели геодинамической природы пояса (Ханчук, 2000; Sato et al., 2002; Nocklenberg et al., 2005) основываются на том, что он возник в результате взаимодействия Восточно-Азиатской континентальной окраины и океанической плиты Изанаги, которая в этот период перемещалась под острым углом на северо-запад к краю континента, погружаясь под него (oblique subduction). Сначала предполагалось, что магматическая дуга образовалась при субдукции под активную континентальную окраину андийского типа (Родионов, Натальин, 1988). Возникновение Хингано-Охотского пояса связывается с субдукцией под острым углом в раннем мелу палео-Тихоокеанской плиты под континентальную окраину Евразии (Nocklenberg et al., 1998; 2005). Это позволило объяснить одновременное проявление на разных участках палеоокраины трансформного и субдукционного режимов, что объясняло присутствие субдукционных и внутриплитных признаков в магматических породах. Предложена гипотеза образования магматического ареала в обстановке континентальной трансформной окраины (Ханчук и др., 1997). Считается, что турбидиты, залегающие на позднеюрских спрединговых базальтах, свидетельствуют о переходе от субдукции к латеральному скольжению океанической плиты в северном (в современных координатах) направлении вдоль палеоконтинентальной окраины. В результате этого в ранее субдуцированной части литосферной плиты возникали разрывы (“slab-window”), по которым проникало вещество астеносферной мантии, ини­ции­ро­вав­шее образование гранитоидных плутонов и вулкано-плутонических комплексов бимодального (с преобладанием риолитов) типа (Ханчук, 2000). Подтверждением этой гипотезы считается петрохимическое сходство магматического комплекса Баджальской зоны с риолитами континентальной трансформной окраины запада США (Ханчук, 2000; Гоневчук, 2002). Была высказана гипотеза, что вместе с океанической плитой погружался задуговый бассейн – спрединг, что привело к разрыву плиты (“slab-window”) и сдвиговой тектонике из-за не фронтальной конвергенции плит (Sato et al., 2002).

Баджальская вулкано-плутоническая зона

Баджальская вулкано-плутоническая зона (фиг. 1б) локализована в западной части аккреционной призмы Баджальского террейна в зоне субширотных глубинных разломов, оперяющих северо-северо-восточные сдвиги системы Тан Лу, и пересекающих меридиональные сдвиги Cихотэ-Алинской системы (Nokleberg et al., 2005; Grebennikov et al., 2016). В этой зоне на поверхности выявлен ряд гранитоидных массивов, которые рассматриваются как купола Баджальского криптобатолита (см. фиг. 1б). Площадь криптобатолита более 10 тыс. км2, и он прослеживается под всей территорией Баджальского оловорудного района (Бакулин, 1991; Лишневский, Гершаник, 1992). Район представляет собой сооружение сводового типа над батолитом, осложненное вулкано-купольными структурами и кальдерными депрессиями (Копылов, 2008).

Верхнеурмийский массив гранитов

Верхнеурмийский гранитоидный массив (фиг. 2),  является самым крупным (350 км2) выходом Баджальского батолита на поверхность. В нем выделяются три (Гоневчук, 2002) или четыре (Брусницын и др., 1993) фазы. Первая фаза – это средне-крупнозернистые биотитовые граниты с редкими кристаллами роговой обманки и пироксена, гранит-порфиры и порфировидные граниты. Мелкие линзы и дайки порфировидных гранитов приурочены к апикальным частям биотитовых гранитов. Гранит-порфиры постепенно переходят в субвулканические риолиты. Рвущие контакты гранит-порфиров с экструзивными кристаллоигнимбритами риолитов не обнаружены. Это может служить свидетельством комагматичности гранитоидов первой фазы с вмещающими их экструзивными породами (Гоневчук, 2002). Вторая фаза – это мелко-среднезернистые со слабовыраженной порфировидной структурой биотитовые (лейкократовые), полнокристаллические среднезернистые биотитовые граниты, с акцессорными кристаллами циркона, монацита, которые преобладают в массиве. Третья фаза – дайки и мелкие штоки мелкозернистых или аплитовидных лейкократовых с биотитом гранитов. Контакты этих гранитов с гранитами второй фазы обычно рвущие. Реже отмечаются взаимные переходы. Рвущие контакты с гранитами главной фазы указывают на более позднее их внедрение, а постепенные переходы – на их комагматичность. В качестве акцессорных минералов в породах массива установлены ильменит, магнетит (ильменит преобладает над магнетитом), циркон, ортит, апатит, гранат, топаз, флюорит, турмалин, касситерит и арсенопирит (Гоневчук, 2002).

Химический состав магматических пород следующий: содержание SiO2 изменяется от 72.05 до 76.85 мас.%, сумма K2O + Na2O от 7.35 до 8.53 мас.%, CaO – от 0.51 до 2.19 мас.%, K2O в них преобладает над Na2O и FeO – над Fe2O3 (Брусницын и др., 1993; Гоневчук, 2002). Содержание SiO2 в гранитах первой фазы (~73.5 мас.%) ниже, чем в породах второй и третьей фаз (~76.5 мас.%). По соотношению окисного и закисного железа, граниты 1–3 фаз массива являются восстановленными: коэффициент окисленности от 0.35 до 0.45. Это согласуется с наблюдением, что среди акцессорных минералов ильменит преобладает над магнетитом. Исключением стал только покровный риодацит, в котором концентрация SiO2 оказалась ниже – 65.86 мас.% (Брусницын и др., 1993). Таким образом, по химическому составу граниты массива соответствуют аляскитовым гранитам известково-щелочной серии (Гоневчук, 2002). Постепенные переходы между гранитами разного состава позволили рассматривать их комагматичными, последовательными производными единого магматического очага, а некоторые особенности химического (A/CNK от 0.95 до 1.10, преобладание закисного над окисным железом) и минерального составов (присутствие роговой обманки, иногда пироксена в порфировидных биотитовых гранитах и акцессорного граната в биотитовых гранитах главной фазы, преобладание ильменита над магнетитом) указывают на то, что гранитоидам присущи как признаки гранитов типа I, так и гранитов типа S по классификации (Chappel, White, 2001). Это позволило предположить (Гоневчук, 2002), что массив образовался в результате эволюции от гранитов типа I к гранитам типа S и далее к биотитовым лейкократовым гранитам типа А по классификации (Loiselle, Wones, 1979).

Вблизи северо-восточного контакта Верхнеурмийского массива обнаружены мелкие интрузивные тела, высокие концентрации Li, Rb, Cs, F, Nb, Y, Yb, Sn и низкие – Ba и Sr в которых позволили отнести их к редкометальным литий-фтористым субщелочным лейкогранитам по В.И. Коваленко (1977). Дайка в северной части рудного поля Правоурмийского месторождения имеет сходный состав. Эти лейкограниты считаются четвертой интрузивной фазой в массиве (Брусницын и др., 1993).

Изотопно-геохронологические данные (Максимов, 1982; Лебедев, 2000; Гавриленко, Панова, 2001; Гоневчук, 2002; Алексеев, 2013, 2014; и др.) свидетельствуют о внедрении гранитов Верхнеурмийского массива в узкий промежуток времени: от 97.3 до 94.5 млн лет.

Правоурмийское месторождение

Правоурмийское вольфрам-оловянное грейзеновое месторождение располагается в 4 км к востоку от восточного экзоконтакта Верхнеурмийского гранитного массива в зоне пологого погружения его кровли (см. фиг. 2). Оно локализовано в центральной части Урмийской кальдеры, выполненной крупной экструзией (лакколитом) кристаллоигнимбритов риолитов, и приурочено к субширотной зоне смятия – малоамплитудному надвигу в висячем боку дайки гранит-порфиров, в участке ее пересечения с серией крутопадающих разломов северо-западного простирания, сконцентрированных в полосе шириной 4–5 км (Семеняк и др., 2006).

 

Фиг. 2. Схематическая геологическая карта Верхнеурмийского рудного поля. Cоставлена В.А. Лебедевым (1999) на основе крупномасштабных геологических карт региона и по материалам Комсомольской ГРЭ с авторскими изменениями и добавлениями. 1 – порфировидные граниты Верхнеурмийского массива (эндоконтактовая фация); 2 – биотитовые граниты Верхнеурмийского массива (главная фаза); 3 – дайки лейкократовых с биотитом и мусковитом гранитов (поздняя фаза); 4 – риолиты и риолитовые игнимбриты Урмийского лакколита; 5 – субвулканические риодациты; 6 – субвулканические гранит-порфиры; 7 – Правоурмийская дайка гранит-порфиров и рудная зона; 8 – покровные толщи баджальского комплекса (риолиты, дациты, их туфы); 9 – диоритовые порфириты; 10 – андезиты: межпластовые тела (а) и дайки (б); 11 – аллювиальные и ледниковые четвертичные отложения; 12 – места отбора и номера проб. Номера проб на карте соответствуют их номерам в табл. 1.

 

Месторождение сложено экструзивными кристаллоигнимбритами риолитов и вулканическими породами: покровными игнимбритами, туфами риолитов, реже туфами риодацитов и дацитов. Интрузивные породы – дайка гранит-порфиров протяженностью более 9 км и мощностью от 40 до 300 м.

Рудное тело локализовано в зоне смятия, простирающейся с северо-восток-востока на юго-запад-запад и падающей на северо-северо-запад (340°–350°) под углами 25°–45°, приуроченной к висячему контакту дайки гранит-порфиров (см. фиг. 2). В ней выявлены пологие трещины отдельности и мелкие зоны деформации, оси которых ориентированы почти горизонтально. Их сочетание с крутопадающими трещинами оказалось благоприятным фактором для образования лентообразных рудных тел.

 

Таблица 1. Характеристика, результаты анализов и нормативные содержания компонентов в гранитах и гранит-порфирах Верхнеурмийского массива и Правоурмийской дайки

Номер образца

Фаза

БГ-23

I

БГ-25

I

БГ-82

I

БГ-104

II

БГ-105

II

БГ- 48

III

БГ-21

III

SiO2

73.69

73.47

73.44

76.30

76.35

76.56

76.78

TiO2

0.17

0.20

0.19

0.06

0.10

0.14

0.05

Al2O3

13.60

13.78

13.85

13.92

13.09

12.14

12.06

Fe2O3

0.69

0.54

0.28

0.33

0.26

0.32

0.75

FeO

1.20

0.89

1.66

0.36

1.03

0.77

0.42

MnO

0.03

0.04

0.01

0.01

0.01

0.03

0.03

MgO

0.35

0.24

0.90

0.06

0.20

0.17

0.30

CaO

1.81

1.67

1.42

0.50

0.50

1.72

1.02

Na2O

3.83

2.96

3.45

3.36

3.38

3.03

3.20

K2O

4.28

5.23

4.01

4.78

4.58

4.31

4.62

П.п.п.

0.11

0.69

0.21

0.15

0.37

0.63

0.47

H2O

0.02

0.15

0.04

0.13

0.00

0.00

0.05

P2O5

Н.о.

0.16

Н.о.

0.03

Н.о.

0.09

0.14

F

0.20

0.10

0.17

0.13

0.05

0.07

0.12

Сумма

99.96

99.97

99.59

99.99

99.92

99.98

99.96

Rb

199

210

180

200

245

Н.о.

580

Sr

62

84

100

45

40

Н.о.

16

Ba

Н.о.

450

478

345

308

Н.о.

33

Zr

93

95

111

621

90

Н.о.

Н.о.

Nb

17

32

13

17

18

Н.о.

48

Y

29

63

29

73

47

Н.о.

110

Ni

9

5

8

Н.м.п.о.

Н.м.п.о.

Н.о.

Н.м.п.о.

Co

5

3

Н.м.п.о.

Н.м.п.о.

Н.м.п.о.

Н.о.

Н.м.п.о.

Cr

19

16

19

Н.м.п.о.

Н.м.п.о.

Н.о.

Н.м.п.о.

V

52

28

48

5

17

Н.о.

3

Cu

37

18

46

6

13

Н.о.

15

Sn

4

3

5

4

7

Н.о.

5

Pb

45

35

23

34

24

Н.о.

33

Zn

65

76

58

44

62

Н.о.

Н.м.п.о.

Na2O + K2O

8.11

8.19

7.46

8.14

7.96

7.34

7.82

K2O/Na2O

1.12

1.77

1.16

1.42

1.36

1.42

1.44

A/CNK

1.05

0.98

1.10

1.10

1.10

0.95

1.05

Na2O + K2O -CaO

6.30

6.52

6.04

7.64

7.46

5.62

6.82

Fe2 + 3/(Fe2 + 3+ Mg)

0.94

0.95

0.70

0.70

0.93

0.98

0.87

Fe3/Fe2 + 3

0.35

0.35

0.13

0.21

0.18

0.34

0.61

Ab

32.44

25.10

29.43

28.50

28.73

25.75

27.34

Q

29.75

31.25

32.44

36.89

37.02

38.60

38.12

Or

25.32

30.98

23.90

28.32

27.20

25.58

27.58

Примечание. Анализы выполнены в аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН. Окислы определены химическим анализом мокрым путем, F – методом атомно-абсорбционной спектрометрии (аналитики: Л.А. Авдевнина, С.П. Баталова, Г.И. Макарова), микроэлементы – методом масс-спектроскопии с индуктивно связанной плазмой (аналитики М.Г. Блохин, Д.С. Остапенко). Дано содержание нормативных компонентов, приведенных к 100%. Сокращения: П.п.п. – потери при прокаливании, Н.о. – элемент не определялся, Н.м.п.о. – ниже минимального предела обнаружения, Ab – альбит, Q – кварц, Or – ортоклаз. БГ-23 – порфировидные биотитовые содержащие апатит граниты из эндоконтакта массива.  БГ-25 – порфировидные биотитовые содержащие апатит граниты из зоны контакта гранитов и риолитов.  БГ-82 – порфировидные слабо хлоритизированные биотитовые граниты с акцессорными ортитом, ксенотимом и монацитом. БГ-104, БГ-105 – полнокристаллический среднезернистый биотитовый гранит с акцессорными цирконом и монацитом.  БГ-48 – хлоритизированные гранит-порфиры (порфировые риолиты). БГ-21 – мелкозернистые биотитовые (с мусковитом, флюоритом) граниты из штока (?) в порфировидных биотитовых гранитах из эндоконтакта массива.

 

Рудное тело является линейным штокверком мощностью 4.4–17.2 м, протяженностью 2400 м по простиранию и до 900 м по падению. Оно сложено сидерофиллит-кварц-топазовыми жилами и прожилками с гнездами касситерита и арсенопирита и крупными линзами кварц-топазовых грейзенов. В штокверке обнаружены кварц-турмалиновые с касситеритом прожилки и жилы мощностью 0.20–­0.30 м и реже до 1 м, секущие грейзены.

Месторождение образовалось в три этапа: молибденит-полевошпатовый, оловорудный грейзеновый и антимонитовый. Оловорудные тела сформировались в четыре стадии минерализации (Семеняк и др., 2006). В раннюю касситерит-кварц-топазовую стадию отложились касситерит, вольфрамит, топаз, сидерофиллит, флюорит и арсенопирит. В следующую кварц-турмалин-сульфидную стадию кристаллизовались турмалин, халькопирит, борнит, станин, станноидит, моусонит, рокезит и неназванный Zn-In-минерал группы сакураита, минералы висмута и серебра. Процесс завершило отложение минералов эпидот-хлоритовой и карбонатной стадий.

Месторождение Ближнее

Месторождение Ближнее расположено в северной части Баджальского рудного района (см. фиг. 1б). Рудное поле месторождения сложено субвулканическими и покровными телами андезидацитов, дацитов и риолитов. В 1.5 км к юго-востоку от месторождения располагается шток  субинтрузивных гранит-порфиров, по-видимому, обнажение Баджальского батолита (Беспалов, 1981). Пологие сколовые трещины и межпластовые срывы вмещают рудоносные зоны протяженностью до 300 м и мощностью до 4.5 м. Они сложены пологими сближенными жилами и прожилками. Жилы псевдополосчатые: в их зальбандах обнаружены брекчии, в которых обломки окварцованных, серицитизированных и калишпатизированных риодацитов сцементированы кварцем, а в центральных зонах – друзовидный кварц. Они состоят из касситерита, альбита, адуляра, флюорита, карбоната, серицита, турмалина, галенита и пирита (Беспалов и др., 1980).

РЕЗУЛЬТАТЫ

Характеристика изученных образцов

Расплавные включения изучены в квар­це из 6 образцов гранитов и гранит-порфи­ров Верхнеур­мийского массива. Породы высокоглиноземистые (табл. 1): (A/CNK = Al2O3/(CaO + Na2O + K2O) = = 0.98–1.1 ≥ 1.0, хотя их составы близки к гра­нице между высоко- и умеренно глиноземистыми гранитами A/CNK = 1 (Maniar, Piccoli, 1989). По значению коэффициента (K2O + Na2O – CaO = = 5.62–7.64) они относятся к известково-щелочной серии (Frost et al., 2001). В них выявлены Rb, Y, Pb, Zn, Sr, Nb, Ba, Zr, Sn, Cr, V, Ni, Co (см. табл. 1). Породы обогащены некоторыми литофильными элементами с крупными ионами Rb, Pb, К (LILE) и обеднены высоко зарядными элементами (HFSE): Nb и Zr.

Расплавные включения

Всего исследовано 13 расплавных включений. Размеры включений составляют 10–20 мкм (фиг. 3). При комнатной температуре они полностью заполнены агрегатом дочерних кристаллических фаз (фиг. 3а). Небольшие размеры большинства включений (до 10 мкм) не позволили надежно диагностировать дочерние фазы. Редко в них наблюдалось флюидное обособление, которое выглядит как сильно деформированный газовый пузырек. Прогревы образцов показали, что кварц содержит нормальные и комбинированные расплавные включения (фиг. 3в). К последним относятся те, что захватили одновременно две фазы: силикатный расплав и водный флюид.

Расплавные включения, как правило, встреча­ют­ся поодиночке, реже образуют группы из нескольких включений, что является очевидным признаком того, что они первичные (Реддер, 1987) и были захвачены в момент кристаллизации минерала-хозяина. В одной и той же группе присутствуют как расплавные, так и флюидные включения. Это указывает на их одновременный захват кварцем.

Поведение нормальных и комбинированных расплавных включений при нагревании отличается. Нормальные включения становятся гомогенными при температурах не выше 650–680 °С. После отжига при 650 °С и последующей закалки они содержат только гомогенное силикатное стекло. Эти значения можно считать минимальными температурами захвата включений минералом-хозяином (Реддер, 1987). Комбинированные включения после закалки содержат силикатное стекло и флюидное обособление (см. фиг. 3в). В наиболее крупных из них видно, что флюидное обособление при комнатной температуре состоит из двух фаз: жидкой и газообразной. Газообразная фаза и пар, как правило, преобладают (фиг. 3в, г). Составы жидкой и газообразной фаз не были изучены с помощью локальных методов анализа. По оптическим свойствам и отсутствию реакции на слабый нагрев мы предположили, что жидкая фаза – это водный раствор, а в газообразной фазе присутствовали или водяной пар, или малоплотная углекислота, так как она гомогенизировалась в газ при комнатной температуре. Возможно, флюид содержал примесь метана (Смирнов и др., 2014). Объемные соотношения стекла и флюидного обособления в комбинированных расплавных включениях изменяются значительно (см. фиг. 3в), что также подтверждает захват неоднородной среды этими включениями.

 

Фиг. 3. Включения в кварце гранитов Верхнеурмийского массива. а – расплавные (РВ) и флюидные (ФВ), б – гомогенные стекла расплавных включений, прогретых в автоклаве при 650 °C, 1 кбар и закаленных, в – комбинированные флюидно-расплавные включения с переменным со¬отношением силикатного стекла (ст.) и водно-солевого флюида (после прогрева в автоклаве при 650 °С и 1 кбар); г – флюидные двухфазовые 1-го типа; д – флюидные многофазовые 2-го типа с твердыми дочерними фазами (тф); е, ж, з – флюидные многофазовые 3-го типа с кристаллом галита (см. пояснения в тексте).

 

Фиг. 4. Составы гранитов и гранит-порфиров Верхнеурмийского массива и стекол расплавных включений в кварце.

 

Состав стекол расплавных включений

Петрогенные элементы. Состав стекол во включениях заметно изменяется (табл. 2): все они кислые (69.1–73.2 мас.% SiO2) и соответствуют фельзитовому расплаву (Igneous … 2002). Сумма щелочей в них варьирует от 6 до 9 мас.%. Глиноземистость стекол изменяется от 0.95 до 1.33 (фиг. 4). Низкая глиноземистость стекол выявлена во включениях в кварце из образцов БГ-25, 82 и 104. Значения этого индекса изменяются не только от образца к образцу, но и в одном образце. Значения A/CNK (0.98–1.15) в стеклах из включений в обр. БГ-21 располагаются вблизи границы между высоко- и умеренно глиноземистыми гранитами (см. фиг. 4), тогда как стекла в обр. БГ-23 и 105 – высокоглиноземистые (A/CNK1.1–1.33). В стеклах обнаружены редкие щелочи: Rb2O и Cs2O (табл. 2).

 

Таблица 2. Результаты рентгеноспектрального микроанализа стекол из расплавных включений в кварце гранитов и рассчитанные содержания воды

№ обр.

БГ-21

БГ-23

БГ-25

БГ-82

БГ-104

БГ-105

Включение

1

4

6

7

1

3

2

4

1

5

6

5

2

SiO2

69.14

70.31

69.99

70.68

71.6

72.75

72.74

69.23

73.18

70.34

71.12

70.4

71.36

TiO2

Н.м.п.о.

0.09

0.04

0.01

0.1

0.01

0.01

0.02

Н.м.п.о.

Н.м.п.о.

0.07

Н.м.п.о.

0.03

Al2O3

12.87

11.75

12.18

10.73

12.12

10.71

11.94

13.7

12.75

10.16

11.2

11.41

11.47

FeO

0.48

1.02

0.54

0.59

0.72

0.46

0.18

0.23

0.28

0.21

0.31

0.29

0.11

CaO

0.13

0.12

0.15

0.13

0.03

0.2

0.24

0.59

0.21

0.24

0.27

0.3

0.26

Na2O

5.26

3.58

4.66

3.46

3

3.23

4.66

5

5.34

2.98

2.77

3.69

2.89

K2O

3.92

3.77

3.68

3.36

3.78

3.65

3.22

3.99

3.86

4.26

3.25

3.44

3.45

Rb2O

0.12

0.12

0.2

0.02

Н.м.п.о.

0.08

0.1

0.01

Н.м.п.о.

0.07

0.1

0.1

0.07

Cs2O

0.14

0.1

0.09

0.17

0.1

0.08

Н.м.п.о.

0.1

0.05

0.03

Н.м.п.о.

0.04

Н.м.п.о.

P2O5

Н.м.п.о.

0.05

Н.м.п.о.

0.02

0.05

Н.м.п.о.

0.02

Н.м.п.о.

0.02

Н.м.п.о.

0.05

Н.м.п.о.

Н.м.п.о.

Cl

0.11

0.16

0.09

0.07

Н.м.п.о.

0.06

0.11

0.14

0.14

0.09

0.09

0.2

0.09

F

0.4

0.43

0.37

0.42

0.15

0.44

0.47

0.28

0.33

0.14

0.25

0.28

0.31

Сумма

92.57

91.50

91.99

89.66

91.65

91.67

93.69

93.29

96.16

88.52

89.48

90.15

90.04

Н2О расч.

7.43

8.50

8.01

10.34

8.35

8.33

6.31

6.71

3.84

11.48

10.52

9.85

9.96

Примечание. Содержание Н2О расч. оценено по недостатку суммы компонентов в результатах анализа  к 100 мас.%.

 

Летучие: хлор и фтор. Концентрации летучих Cl и F в стеклах существенно выше, чем в породах (см. табл. 1 и 2), что, очевидно, связано с отделением хлора и (в меньшей степени) фтора от гранитного расплава при его кристаллизации и сопряженной дегазации. Содержания F в стеклах значительно ниже, чем в расплавах из включений в Li-F гранитах (Коваленко, 1977), гранитных пегматитах, обогащенных бором, фтором и редкими металлами (Смирнов, 2015; Thomas, Klemm, 1997) и оловоносных микрогранитах Циннвальда – 4.9 ± 0.3 мас.% (Thomas, Klemm, 1997). Содержания Cl в них оказались сопоставимыми с данными, полученными для расплавных включений в кварце из пород боливийских олово-порфировых систем (~ 0.13–0.22 мас.%), тогда как концентрации F (≤ 0.15 мас.%) – выше (Dietriech et al., 2000). Валовые содержания F в породах из этих же сис­тем также оказались низкими (0.07–0.27 мас.%).

Вода. Содержание H2O в расплаве оценено, используя недостаток суммы в результатах ЭДС-микроанализа стекол из включений. При этом был учтен возможный эффект “потери нат­рия” (Nielsen, ­Sigurdson, 1981). Такие оценки зависят от точности определения главных компонентов стекол, но они позволяют получить содержания летучих, сопоставимые с данными независимых определений (Thomas, Klemm, 1997; Acosta-Vigil et al., 2016), и поэтому широко используются на практике (например, Aranovich et al., 2013; Acosta-Vigil et al., 2016). Рассчитанные значения концентрации H2O в стеклах изменяются от 3.8 до 11.5 мас.% (см. табл. 2). Они оказались выше в наиболее глиноземистых стеклах.

ФЛЮИДНЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ

Флюидные включения в магматическом кварце.

Характеристика флюидных включений

Флюидные включения по фазовому составу при комнатной температуре разделены на три типа (см. фиг. 3).

Флюидные включения 1-го типа двухфазовые: они содержат жидкость (водно-солевой раствор) и пузырек пара, занимающий 50–60% объема (см. фиг. 3г). Такие включения распределены в объеме кварца хаотично, встречаются поодиночке или небольшими группами (как и расплавные включения). Это позволило отнести их к первичным флюидным включениям и считать их захваченными при кристаллизации кварца (Реддер, 1987).

Флюидные включения 2-го типа – многофазовые: содержат пузырек газа (H2O + СО2 + СН4), занимающий 75–80% объема, жидкость – водно-­солевой раствор и две твердые дочерние фазы (см. фиг. 3д) – небольшой изометричный анизотропный кристалл и непрозрачную частицу рудного минерала. Твердые фазы присутствуют практически во всех флюидных включениях, что позволило считать их дочерними, а не “ксеногенными” фазами, размеры которых и количество во включениях незакономерно изменяются (Реддер, 1987). Включения 2-го типа распределены в объеме кварца хаотично, встречаются поодиночке или небольшими группами. Поэтому они также считаются первичными.

Включения 1-го и 2-го типов обнаружены в разных образцах и не наблюдались совместно.

Включения 3-го типа – многофазовые, содержат небольшой пузырек пара, жидкость – водно-солевой раствор, кристалл галита и 2–3 дочерние твердые фазы: не идентифицированные растворимые и нерастворимые минералы (см. фиг. 3е–з). Эти включения обнаружены в кварце вместе с первичными флюидными включениями 1-го или 2-го типов. Флюидные включения 3-го типа были обнаружены также в кварце гранит-порфиров Правоурмийской дайки.

Результаты изучения флюидных включений

Флюидные включения 1-го типа захватили хлоридно-щелочной водно-солевой флюид, что следует из результатов валового анализа их содержимого в кварце из обр. БГ-82, в котором преобладают включения 1-го типа, а включения 3-го типа малочисленны. Они показали преобладание в минералообразующем флюиде Cl и Na соответственно (в г/кг Н2О) 43.85 и 13.64, и присутствие K, Ca, Mg и F соответственно (в г/кг Н2О) 4.98, 2.92, 0.65 и 1.74. Соотношение основных катионов Na+ : K+ : Са+2 : Mg+2 = 0.72 : 0.16 : 0.09 : 0.03 и анионов Cl- : F- = 0.93 : 0.07 дало основание считать, что состав и свойства флюида во включениях могут быть описаны с использованием экспериментальных данных для системы H2O–NaCl (Knight, Bodnar, 1989).

Соленость захваченного флюида (табл. 3), оцененная по температуре плавления последнего кристаллика льда (-5.9 ± 0.1 °С), составляет 9 мас.% эквивалентных NaCl (Bodnar, Vityk, 1994). Гомогенизация включений происходила в критическую фазу с исчезновением мениска между жидкостью и паром при 440–455 °С, что близко к критической температуре (457 °С) водного флюида, в котором растворено 9 мас.% NaCl (Knight, Bodnar, 1989). Плотность флюида составляет 0.55 г/см3 (Knight, Bodnar, 1989).

 

Таблица 3. Результаты микротерметрического изучения флюидных включений в минералах

№ обр.

Тип ФВ (минерал)

N

Температуры фазовых переходов, °С

С солей, мас.%NaCl-экв.

Тэ

Тпл(Hh)

Тп NaCl

Тгом(фаза)

Первичные включения в магматическом кварце

БГ-82

П2ф (Q)

15

н/опр

-5.9 ±0.1

 

440–455 (к)

9.0

Пмф (Q)

5

н/опр

н/опр

390-400

355-365 (ж)

46.4-47.5

БГ-25

П2ф (Q)

25

–31.5

-11…–15

 

450–470 (г)

15.0–18.6

Пмф (Q)

3

н/опр

н/опр

400-405

380-400 (ж)

47.5-48.0

БГ-48

Пмф (Q)

10

н/опр

н/опр

430-480

280-290 (ж)

50.8–57.1

Месторождение Правоурмийское. Кварц-касситерит-топазовые прожилки в грейзенах

У143-88

П2ф (Т)

15

-28

-6.0 ±0.2

 

430-450 (ж)

9.3

У2-87

П2ф (T)

25

-29.5

-8.1 ±0.1

 

370-380 (ж)

11.8

П2ф (Q)

43

-27.5

-7.8 ±0.1

 

370-380 (ж)

11.5

П2ф (K)

7

-27…-30

-8.5 ±0.1

 

370-380 (ж)

12.1

Месторождение Ближнее. Кварц-касситеритовая жила

БШЮ-1-14

П2ф (Q)

5

н/опр

-9.2 ±0.2

 

400-420 (ж)

13.1 ± 0.2

Пмф (Q)

3

-45

-33 (Hh)

280–290

395-405 (ж)

36.7–37.4

ПBмф (Q)

15

-45

-30 (Hh)

230–255

330–350 (ж)

33.5–35.0

Примечание. Сокращения: Q – кварц, T – топаз, K – касситерит. Тип ФВ: П – первичные, ПВ – псевдо­вторичные, 2ф – двухфазные (жидкость + пар), мф – многофазные (жидкость + пар + твердые дочерние фазы), Тэ – температура первоначального плавления льда, Тпл – температура плавления льда, (Hh) – температура плав­ления гидрогалита, Тгом – гомогенизации жидкой фазы (ж – в жидкость, к – в критическое состояние, г – в газ, содержат углекислоту и углеводороды), Тп NaCl – температура растворения кристалла галита. N – количество ­изученных включений.

 

Флюидные включения 2-го типа содержат щелочно-хлоридный флюид. Этот вывод основывается на данных о температуре первоначального плавления льда, равной –31.5 °С (см. табл. 3). Этот термин используется вместо выражения “температура эвтектики” т. к. первым во включениях может происходить плавление метастабильных фаз, которое не является эвтектическим (Davis et al., 1990; Cline, Bodnar, 1994). Она значительно ниже температуры эвтектики в системах H2O–NaCl (-21.2 °С) и H2O–NaCl–KCl (-22.9 °С), но ближе к температурам эвтектики в системах H2O–MgCl2 и H2O–NaCl–MgCl2 соответственно -33.6 °С и -35 °С (Борисенко, 1977; Bakker, Baumgartner, 2012). Следовательно, флюид помимо NaCl и KCl содержит другие соли, возможно, MgCl2. Его соленость (см. табл. 3) изменяется от 15.0 до 18.6 мас.% эквивалентных NaCl.

При охлаждении флюидных включений 2-го типа в пузырьке газа вымораживается углекислота (твердая фаза СО2 занимает менее 5% объема). Температура ее плавления (от -63.5 до -66.3 °С) ниже значений (-56.6 °С), установленных для ­чистой СО2 (Варгафтик, 1972), и указывает на присутствие в составе газовой фазы, помимо пара Н2О и СО2, также значительного количества СН4 (СН4 > СО2, Thiery et al., 1994).

Полная гомогенизация включений 2-го типа не наблюдалась, так как твердые фазы не растворялись в них вплоть до температур 500–550 °С, при которых произошла разгерметизация вакуолей. Возможно, это связано с тем, что дочерние фазы растворяются при более высоких температурах или продолжительность опыта оказалась недостаточной для их растворения. Гомогенизация жидкости и пузырька газа происходила в газовую фазу при температурах 450-470 °С.

Флюидные включения 3-го типа гомогенизировались в жидкость после исчезновения пузырька пара при 355–400 °С и растворения галита при 390–405 °С. Соленость флюида равна 46.4–48.0 мас.% эквивалентных NaCl (см. табл. 3).

В первичных включениях в кварце гранит-порфиров Правоурмийской дайки растворение галита происходило при температурах от 430 до 480 °С. Эти значения выше тех, что измерены для аналогичных включений в кварце из гранитов Верхнеурмийского массива. Допустив, что состав флюида во включениях соответствовал системе H2O–NaCl (Bodnar, Vityk, 1994), концентрацию NaCl в нем оценили от 51 до 57 мас.%.

ФЛЮИДНЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ В МИНЕРАЛАХ SN-W РУД

Правоурмийское месторождение

Флюидные включения обнаружены в топазе из грейзенов и топазе, кварце и касситерите из жил (фиг. 5). Форма включений в кварце неправильная или изометричная, в касситерите – веретенообразная, в топазе – преимущественно уплощенная. Размеры вакуолей изменяются от 3 до 20 мкм. Все включения являются первичными: они образуют изолированные кластеры, не связанные с трещинами, встречаются также единичные отдельные вакуоли. В минералах обнаружены только двухфазовые (1-й тип) при комнатной температуре флюидные включения, которые содержат жидкость – водно-солевой раствор, как установлено на основании температур первоначального плавления льда (Борисенко, 1977), и пузырек пара.

Температуры первоначального плавления льда во включениях изменялись от -27 до -30 °С (см. табл. 3). Эти величины располагаются между температурами эвтектик в системах H2O–NaCl (-21.2 °С) и H2O–NaCl–KCl (-22.9 °С) и в системах H2O–MgCl2 и H2O–NaCl–MgCl2, соответственно -33.6 °С и -35 °С (Bakker, Baumgartner, 2012). Следовательно, включения захватили щелочно-хлоридный флюид, в составе которого преобладали NaCl и KCl, но он содержал растворенные FeCl2 и MgCl2 (Борисенко, 1977). Соленость флюида, захваченного топазом из грейзенов, оценивается в ~ 9 мас.% эквивалентых NaCl, а минералами кварц-касситеритовых жил – 11.8 ± 0.3 мас.% эквивалентных NaCl (см. табл. 3). Все включения гомогенизировались в жидкую фазу: в топазе из грейзенов – при 430–450 °С, а в минералах из жил – при 370–380 °С.

Щелочно-хлоридный состав минералообразующего флюида подтверждается валовым анализом содержимого флюидных включений в топазе из образца У143-88. В растворах включений преобладают Cl и Na, соответственно (в г/кг Н2О) 7.79 и 8.38, присутствуют также K, Ca, Mg, F и НСО3, соответственно (в г/кг Н2О) 1.56, 0.47, 0.13, 1.68 и 7.79. Соотношение основных катионов следующее Na+ : K+ : Са+2: Mg+2 = 0.86 : 0.1 : 0.03 : 0.01 и анионов Cl- : F- : НСО3- = 0.5 : 0.2 : 0.3. Флюидные включения содержат также в газовой фазе СО2 и СН4. Соотношение СO2/СH4*, где СH4* – сумма углеводородов, оценивается в 0.7.

Месторождение Ближнее. Характеристика включений

Флюидные включения изометричной, трубчатой и уплощенной формы размерами от 10 до 30 мкм по особенностям расположения в минерале-хозяине (фиг. 6а) подразделены на две группы согласно известным критериям (Реддер, 1987). Часть из них идентифицированы как первичные, т.к. они располагаются вдоль зон роста кристаллов кварца (фиг. 6б-д). Часть из них считаются псевдовторичными, поскольку залечивают короткие трещинки, не выходящие за границы кристалла (фиг. 6е-ж).

 

Фиг. 5. Первичные флюидные включения в минералах Правоурмийского месторождения. a–б – в кварце с выделениями арсенопирита (Р – точечная дочерняя фаза рудного минерала); в–д – в касситерите и топазе из прожилка; е – в топазе из грейзена.

 

По фазовому составу при комнатной температуре выделено три типа флюидных включений: 1) двухфазовые включения, содержащие жидкость – водно-солевой раствор и пузырек пара (фиг. 6б-в); 2) включения, в которых присутствует пузырек пара и небольшое количество жидкости (фиг. 6г-ж); 3) включения многофазные: в них обнаружены пузырек пара, жидкость – водно-солевой раствор, кристалл галита и 1–2 твердые дочерние фазы: не идентифицированные нерастворимые минералы (см. фиг. 6г-ж). Включения 1-го типа выявлены исключительно во внутренних зонах кристаллов кварца. Первичные и псевдовторичные флюидные включения 2-го и 3-го типов обнаружены во внешних зонах кристаллов. Поскольку эти включения приурочены к одним и тем же зонам роста кристаллов кварца, то они считаются сингенетичными.

 

Фиг. 6. Включения рудообразующих флюидов в кварце месторождения Ближнее. а – хрусталевидный кварц (Q) с выделениями касситерита (Cs) и флюидными включениями, распределенными по зонам роста кристаллов; б–в – первичные включения в центральной зоне кристаллов (тип 1); г–д – первичные включения во внешних зонах кристаллов: газовые (тип 2) и многофазные (тип 3) с кристаллом галита и неидентифицированными твердыми дочерними фазами; е–ж – псевдовторичные существенно газовые (тип 2) и многофазные (тип 3) с кристаллом галита и неидентифицированными твердыми дочерними фазами.

 

Микротермометрическое изучение

Флюидные включения 1-го типа гомогенизировались в жидкую фазу при температуре 400–420 °С (см. табл. 3). Катионы и анионы в захваченном ими флюиде оценили по данным валового анализа. В нем преобладали хлор и натрий, содержание (в г/кг Н2О) которых соответственно 39.38 и 45.31, в меньших количествах (в г/кг Н2О) присутствуют калий, кальций и гидрокарбонат соответственно 3.55, 3.16 и 67.00. Их соотношение оценивается как Na+ : K+ : Са+2 = 0.92 : 0.04 : 0.04 и Cl- : HCO3- = 0.5 : 0.5. Хлоридно-натриевый состав флюида позволил оценить его соленость по температуре плавления последнего кристаллика льда (Bodnar, Vityk, 1994): она оказалась равной 13.1 ±0.2 мас.% эквивалентных NaCl (см. табл. 3).

Флюидные включения 2-го типа преимущественно содержат водяной пар, признаки присутствия других газов при их охлаждении не установлены.

Флюидные включения 3-го типа захватили щелочно-хлоридный флюид. На это указывает температура начала плавления льда -45 °С. Это значение располагается между величинами температуры эвтектики -37.8 °С и -49.8 °С в системах H2O–KCl–MgCl2 и H2O–CaCl2 (Борисенко, 1977). Обычно такие данные интерпретируются как свидетельства того, что включениями был захвачен щелочно-хлоридный флюид, содержащий дополнительно к NaCl и KCl еще и MgCl2 и CaCl2 (Bodnar, 2003). К оценкам состава законсервированного флюида по “температурам эвтектики” следует относиться с большой осторожностью из-за возможных явлений метастабильного плавления (Davis et al., 1990; Samson, Walker, 2000). Однако сделанный вывод согласуется с данными валового анализа солевого состава содержимого включений. Как первичные, так и псевдовторичные включения гомогенизировались после растворения галита в жидкую фазу в результате исчезновения пузырька пара соответственно при температурах 395–405 °С и 330–350 °С (см. табл. 3). Соленость флюида в первичных включениях (см. табл. 3) 36.7–37.4 мас.% эквивалентных NaCl, в псевдовторичных – 33.5-35.0 мас.% эквивалентных NaCl.

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ КИСЛОРОДА

Изотопный состав кислорода сосуществующих кварца и ортоклаза определен из гранитов Верхнеурмийского массива, топаза из касситерит-топазовых прожилков в грейзенах Правоурмийского месторождения и пары сосуществующих касситерита и кварца из Ближнего месторождения (табл. 4). Величины ä18О кварца и ортоклаза оказались близкими: разница между ними составила 1.2 и 1.3‰. Значения ä18O топаза из грейзенов и касситерит-топазовой жилы различаются на 0.9‰.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Составы стекол из расплавных включений, в отличие от валовых анализов образцов пород, дают возможность оценить содержания воды и других летучих в магме, из которой кристаллизовались граниты Верхнеурмийского массива. Следует отметить некоторые различия в составе стекол из расплавных включений в кварце и гранитов, вмещающих этот кварц. Выявлено небольшое смещение валовых составов пород относительно составов стекол из расплавных включений (фиг. 7). Точки фигуративных составов последних группируются вблизи положений минимума кварц-полевошпатовой котектики в координатах Qu–Ab–Or (см. фиг. 7). Аналогичное расположение на диаграмме фигуративных точек гранитов и стекол из включений в породообразующем кварце при незначительном (около 10%) смещении тренда гранитов к вершине ортоклаза подчеркивает их генетическое родство. Часть анализов образуют тренд, направленный в сторону альбитовой вершины (БГ-25 и 82, часть включений в БГ-21), а другая группируется выше котектики при 1 кбар (БГ-21, 23, 104, 105). Это может служить признаком флюидно-магматического взаимодействия между расплавом и магматогенным флюидом (Соколова, Смирнов, 2014).

Состав стекол указывает на то, что граниты и гранит-порфиры Верхнеурмийского массива кристаллизовались из обогащенных калием кислых умеренно- до высокоглиноземистых расплавов, соответствующих высококалиевой известково-щелочной серии (см. фиг. 4). Содержание щелочей в стеклах также изменяется (см. фиг. 4): сумма щелочей лежит между 6 и 9 мас.%. Граниты характеризуются пониженными значениями Na2Oи стабильными значениями K2O, в то время как в стеклах содержание Na2O выше, а K2O – незначительно ниже, чем в гранитах (см. фиг. 4).

 

Фиг. 7. Диаграмма Ab–Or–Q составов гранитов и стекол.

 

Следовательно, состав расплава при кристаллизации кварца значительно изменялся. Разница в содержаниях главных компонентов в стеклах из разных образцов указывает на то, что они захватывались на разных стадиях магматической кристаллизации и отражают эволюцию расплава. Такие же различия в составе пород и стекол были выявлены при изучении умеренно дифференцированных дацитов и риодацитов, с которыми связаны олово-порфировые месторождения Боливии, включая уникальные месторождения Льялягуа и Серо Рико де Потоси (Dietrich et al., 2000). Это явление было объяснено селективной кристаллизацией кварца в зональной магматической камере, в которой состав расплавов изменялся от среднего до крайне фракционированного. Была высказана гипотеза, что магма и металлы поступали из разных частей зональной магматической камеры, часто встречающихся в вулкано-плутонических системах.

Вода

На диаграмме зависимости содержания Н2О от содержания SiO2 в расплавных включениях (фиг. 8а) отчетливо проявлены два разнонаправленных тренда: с положительной (А) и отрицательной (Б) корреляцией. Тренд (А) соответствует кристаллизационной дифференциации первично недосыщенного водой расплава (~ 6 мас.% Н2О) в глубинном магматическом очаге. При достижении состояния, близкого к насыщению в отношении Н2О (~10–11 мас.%) происходил подъем гранитного расплава, сопровождавшийся потерей им флюида (“декомпрессионное кипение”, тренд Б на фиг. 8а).

Хлор и фтор

Различия концентраций летучих Cl и F в стеклах и породах (см. табл. 1, 2) указывают на то, что эти галогены удалялись из гранитного расплава по мере его кристаллизации и дегазации. На диаграмме SiO2–Cl выделяются две группы включений (см. фиг. 8б). Одни из них демонстрируют повышение содержания Cl по мере увеличения кремнекислотности (ромбы на фиг. 8б). Эта тенденция соответствует тренду А на фиг. 8а. Другие группируются вблизи постоянного среднего значения 0.08 мас.%. Эта группа с более низкими концентрациями хлора в стеклах соответствует тренду Б. Обнаруженные различия, по-видимому, обусловлены двумя факторами: предпочтительной, по сравнению с Н2О, экстракцией хлора флюидом, отделяющимся на ранних стадиях эволюции магматогенно-флюидной системы (1), и гетерогенизацией первично гомогенного флюида при низком давлении (2), что обуславливает буферирование содержания хлора в расплаве (т. е. делает систему расплав – водно-солевой флюид – пар инвариантной при фиксированном давлении (Shinohara, 1994).

 

Фиг. 8. Корреляция содержаний Н2О (а) и Cl (б) в расплавных включениях с содержанием кремнезема. Ромбы – составы включений, захваченных в глубинном очаге, квадраты – составы, захваченные при декомпрессии и в ходе малоглубинной кристаллизации (см. обсуждение в тексте).

 

Р-Т и флюидная эволюция

Изменение SiO2, Н2О и Cl в стеклах позволило реконструировать Р-Т и флюидную эволюцию в гранитном расплаве/магме. С этой целью мы провели расчеты кристаллизационной дифференциации модельного расплава гранита, упрощенный состав которого соответствует составу образца БГ-105 (см. табл. 1), нормированному на тройную систему Ab–Kfs–Qtz + 3.5 мас.% Н2О. Расчеты выполняли с помощью программного пакета DOMINO (de Capitani, Petrakakis, 2010) и термодинамической базы данных для минералов и гранитного расплава по (Holland, Powell, 2011). Максимальное содержание воды, оцененное в стеклах (10–11 мас.%), отвечает давлению около 5 кбар (Holtz et al., 2001; Holland et al., 2018). Подтверждением заложения области генерации расплавов Верхнеурмийского гранитоидного массива на больших глубинах могут служить находки граната (Гоневчук, 2002), образование которого в качестве перитектической фазы гранитных расплавов начинается при давлении не менее 5 кбар (Ellis, 1986). Эта величина давления принята для расчета дифференциации в глубинном очаге, соответствующей тренду А (см. фиг. 8а). Результаты расчетов (см. фиг. 9) показывают, что при выбранном валовом составе первым на ликвидусе появляется кварц, он начинает кристаллизоваться чуть выше 800 °С. Эта температура – максимальная, при которой могли быть захвачены расплавные включения. Рассчитанное при 800 °С содержание Н2О в расплаве (~4 мас.%, см. фиг. 9) значительно отличается от этой величины в стекле в этом образце (табл. 2). Содержания 8.2 мас.% Н2О в стеклах лучше совпадают с расчетными данными при Т = 760 °С, когда доля расплава составляет около 0.3 (см. фиг. 9). Близкое к насыщению в отношении Н2О состояние расплава (10 мас.%) при его доле в 0.1 достигалось при 740 °С. Наиболее вероятно, что при этой температуре были захвачены включения с максимальным содержанием воды в расплавах (см. фиг. 4а), после чего начался “декомпрессионный” этап эволюции магматогенно-флюидной системы. Адиабатический (т. е. близкий к изотермическому) подъем магмы привел к резкому уменьшению содержания Н2О в расплаве. Минимальные оценки содержания Н2О в стекле (3.84 мас.%, см. табл. 2) соответствуют давлению ~1 кбар (Holtz et al., 2001; Holland et al., 2018), т. е. при подъеме магма потеряла более 60% растворенного в ней флюида. Температура 740 °С лишь на 20° выше солидуса гранита при 1 кбар (Holtz et al., 2001). Именно в этом небольшом интервале температур происходила окончательная кристаллизация гранита и отделение последних порций флюида.

 

Фиг. 9. Изменение с температурой мольных количеств (левая шкала) расплава (ромбы), кварца (квадраты) и содержания воды в расплаве (мас.%, треугольники, правая шкала).

 

Расчеты и оценки не учитывают влияния растворимости галогенов в расплаве. Сделать это количественно, к сожалению, невозможно, т. к. пока отсутствуют данные по термодинамическим свойствам галоген-содержащих частиц в силикатных расплавах. Можно предположить, что растворение хлора – элемента, практически несовместимого в гранитных расплавах – не должно заметно сказываться на оценках температур кристаллизации. Растворение фтора, наоборот, может заметно понижать эти оценки. Поэтому минимальная температура захвата кварцем расплавных включений могла быть ниже 680 °С, а не 720 °С, как предсказывают расчеты и эксперименты в равновесии гранитного расплава с чистой Н2О. Полученные оценки температуры окончательной кристаллизации гранитов Верхнеурмийского массива вполне сопоставимы с параметрами образования для оловоносных гранитов Рудных гор (~700 °С на глубинах 3–6.5 км; Thomas, Klemm, 1997). Они также сходны с условиями затвердевания интрузий в олово-порфировых магматогенно-флюидных системах Боливии при температурах между 620 и 740 °С (Dietrich et al., 2000).

Давление, при котором завершалась кристаллизация расплава и происходило отделение флюи­да от магмы, приближенно оценили по данным о температурах гомогенизации флюидных включений 1-го типа в магматическом кварце и плотности захваченного им флюида. Если предположить, что эти флюидные включения были захвачены одновременно с расплавными включениями при температуре, близкой к полной кристаллизации гранита (680–720 °С), то экстраполяция изохоры, соответствующей этим включениям, в область высокой температуры (4.55 бар/°С; Knight, Bodnar, 1989) дает давление в 1.5 ± 0.1 кбар (см. фиг. 10). Это значение хорошо согласуется с полученной выше оценкой этого параметра, основанной на данных о минимальном содержании воды в стекле.

Соленость флюида, отделившегося от гранита в глубинном очаге, получили по экспериментальным данным (Aranovich et al., 2013). Накоплению хлора в расплаве способствовала кристаллизационная дифференциация, о чем свидетельствует тренд А (фиг. 8б), показывающий повышение содержания этого галогена в стеклах по мере увеличения в них кремнезема. Максимальная концентрация хлора в насыщенном флюидом расплаве составляла 0.2 мас.%, а отношение масс Cl/H2O – около 0.02 (см. табл. 2). Принимая температуру насыщения расплава флюидом в ~740 °С и экстраполируя экспериментальные данные (Aranovich et al., 2013) до давления 5 кбар (оценено по максимальному содержанию H2O в  гранитном расплаве), получим, что соленость флюида, первоначально отделившегося от расплава, была близка к ~50 мас.% эквивалентных NaCl при мольной доле XH2O = 0.76 (фиг. 11). Близкую оценку (40–45 мас.% NaCl экв.) дает и экстраполяция в область высоких давлений результатов расчетов (Dolejs, Zajacz, 2018, fig. 7.28b). Это значение солености близко к оцененной величине во флюиде из включений 3-го типа в кварце из образца БГ-105 (см. табл. 3).

Рассолы могли отделяться также при более низком давлении на заключительном этапе кристаллизации. При температурах 680–720 °С (680 °С учитывает понижения температуры плавления из-за растворения фтора в расплаве) и давлении 1–1.2 кбар из гранитного расплава с содержанием Cl = 0.14 мас.% и Н2О около 4 мас.% (Cl/H2O = 0.036; включение БГ-82(1) в табл. 3) должна отделиться двухфазовая смесь: жидкий рассол и пар с соленостью соответственно 40–45 мас.% и 4–7 мас.% эквивалентных NaCl (Shinohara, 1994; Луканин, 2015). Эти оценки близки к солености флюида из включений в кварце из образца БГ-82 (см. табл. 3).

Отделившийся от магмы флюид содержал углекислоту и метан. Вполне возможно, что захват этих, относительно обогащенных неполярными газами, включений был связан с расслоением в системе Н2О – неполярный газ – сильный электролит (Аранович и др., 2010; Аранович, 2013).

Поведение изотопной системы кислорода

Оценки температуры (580 и 610 °С, см. табл. 4), полученные для двух образцов баджальских гранитов по минеральной паре “кварц – полевой шпат”, отражают температуру закрытия изотопной системы кислорода кварца, имеющего более низкие скорости диффузии кислорода, чем в полевых шпатах при одних и тех же РТ-параметрах (Giletti, 1985). Эти значения на ~100 °С ниже, чем температуры кристаллизации гранитов (680–720 °С), установленные другими методами. Это вполне естественно, поскольку для кислых, насыщенных в отношении флюида магматических расплавов характерно ретроградное достижение нового изотопного равновесия (re-equilibration) между сосуществующими минералами и флюидом после кристаллизации. Величина ä18О(fl) флюида, равновесного с гранитами, для узкого интервала температуры закрытия изотопной системы кварца верхнеурмийских гранитов составляет 9.2‰. Расчет с использованием температурной зависимости “риолит-вода” (Zhao, Zheng, 2003) показывает, что флюид с этим значением ä18О(fl) при температуре 580–610 °С должен был формироваться в равновесии с гранитами, которые имеют усредненную величину ä18О(ã) = 10.2 ± 0.1‰. Как следует из табл. 4, это значение ä18О(ã) находится между величинами ä18О кварца и ортоклаза, главных минералов гранитов, и соответствует 20–30-процентному содержанию кварца в породе.

 

Фиг. 10. Диаграмма, иллюстрирующая условия захвата флюидных включений в кварце баджальских гранитов. Кривые равновесия жидкость + пар + галит, жидкость – пар и изохоры для растворов NaCl, имеющих концентрацию 9 и 47% по массе, построены по данным работ (Knight, Bodnar, 1987; Bodnar, 2003).

 

Фиг. 11. Зависимость содержания Cl в модельном гранитном расплаве от состава водно-солевого флюида (K, Na) Cl–H2O с отношением K/(K+Na) = 0.2–0.25. Значками показаны экспериментальные данные (Aranovich, 2013) при разных давлениях. Сплошные кривые – интерполяция экспериментальных данных. Пунктир – экстраполяция до 5 кбар. Звездочка – оценка состава флюида для расплавного включения БГ-105(5) в табл.2.

 

Таблица 4. Изотопный состав кислорода минералов, температуры изотопного равновесия кислорода и состав водного флюида, равновесного с минералами

№ обр.

Минерал

ä18О ‰ (минерал)

Т, °С

ä18О ‰ (fl)

Граниты Верхнеурмийского массива

БГ-82

Кварц

11.2

580**

9.2 (q)

Ортоклаз

9.9

БГ-25

Кварц

11.0

610**

9.2 (q)

Ортоклаз

9.8

Месторождение Правоурмийское

У143-88

Топаз из грейзенов

8.2

450–550*

8.0–8.6 (t)

У2-87

Топаз из касситерит-топазовой жилы

9.1

380–480*

8.1–9.1 (t)

Месторождение Ближнее. Кварц-касситеритовая жила

БШЮ-1-14

Кварц

13.0

380***

8 (q)

Касситерит

3.0

  
Примечание.  * оценка по методу гомогенизации флюидных включений с учетом вероятного влияния давления, приведен верхний предел кристаллизации минералов; ** расчет по уравнениям (Chacko et al., 2001);  *** расчет по уравнению (Polyakov et al., 2005);  (q) расчет по уравнениям (Clayton et al., 1972);  (t) расчет по уравнению (Zheng, 1993).

 

Фиг. 12. Эволюция изотопного состава кислорода флюида при остывании гранитов и формировании жил и грейзенов (Жариков и др., 1992), рассчитанная для Баджальской магматогенно-флюидной системы (δ18О(γ) = 10.2‰). Прямоугольные поля построены по интервалам оценок Т и δ18О(Fl), приведенным в таблице 3 и 4. 1 – флюид, равновесный с топазом, 2, 3 – флюид, равновесный с минералами жил.

 

На фиг. 12 представлен расчет эволюции изотопного состава кислорода водного флюида, равновесного с остывающими верхнеурмийскими гранитами и минералами из грейзенов и жил. Предлагаемая модель магматогенно-флюидной системы подразумевает, что значительные объемы внешнего флюида с иным изотопным составом не вовлекались в нее на всех стадиях ее развития – от момента его отделения при кристаллизации гранитов до окончания образования кварцевых жил (Жариков и др., 1992). На диаграмму нанесена величина ä18О(fl) флюида, равновесного с топазом из грейзенов Правоурмийского месторождения. С учетом погрешности оценок температуры методом гомогенизации флюидных включений она попадает на линию состава флюида, равновесного с верхнеурмийскими гранитами. Это аналогично модели W-Mo месторождения Акчатау: изотопный состав кислорода флюида, равновесного с минералами грейзенов, соответствовал значениям флюида в равновесии с гранитами. В этой модели (Жариков и др., 1992) образование грейзенов считалось ключевой стадией развития флюидной системы, до которой изотопный состав флюида контролировался обменными реакциями с остывающими гранитами (режим доминирования породы). После кристаллизации грейзенов, эволюция изотопного состава флюида определялась его изотопным обменом с минералами жил в условиях доминирования флюида. На диаграмме фиг. 12 изменение режима изотопного обмена флюида показано стрелками и нанесены оценки величин ä18О(fl), полученные для минералов жил (топаза, кварца) Правоурмийского и Ближнего месторождений, которые попадают в поле составов флюида, равновесного с жильными минералами, предсказываемого моделью.

Изложенные результаты показывают, что образование грейзенов и жил Правоурмийского и Ближнего месторождений есть результат развития единой магматогенно-флюидной системы, происхождение которой было связано со становлением Верхнеурмийского массива гранитов – купола Баджальского батолита. На основе изучения только одной изотопной системы кислорода невозможно доказать магматогенное происхождение флюида. Однако можно утверждать, что изотопный состав кислорода рудообразующего флюида контролировался равновесием с гранитами в широком интервале температуры (от ~700 °С до начала кристаллизации грейзенов). Соответствие измеренных и расчетных данных предложенной модели указывает на то, что в магматогенно-флюидную систему не поступило значительных объемов внешнего флюида с иными изотопными характеристиками, который не достиг изотопного равновесия с Верхнеурмийскими гранитами. При этом соленость флюида могла изменяться от 9 до 57 мас.% экв. NaCl, флюид содержал метан и углекислоту, а изотопный состав кислорода водного компонента флюидной фазы соответствовал высокотемпературному равновесию с гранитами (ä18О(fl) = 9.2‰). Изменения солености флюида, возможно, указывают на длительную эволюцию магматогенно-флюидной системы, в течение которой флюидная фаза находилась в изотопно-кислородном равновесии с остывающими гранитами. Это согласуется с моделью, предполагающей активное взаимодействие флюида с гранитами в условиях доминирования пород от начала кристаллизации расплава до образования грейзенов (Жариков и др., 1992).

Характеристики рудообразующего флюида

Свойства флюида, образовавшего грейзены Правоурмийского месторождения, близки к таковым надкритической фазы, захваченной магматическим кварцем. Его соленость изменялась от ~9 до 12 мас.% экв. NaCl, а температура от 550 °С (с учетом поправки на давление ~1 кбар) до 380 °С. Эти данные и величины ä18О(fl), соответствующие изотопному равновесию кислорода с верхнеурмийскими гранитами, свидетельствует об эволюции одного и того же флюида в магматогенно-флюидной системе, в которой грейзенизация произошла на ранней постмагматической стадии. Температуры гомогенизации флюидных включений (см. табл. 3) позволяют предположить близость РТ-условий захвата первичных включений кварцем гранитов и топазом из грейзенов.

 

Фиг. 13. PX-проекция изотерм в системе H2O–NaCl (Sourirajan, Kennedy, 1962), иллюстрирующая образование ассоциации включений хлоридных рассолов (тип 3) и включений водяного пара (тип 2) в результате гетерогенизации водно-солевого флюида с концентрацией 13% NaCl (включения 1-го типа) при снижении температуры и давления.

 

Отложение минералов в жилах Ближнего месторождения произошло в иных условиях, а именно: в результате фазовой сепарации флюида с образованием рассола, содержащего 33.5–37.0 мас.% эквивалентных NaCl, и флюида малой плотности с низкой концентрацией солей. Этот процесс мог произойти при падении температуры или давления (фиг. 13). Если давление флюида превышает литостатическую нагрузку вышележащих пород, происходит их разрушение и образование трещин (Burnham, 1985), которое вызовет падение флюидного давления и отделение малоплотного флюида и летучих. Возникновение флюидов, контрастных по солености и плотности, может быть связано и с тем, что жилы Ближнего месторождения образовались на меньших глубинах, на большем удалении от рудоносного гранитного массива (фиг. 14).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Получены свидетельства, подтверждающие генетическую связь месторождений Правоурмийское и Ближнее с внедрением и кристаллизацией гранитоидов Верхнеурмийского массива, представляющих собой выход на поверхность Баджальского батолита.

 

Фиг. 14. Схема эволюции Баджальской рудно-магматической системы в PT-координатах. Выделена двухфазовая область сосуществования жидкости и пара (L+V) с изоплетами концентраций NaCl от 10 до 70 мас.%, ограниченная линией критических точек (СР) и линией насыщения (L+V+H) растворов NaCl (Bodnar, 2003). Пунктир – солидус гранита, содержащего 2 мас.% фтора (Selby et al. 2000). Указаны глубины, соответствующие литостатическому (по левой оси) и гидростатическому градиенту.

 

Магматизм Хингано-Охотской вулкано-плутонической зоны был вызван процессами разрыва океанической плиты – “slab-window” (Ханчук, 2006, Sato et al., 2002), которые обусловили поступление горячей астеносферы в аккреционную призму. Мощный тепловой поток вызвал плавление краев погруженной (субдуцированной) гидратированной и метасоматизированной океанической плиты, лежащего над ней метасоматизированного мантийного клина. В результате образовались огромные объемы водосодержащих мантийных магм. Их подъем от погруженной плиты и последующий “андерплейтинг” большого объема мафических магм вызвал интенсивное плавление пород континентальной коры. Разрыв плиты стал причиной более активного фельзитового магматизма (Thorkelson, 1996). Плавление различных по составу протолитов и фракционная кристаллизация могли стать причиной образования магм – родоначальниц верхнеурмийских гранитов, сочетающих в себе признаки гранитов I- и S-типов, которые были обогащены вольфрамом и оловом. Олово-вольфрамоносные граниты и гранит-порфиры кристаллизовались из кислых известково-щелочных, от умеренно- до высоко глиноземистых расплавов, изначально не насыщенных водой и содержащих значительные концентрации летучих Cl и F. Эволюция состава расплавов произошла в результате кристаллизационной дифференциацации на двух структурных уровнях: в глубинном (около 15 км) магматическом очаге и в сравнительно малоглубинных условиях (около 4 км). Повышенная глиноземистость некоторых расплавов могла быть связана как с их кристаллизационной дифференциацией, так и с ассимиляцией терригенных алюмосиликатных пород. Изменение состава расплавов обусловило эволюцию отделившегося и удаляющегося от них флюида от высококонцентрированного рассола до позднего надкритического, захваченного магматическим кварцем, к близкому к надкритическому в грейзенах, а затем и несмешивающихся жидкой фазы и малоплотного пара с умеренной соленостью, законсервированных в кварцевых жилах.

Таким образом, установлен прямой переход от магматической к гидротермальной стадии при кристаллизации из гранитоидного расплава пород Баджальского оловоносного батолита и связанных с ним месторождений. Получены свидетельства отделения от него надкритического водно-солевого флюида и образования грейзенов, касситерит-топазовых и касситерит-кварцевых жил в результате эволюции единого магматогенного флюида на разных глубинах.

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают признательность аналитикам ЦКП “ИГЕМ АНАЛИТИКА” и  ЦКП МИИ ИГМ СО РАН, выполнившим анализы пород и руд, а также стекол расплавных включений.

ФИНАНСИРОВАНИЕ

Работа выполнена при финансовой поддержке Программы фундаментальных исследований Президиума РАН (НИОКРТ: AAAA-A18-118022090074-4; Госзадание 0136-2018-0037 “Месторождения стратегических и высокотехнологичных металлов Российской Федерации: закономерности размещения, условия образования, как фундаментальные основы для разработки технологии прогноза и поисков”), а также программы ДВО РАН (проект № 15-I-2-003), Российского фонда фундаментальных исследований (проект № 18-05-00053).

N. S. Bortnikov

Institute of ore deposits, petrorgraphy, mineralogy and geochemistry RAS

Author for correspondence.
Email: bns@igem.ru

Russian Federation, Moscow

L. Ya. Aranovich

Institute of ore deposits, petrorgraphy, mineralogy and geochemistry RAS

Email: bns@igem.ru

Russian Federation, Moscow

S. G. Kryazhev

Geological Research Institute for Nonferrous and Precious Metals

Email: S34@mail.ru

Russian Federation, Moscow

S. Z. Smirnov

Institute of geology and mineralogy after V.S. Sobolev of Siberian Division RAS; Tomsk State University

Email: ssmr@igm.nsc.ru

Russian Federation, Novosibirsk; Tomsk

V. G. Gonevchuk

Far East Geological Institute of Far East Division RAS

Email: Gonevchuk@fegi.ru

Russian Federation, Vladivostok

B. I. Semanyak

Far East Geological Institute of Far East Division RAS

Email: bns@igem.ru

Russian Federation, Vladivostok

E. O. Dubinina

Institute of ore deposits, petrorgraphy, mineralogy and geochemistry RAS

Email: bns@igem.ru

Russian Federation, Moscow

N V. Gorelikova

Institute of ore deposits, petrorgraphy, mineralogy and geochemistry RAS

Email: bns@igem.ru

Russian Federation, Moscow

E. N. Sokolova

Institute of geology and mineralogy after V.S. Sobolev of Siberian Division RAS

Email: bns@igem.ru

Russian Federation, Novosibirsk

  1. Алексеев В.И. Литий-фтористые граниты Дальнего Востока. Санкт-Петербург: Национальный минерально-сырьевой университет “Горный”, 2014. 244 с.
  2. Алексеев В.И, Марин Ю.Б., Капитонов И.Н., Сергеев С.А. Возраст и источники вещества литий-фтористых гранитов Дальнего Востока (изотопные U-PB и Lu-HF данные) // ДАН. 2013. Т. 449. № 6. С. 684–687.
  3. Аранович Л.Я. Флюидно-минеральные равновесия и термодинамические свойства смешения флюидных систем // Петрология. 2013. T. 21. № 6. С. 588–599.
  4. Аранович Л.Я., Закиров И.В., Сретенская Н.Г., Геря Т.В. Тройная система H2O–CO2–NaCl при высоких Т-Р параметрах: эмпирическая модель смешения // Геохимия. 2010. № 5. С. 475–484.
  5. Бакулин Ю.И. Систематизация оловоносных и золотоносных рудных систем для целей прогнозирования. М.: Наука, 1991. 192 с.
  6. Беспалов В.Я. Геологические особенности и условия формирования оловянного оруденения Верхне-Баджальского рудного узла (Восточное Приамурье). Автореф. дисс. … канд. геол.-минер. наук. Владивосток, 1981. 22 с.
  7. Беспалов В.Я., Кокорин А.М., Коростелев П.Г. и др. Геолого-структурные условия локализации оловянного оруденения, вещественный состав и генезис месторождения Ближнего (Приамурье) // Строение, состав и генезис оловорудных месторождений Дальнего Востока. Владивосток: ДВО АН СССР, 1980. С. 17–34.
  8. Болотников А.Ф., Кравченко Н.С., Крутов Н.К. Магматизм и рудоносность Баджальского района. Хабаровск: ДВИМС МинГео СССР, 1975. 320 с.
  9. Борисенко А.С. Изучение солевого состава растворов газово-жидких включений в минералах методом криометрии // Геология и геофизика. 1977. № 8. С.16–27.
  10. Бортников Н.С., Ханчук А.И., Крылова Т.Л., Аники¬на Е.Ю., Гореликова Н.В., Гоневчук В.Г., Игнать¬ев А.В., Кокорин А.М., Коростелев П.Г., Ломм Т. Геохимия минералообразующих флюидов некоторых оловорудных гидротермальных систем Сихотэ-Алиня (Дальний Восток, Россия) // Геология руд. месторождений. 2005. Т. 47. № 6. С. 537–570.
  11. Брусницын А.И., Панова Е.Г., Смоленский В.В. Находка гранитов литий-фтористого типа в пределах Верхнеурмийского рудного узла // Изв. ВУЗов. Геология и разведка. 1993. № 6. С. 150–151.
  12. Варгафтик Н.Б. Справочник по теплофизическим свойствам газов и жидкостей. М.: Наука, 1972. 720 с.
  13. Гавриленко В.В., Панова Е.Г. Геохимия, генезис и типоморфизм минералов месторождений олова и вольфрама. С.-Петербург: Невский курьер, 2001. 260 с.
  14. Гоневчук В.Г. Оловоносные системы Дальнего Востока: магматизм и рудогенез. Владивосток: Дальнаука, 2002. 297 с.
  15. Гоневчук и др. Хингано-Охотский металлогенический пояс в концепции террейнов // Рудные месторождения континентальных окраин. Вып. 1. Владивосток: Дальнаука, 2000. С. 35–54.
  16. Государственный доклад о состоянии и использовании минерально-сырьевых ресурсов Российской Федерации в 2016 и 2017 годах. М.: ВИМС, 2018. 372 с.
  17. Жариков В.А., Дубинина Е.О., Шаповалов Ю.Б., Суворова В.А. Происхождение рудоносного флюида редкометального месторождения Акчатау // Геохимия. 1992. № 2. С. 163–170.
  18. Коваленко В.И. Петрология и геохимия редкометальных гранитоидов. Новосибирск: Наука, 1977. 204 с.
  19. Копылов М.И. Особенности глубинного строения Комсомольского района и оловорудная минерализация // Тихоокеанский рудный пояс: материалы новых исследований. Владивосток: Дальнаука, 2008. С. 121–130.
  20. Кряжев С.Г., Прокофьев В.Ю., Васюта Ю.В. Использование метода ICP MS при анализе состава рудообразующих флюидов гидротермальных рудных месторождений // Вестник Московского университета. Серия 4. Геология. 2006. № 4. С. 30–36.
  21. Лаврентьев Ю.Г., Карманов Н.С., Усова Л.В. Электронно-зондовое определение состава минералов: микроанализатор или сканирующий электронный микроскоп? //Геология и геофизика. 2015. Т. 56. № 8. С. 1473–1482.
  22. Лебедев В.А. Изотопная систематика и геохронология процессов формирования оловоносной рудно-магматической системы (на примере Верхнеурмийского рудного узла). Автореф. дисс. … канд. геол.- минер. наук. Москва, 2000. 26 с.
  23. Лишневский Э.Н., Гершаник С.Ю. Объемное строение Баджальского оловорудного района в Приамурье // Геология руд. месторождений. 1992. Т. 34. № 1. С. 80–94.
  24. Луканин О.А. Распределение хлора между расплавом и водно-хлоридной флюидной фазой в процессе дегазации гранитных магм. Сообщение 1. Дегазация при снижении давления. Геохимия. 2015. № 9. С. 801–827.
  25. Максимов С.О. Петрология магматических комплексов Баджальской вулканической зоны // Автореф. дисс. ... канд. геол.-минер. наук. Владивосток, 1982. 24 с.
  26. Огнянов Н.В. Геология оловорудных районов и месторождений Хингано-Охотской оловоносной области / -Геология оловорудных месторождений СССР. М.: Недра, 1986. Т. 2. Кн. 1. С. 340–399.
  27. Реддер Э. Флюидные включения в минералах. Пер. с англ. М: Мир, 1987. 560 с.
  28. Родионов С.М. Металлогения олова Востока России. М.: Наука, 2005. 294 с.
  29. Родионов С.М., Натальин Б.А. Геодинамические обстановки нахождения месторождений порфирового типа // Оруденение порфирового типа на Дальнем Востоке. Владивосток: ДВО АН СССР, 1988. С. 46–64.
  30. Рундквист Д.В., Денисенко В.К., Павлова И.Г. Грейзеновые месторождения. М.: Недра, 1971. 328 с.
  31. Савельева Н.И., Прокофьев В.Ю., Долгоносов А.М. и др. Использование метода ионной хроматографии при изучении анионного состава растворов флюидных включений // Геохимия. 1988. № 3. С. 401–408.
  32. Семеняк Б.И., Ефименко С.А., Коростелев П.Г., Ткаченко Г.А. Металлогения Баджальского рудного района // Металлогения главных оловорудных районов юга Дальнего Востока. Владивосток: ДВО АН СССР, 1988. С. 57–84.
  33. Семеняк Б.И., Родионов С.М., Гоневчук В.Г. и др. Месторождение Правоурмийское // Крупные и суперкрупные месторождения рудных полезных ископаемых. М.: ИГЕМ РАН, 2006. Т. 2. Кн. 3. С. 599–611.
  34. Смирнов С.З. Флюидный режим кристаллизации водонасыщенных гранитных и пегматитовых магм: физико-химический анализ // Геология и геофизика. 2015. Т. 56. № 9. С. 1643–1663.
  35. Смирнов С.З., Томас В.Г., Соколова Е.Н., Куприянов И.Н. Экспериментальное исследование герметичности включений водосодержащих силикатных расплавов при внешнем давлении D2O при 650 С и 3 кбар // Геология и геофизика. 2011. Т. 52. № 5. С. 690–703.
  36. Смирнов С.З., Бортников Н.С., Гоневчук В.Г., Гореликова Н.В. Составы расплавов и флюидный режим кристаллизации редкометальных гранитов и пегматитов Тигриного Sn-W месторождения (Приморье) // ДАН. 2014. Т. 456. № 1. С. 95–100.
  37. Соколова Е.Н., Смирнов С.З. Роль флюидно-магматического взаимодействия в формировании гетерогенного онгонит-эльванового Восточно-Калгутинского дайкового пояса: Матер. XVI Всеросс. конф. по термобарогеохимии. Иркутск, 10–14 сентября 2014 г. Изд-во Ин-та географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, 2014. С. 104–105.
  38. Ханчук А.И. Палеогеодинамический анализ формирования рудных месторождений Дальнего Востока России // Рудные месторождения континентальных окраин. Выпуск 1. Владивосток, 2000. С. 5–34.
  39. Ханчук А.И., Голозубов В.В., Мартынов Ю.А. и др. Раннемеловая и палеогеновая трансформные окраины (калифорнийский тип) Дальнего Востока России // Тектоника Азии: Тезисы ХХХ тектонического совещания. Москва, 1997. С. 240–243.
  40. Ханчук А.И., Голозубов В.В., Родионов С.М. и др. Теоретические основы тектонического, геодинамического и металлогенического анализа // Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России. Владивосток: Дальнаука, 2006. Кн. 1. С. 20–32.
  41. Щерба Г.Н. Грейзеновые месторождения // Генезис эндогенных месторождений. М.: Недра, 1968. 719 с.
  42. Acosta–Vigi A., Barich A., Bartoli O., Garrido C.J., Cesare B., Remusat L., Raepsaet C. The composition of nanogranitoids in migmatites overlaying the Ronda peridotites (Betic Cordillera, S Spain): The anatectic history of a polymetamorphic basement // Contrib. Mineral. Petrol. 2016. Vol. 171. P. 24. doi: 10.1007/s00410-016-1230-3
  43. Aranovich L.Y., Newton R.C., Manning C.E. Brine-assisted anatexis: Experimental melting in the system haplogranite–H2O–NaCl–KCl at deep-crustal conditions // Earth Planet. Sci. Lett. 2013. Vol. 374. P. 111–120.
  44. Atkinson A.B. A model for the PTX properties of H2O–NaCl. M.Sc.Thesis, Virginia Tech Institute and State Univ. 2002. 126 p.
  45. Audetat A., Gunter D., Heinrich C. Formation of a magmatic-hydrothermal ore deposits: Insiights with LA-ICP-MS analysis of fluid inclusions. Science. 1998. Vol. 279. P. 2091–2094.
  46. Audetat A., Gunter. D, Heinrich C. Magmatic-hydrothermal evolution in a fractionating granite: A microchemical study of the Sn-W-F-mineralized Mole Granite (Australia). Geochim. Cosmochim. Acta. 2000. Vol. 64. № 19. P. 3373–3393.
  47. Bakker R.J., Baumgartner M. Unexpected phase assemblages in inclusions with ternary H2O–salt fluids at low temperatures // Central European Journal of Geosciences. 2012. Vol. 4. № 2. P. 225–237.
  48. Becker S.P, Fall A., Bodnar R.J. Synthetic fluid inclusions. XVII. PVTX properties of high-salinity H2O–NaCl solutions (>30 wt.% NaCl): applications to fluid inclusions that homogenize by halite disappearance from porphyry copper and other hydrothermal ore deposits // Econ Geol 2008. Vol. 103. P. 539–544.
  49. Blevin P.L., Chappel B.W. The role of magma sources, oxidation states and fractionation in determining the granite metallogeny of eastern Australia // Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences. 1992. Vol. 83. P. 305–316.
  50. Blevin P.L., Chappell B.W. Chemistry, origin, and evolution of mineralized granites in the Lachlan fold belt, Australia; the metallogeny of I-and S-type granites // Econ. Geol. 1995. Vol. 90. № 6. P. 1604–1619.
  51. Bodnar R.J. Introduction to aqueous fluid systems // Fluid Inclusions: Analysis and Interpretation. I. Samson, A. Anderson, D. Marshall. Mineral (eds.). Assoc. Canada, Short Course. Vol. 32. 2003. P. 81–99.
  52. Bodnar R.J., Vityk M.O. Interpretation of microthermometric data for H2O–NaCl fluid inclusions // Fluid inclusions in minerals, methods and applications. De Vivo B, Frezzotti ML (eds). Blacksburg, Virginia Tech. 1994. P. 117–130.
  53. Burnard P.G., Polya D.A. Importance of mantle derived fluids during granite associated hydrothermal circulation: He and Ar isotopes of ore minerals from Panasqueira. Geochim. Cosmochim. Acta, 2004. Vol. 68. № 7. P. 1607–1615.
  54. Burnham C.W. Energy release in subvolcanic environments’ implications for breccia formation // Econ. Geol. 1985. Vol. 80. 1985. P. 1515–1522.
  55. Chacko, Thomas, David R. Cole, and Juske Horita. Equilibrium oxygen, hydrogen and carbon isotope fractionation factors applicable to geologic systems // Rev. Mineral. Geochem. 2001. Vol. 43. № 1. P. 1–81.
  56. Cerny P, Blevin P.L, Cuney M, London D. Granite-related ore deposits // Economic Geology. One Hundredth Anniversary volume. Hedenquist J.W. et al. (eds). Economic Geology Publishing Company, 2005. P. 337–370.
  57. Chappell B.W., White A.J.R. Two contrasting granite types: 25 years later // Australian J. Earth Sciences. 2001. Vol. 48. № 4. P. 489–499.
  58. Cheng Y.B, Mao J.W. Age and geochemistry of granites in Gejiu area, Yunnan province, SW China: constraints on their petrogenesis and tectonic setting // Lithos. 2010. Vol. 120. P. 258–276.
  59. Clayton R.N., O’Neil J.R., Mayeda T.K. Oxygen isotope exchange between quartz and water. J. Geophys. Res. 1972. Vol. 77. P. 3057–3067.
  60. Cline J.S & Bodnar R.J. Direct evolution of a brine from a crystallizing silicic melt at the Questa, New Mexico, molybdenum deposit // Econ. Geol. 2004. Vol. 89. P. 1780–1802.
  61. Collins W.J, Beams S.D, White A.J.R, Chappell B.W. Nature and origin of A-type granites with particular reference to southeastern Australia // Contrib Mineral Petrol. 1982. Vol. 80. P. 189–200.
  62. Darbyshire D.P.F., Shepherd T.J. Chronology of granite magmatism and associated mineralization, SW England. J. Geol. Soc. Lond. 1985. Vol. 142. P. 1159–1177.
  63. Davis D.W., Lowenstein T.K., Spencer R.J. Melting beha¬vior
  64. of fluid inclusions in laboratory-grown halite crystals in the systems NaCl–H2O, NaCl–KCl–H2O, NaCl–MgCl2–H2O, and NaCl–CaCl2–H2O // Geochim. Cosmochim. Acta. 1990. Vol. 54. № 3. P. 591–601.
  65. Dietrich A., Lehmann B., Wallianos A. Bulk rock and melt inclusion geochemistry of Bolivian tin porphyry systems // Econ. Geol. 2000. Vol. 95. № 2. P. 313–326.
  66. De Capitani C., Petrakakis K. The computation of equilibrium assemblage diagrams with Theriak / Domino software // Am. Miner. 2010. Vol. 95. P. 1006–1016.
  67. Devine J.D., Gardner J.E, Brack H.P. et. al. Comparison of microanalytical methods for estimating H2O contents of silicic volcanic glasses // Am. Mineral. 1995. Vol. 80. P. 319–328.
  68. Dolejs D., Zajacz Z. Halogens in silicic magmas and their hydrothermal systems // The role of halogens in terrestrial and extraterrestrial geochemical processes. D. Harlov, L.Y. Arano¬vich (eds) Springer Geochemistry, 2018. P. 431-544. https://doi.org/10.1007/978-3-319-61667-4_7
  69. Ellis D.J. Garnet-liquid Fe2+-Mg equilibria and implications for the beginning of melting in the crust and subduction zones // Am. J. Sci. 1986. Vol. 286. № 10. P. 765–791.
  70. Frost B., C.D. Frost. A geochemical classification for fieldspathic igneous rocks // Jour. of Petrology. 2001. Vol. 49. № 11. P. 1955–1969.
  71. Giletti B.J. The nature of oxygen transport within minerals in the presence of hydrothermal water and the role of diffusion // Chemical Geol. 1985. Vol. 53. P. 197–206.
  72. Gonevchuk V.G, Gonevchuk G.A, Korostelev P.G, Semenyak B.I, Seltmann R. Tin deposits of the Sikhote-Alin and adjacent areas (Russian Far East) and their magmatic association. Aust J. Earth Sci // 2010. Vol. 57. P. 777–802.
  73. Heinrich C.A. The chemistry of hydrothermal tin(-tungsten) ore deposition // Econ. Geol. 1990. Vol. 85. № 3. P. 457–481.
  74. Haapala I. Metallogeny of the rapakivi granites // Mine Petrol. 1995. Vol. 54. Is. 3-4. P. 149–160.
  75. Holtz F., Johannes W., Tamic N. et al. Maximum and minimum water contents of granitic melts generated in the crust: a evaluation and implications // Lithos. 2001. Vol. 56. P. 1–14.
  76. Holland T.J.B., Powell R. An improved and extended internally consistent thermodynamic dataset for phases of petrological interest, involving a new equation of state for solids //J. Metamorph. Geol. 2011. Vol. 29. P. 333–383.
  77. Holland T.J.B., Green TCR, Powell R. Melting of peridotites through to granites: a simple thermodynamic model in the system KNCFMASHTOCr // J. Petrol. 2018. Vol. 59. № 5. P. 881–900.
  78. Holtz F., Beker A., Freise M., Johanness W. The water-undersaturated and dry Qz-Ab-Ort system revisited. Experimental results at very low water activity and geological implication // Contrib. Mineral. Petrol. 2001. Vol. 141. P. 347–357.
  79. Igneous rocks: a classification and glossary of terms: recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Le Maitre R.W. et al. (ed.). Cambridge University Press, 2005.
  80. Ishihara S. The granitoid series and mineralization // Econ. Geol. 75th Anniversary Volume. Society of Economic Geologists, Inc. 1981. P. 458–484.
  81. Ghani A.A., Searle M., Robb L., Chung S.L. Transitional IS type characteristic in the Main Range Granite, Peninsular Malaysia // J. of Asian Earth Sciences. 2013. Vol. 76. P. 225–240.
  82. Giletti B.J. The nature of oxygen transport within minerals in the presence of hydrothermal water and the role of diffusion // Chemical Geol. Vol. 53. 1985. P. 197–206.
  83. Grebennikov A.V., Khanchuk A.I., Gonevchuk V.G. et al. Cretaceous and Paleogene granitoid suites of the Sikhote-Alin area (Far East Russia): Geochemistry and tectonic implications // Lithos. 2016. № 26. P. 250–261.
  84. Kelly W.C., Rye R.O. Geologic, fluid inclusions and stable isotope studies of the tintungsten deposits of Panasqueira, Portugal. Econ. Geol. 1979. Vol. 74. P. 1721–1822.
  85. Knight C.L., Bodnar R.J. Synthetic fluid inclusions: IX. Critical PVTX properties of NaCl–H2O solutions // Geochim. Cosmochim. Acta. 1989. Vol. 53. P. 3–8.
  86. Launay G., Sizareta S., Guillou-Frottiera L., Gloaguena E., Pintoc F. Deciphering fluid flow at the magmatic-hydrothermal transition: A case study from the world-class Panasqueira W–Sn–(Cu) ore deposit (Portugal) // Earth Planet. Sci. Lett. 2018. Vol. 499. P. 1–12.
  87. Lehmann B. Metallogeny of tin // Lecture notes in Earth Sciences 32. Springer-Verlag. 1990. 211 p.
  88. Lehmann B., Mahawat C. Metallogeny of tin in central Thailand: a genetic concept // Geology. 1989. Vol. 17. № 5. P. 426–429.
  89. Li Z., Hu R., Yang J., Peng J., Li X., Bi X. He, Pb and S isotopic constraints on the relationship between the A-type -Qitianling granite and the Furong tin deposit, Hunan Pro¬vince, China // Lithos. 2007. Vol. 97. P. 161–173.
  90. Lineweaver J.L. Oxygen outgassing caused by the electron bombardment of glass // J. Appl. Phys. 1963. Vol. 34. P. 1786–1791.
  91. Linnen R.L. Depth of emplacement, fluid provenance and metallogeny in granitic terranes: a comparison of western Thailand with other tin belts // Miner. Deposita. 1998. Vol. 33. № 5. P. 461–476.
  92. Loiselle M.C., Wones D.R. Characteristics and origin of anorogenic granites// Geological Society of America Abstracts with Programs 11. 1979. № 7. P. 468.
  93. Maniar P.D., Piccoli P.M. Tectonic Discrimination of Granitoids // Geological Society of America Bulletin. 1989. Vol. 101. P. 635–643.
  94. Marignac C., Cathelineau M. The Nature of Ore-forming Fluids in Peri-Batholitic Sn-W Deposits and a Classification // Proceedings of the Tenth Biennial SGA Meeting. Townsville. 2009. P. 245–247.
  95. Morgan G.B., London D. Optimizing of electron microprobe analysis of hydrous alkali glasses // Am. Mineral. 1996. Vol. 81. P. 1176–1185.
  96. Morgan G.B., London D. Effect of current density on the electron microprobe analysis of alkali aluminosilicate glasses // Am. Mineral. 2005. Vol. 90. P. 1131–1138.
  97. Nielsen C.H., Sigurdsson H. Quantitative methods for electron micro-probe analysis of sodium in natural and synthetic glasses // Am. Mineral. 1981. Vol. 66. P. 547–552.
  98. Nokleberg W.J., Bundsten T.K., Eremin R.A. et al. Metallogenesis and tectonics of the Russian Far East, Alaska, and the Canadian Cordillera // US Dept. of the Interior, US Geological Survey. 2005. № 1697. 397 p.
  99. Nokleberg W.J., Parfenov L.M., Monger J.W.H. et. al. Phanerozoic tectonic evolution of the Cirkum-North Pasific // Wash (D.C.). 1998. 125 p. (US Open-File Rep: 98-754).
  100. Polya D.A., Foxford K.A., Stuart F., Boyce A., Fallick A.E. Evolution and paragenetic context of low D hydrothermal fluids from the Panasqueira W-Sn deposit, Portugal: New evidence from microthermometric, stable isotope, noble gas and halogen analyses of primary fluid inclusions. Geochim. Cosmochim. Acta. 2000. Vol. 64. № 19. P. 3357–3371.
  101. Polyakov V.B, Mineev S.D, Clayton R.N, Hu G, Gurevich V.M, Khramov D.A, Gavrichev K.S, Gorbunov V.E, Golushina L.N. Oxygen isotope fractionation factors in¬volving cassiterite (SnO2): I. Calculation of reduced partition function ratios from heat capacity and X-ray resonant studies // Geochim. Cosmochim. Acta. 2005. Vol. 69. P. 1287–1300.
  102. Pownall J., Waters D.J., Searle M.P., Shail R.K., Robb L.J. Shallow laccolithic emplacement of the Land’s End and Tregonning granites, Cornwall, UK: Evidence from aureole field relations and P-T modeling of cordierite–anthophyllite hornfels. Geosphere. 2012. Vol. 8. № 6. P. 1467–1504.
  103. Rickers K., Thomas R., Heinrich W. The behavior of trace elements during the chemical evolution of the H2O-, B-, and F-rich granite-pegmatite-hydrothermal system at Ehrenfriedersdorf, Germany: An SXRF study of melt and fluid inclusions // Miner. Deposita. 2006. Vol. 41. P 229–245.
  104. Samson I.M., Walker R.T. Cryogenic raman spectroscopic studies in the system NaCl–CaCl2–H2O and implications for low temperature phase behavior in aqueous fluid inclusions // Can. Mineral. 2000. Vol. 38. Pt. 1. P. 35–43.
  105. Sato K., Vrublevsky A.A., Rodionov S.M. et al. Mid-Cretaceous episodic magmatism and mineralization in Khingan-Okhotsk volcano-plutonic belt. Far East Russia // Resource Geol. 2002. Vol. 52. № 1. P. 1–14.
  106. Selby D., Nesbitt B.E., Muehlenbachs K. Hydrothermal alteration and fluid chemistry of the Endako porphyry molybdenum deposit, British Columbia // Econ Geol. 2000. Vol. 95. P. 183–202.
  107. Sharp Z.D. A laser-based microanalytical method for the ¬in-situ determination of oxygen isotope ratios of silicates and oxides // Geochim. Cosmochim. Acta. 1990. Vol. 54. P. 1353–1357.
  108. Shinohara H. Exsolution of immiscible vapor and liquid phases from a crystallizing silicate melt: Implications for chlorine and metal transport // Geochim. Cosmochim. Acta. 1994. Vol. 58. № 23. P. 5215–5221.
  109. Sourirajan S, Kennedy G.C. The system H2O–NaCl at elevated temperatures and pressures // Am. J. Sci. 1962. Vol. 260. P. 115–141.
  110. Štemprok M. Greisenization (a review) // Geologische Rundschau. 1987. Vol. 76. № 1. P. 169–175.
  111. Taylor R.G. Geology of tin deposits. Elsevier Scientific Pub. Co. Oxford. 1979. 543 p.
  112. Thiery R., Kerkhof A.M., & Dubessy J. νX properties of CH4–CO2 and CO2–N2 fluid inclusions: modeling for T < 31 C and P < 400 bars // Europ. J. Mineral. 1994. № 6. P. 753771.
  113. Thomas R., Klemm W. Microthermometric study of silicate melt inclusions in Variscan granites from SE Germany: volatile contents and entrapment conditions // Journal of Petrology. 1997. Vol. 38. № 12. P. 1753–1765.
  114. Thorkelson D.J. Subduction of diverging plates and the principles of slab window formation // Tectonophysics. 1996. Vol. 255. № 1–2. P. 47–63.
  115. Van Daele J., Hulsbosch N., Dewaele S. et al. Mixing of magmatic-hydrothermal and metamorphic fluids and the -origin of peribatholitic Sn vein-type deposits in Rwanda // Ore. Geol. Rev. 2018. Vol. 101. October. P. 481–501.
  116. Webster J.D, Thomas R., Förster H.J, Seltmann R., Tappen C. Geochemical evolution of halogen-enriched, granite magmas and mineralizing fluids of the Zinnwald tin-tungsten mining district, Erzgebirge, Germany // Miner. Deposita. 2004. Vol. 39. P. 452–472.
  117. Wilkinson J.J., Stoffell B., Wilkinson C.C. et al. Anomalously metal-rich fluids form hydrothermal ore deposits // Science. 2009. Vol. 323 (5915). P. 764–767.
  118. Xu B., Jiang S.Y., Luo L., Zhao K.D., Ma L. Origin of the granites and related Sn and Pb-Zn polymetallic ore deposits in the Pengshan district. Jiangxi Province, South China: constraints from geochronology, geochemistry, mineral chemistry, and Sr-Nd-Hf-Pb-S isotopes // Miner. Deposita. 2017. Vol. 52. № 3. P. 337–360.
  119. Zhang D., Peng J., Coulson I.M., Hou L., Li S. Cassiterite U–Pb and muscovite 40Ar–39Ar age constraints on the timing of mineralization in the Xuebaoding Sn–W–Be deposit, western China // Ore Geol. Rev. 2014. Vol. 62. 315–322.
  120. Zhao Zi-Fu, Zheng Yong-Fei. Calculation of oxygen isotope fractionation in magmatic rocks // Chem. Geol. 2003. Vol. 193. P. 59–80.
  121. Zheng Y.F. Calculation of oxygen isotope fractionation in hydroxyl-bearing silicates // Earth. Plan. Sci. Lett. 1993. Vol. 120. P. 247–263.

Supplementary files

Supplementary Files Action
1. FIG. 1. Tin-bearing magmatic belts of the East of Russia (Rodionov, 2002) with the changes of the authors. a) 1 - volcanic formations: a - the Khingan-Okhotsk belt, b - the Sikhote-Alin belt. 2 - plutonic formations: a - the Khingan-Okhotsk belt, b - the Sikhote-Alin belt. 3 - fault zones and dyke belt. 4 - tin-bearing territories and the studied area. b) Geological and metallogenic scheme of the Badzhal volcanic zone. 1 — Mesozoic terrigenous deposits; 2 - Paleozoic terrigenous-siliceous sediments; 3 - metamorphosed rocks of the Bureinsky massif; 4, 5 — Badzhal magmatic complex (105–90 Ma): 4 — biotite granites, 5 — rhyolites and rhyodacites (A — coverslips, B — extrusive); 6, 7 - Silinsky complex (92–89 Ma): 6 - trachyandesites, 7 - monzonites (A - coverslips, B - extrusive); 8, 9 - Laksky complex (115 Ma): 8 - andesites, 9 - predominantly granodiorites; 10 - ore areas: 1 - Urmiisky, 2 - Upper-Badzhalsky; 11 - faults; 12 - deposits and occurrences. View (945KB) Indexing metadata
2. FIG. 2. Schematic geological map of the Verkhneurmiysky ore field. Compiled by V.A. Lebedev (1999) on the basis of large-scale geological maps of the region and on the materials of Komsomolskaya GRE with the author's changes and additions. 1 - porphyraceous granites of the Upper Aermiysky massif (endocontact facies); 2 - biotite granites of the Upper Ammia massif (main phase); 3 — leucocratic dikes with biotite and muscovite granites (late phase); 4 - rhyolites and rhyolite ignimbrites of the Urmia laccolith; 5 - subvolcanic rhyodacitis; 6 - subvolcanic granite porphyry; 7 - Pravourmiyskaya dike granite-porphyry and the ore zone; 8 - cover strata of the Badzhal complex (rhyolites, dacites, their tuffs); 9 - diorite porphyrites; 10 - andesites: interlayer bodies (a) and dikes (b); 11 — alluvial and glacial quaternary deposits; 12 - sampling points and sample numbers. The numbers of samples on the card correspond to their numbers in the table. one. View (2MB) Indexing metadata
3. FIG. 3. Inclusions in quartz of granites of the Upper Ammia massif. a - melt (PB) and fluid (PV), b - homogeneous glasses of melt inclusions heated in an autoclave at 650° C, 1 kbar and hardened, c - combined fluid-melt inclusions with variable ratio of silicate glass (Art.) and water-salt fluid (after heating in an autoclave at 650° C and 1 kbar); g - fluid two-phase type 1; e - 2nd type multiphase fluid with solid daughter phases (tf); e, g, g - fluid multiphase type 3 with halite crystal (see explanations in the text). View (1MB) Indexing metadata
4. FIG. 4. Compositions of granites and granite porphyry of the Upper Aermiysk massif and glasses of melt inclusions in quartz. View (299KB) Indexing metadata
5. FIG. 5. Primary fluid inclusions in the minerals of the Pravourmiisky deposit. a – b — in quartz with secretions of arsenopyrite (P — pinpoint daughter phase of the ore mineral); v – d - in cassiterite and topaz from veinlet; e - in greisen topaz. View (890KB) Indexing metadata
6. FIG. 6. Inclusions of ore-forming fluids in the quartz of the Blizhne deposit. (a) crystal quartz (Q) with secretions of cassiterite (Cs) and fluid inclusions distributed over crystal growth zones; b – c — primary inclusions in the central zone of crystals (type 1); d – e — primary inclusions in the outer zones of crystals: gas (type 2) and multiphase (type 3) with a halite crystal and unidentified solid daughter phases; f – g — pseudo-secondary essentially gas (type 2) and multi-phase (type 3) with a halite crystal and unidentified solid daughter phases. View (830KB) Indexing metadata
7. FIG. 7. Diagram Ab – Or – Q of granite and glass compositions. View (109KB) Indexing metadata
8. FIG. 8. Correlation of H2O (a) and Cl (b) contents in melt inclusions with silica content. Diamonds - compositions of inclusions captured in the deep hearth, squares - compositions captured during decompression and during shallow crystallization (see the discussion in the text). View (106KB) Indexing metadata
9. FIG. 9. Variation with temperature of molar quantities (left scale) of the melt (diamonds), quartz (squares), and water content in the melt (wt.%, Trials, right scale). View (107KB) Indexing metadata
10. FIG. 10. A diagram illustrating the conditions for trapping fluid inclusions in quartz from Bajal granites. The equilibrium curves of liquid + vapor + halite, liquid – vapor and isochores for NaCl solutions having a concentration of 9 and 47% by weight are plotted according to the data of works (Knight, Bodnar, 1987; Bodnar, 2003). View (305KB) Indexing metadata
11. FIG. 11. Dependence of the Cl content in the model granite melt on the composition of the water-salt fluid (K, Na) Cl – H2O with the ratio K / (K + Na) = 0.2–0.25. The icons indicate experimental data (Aranovich, 2013) at different pressures. Solid curves - interpolation of experimental data. Dotted line - extrapolation to 5 kbar. The asterisk is an estimate of the composition of the fluid for the melt inclusion of BG-105 (5) in Table 2. View (94KB) Indexing metadata
12. FIG. 12. The evolution of the oxygen isotope composition of the fluid during the cooling of granites and the formation of veins and greisens (Zharikov et al., 1992), calculated for the Badzhal magmatogenic-fluid system (δ18О (γ) = 10.2). Rectangular fields are constructed according to the ranges of estimates of T and δ18О (Fl) given in Tables 3 and 4. 1 is the equilibrium fluid with topaz, 2, 3 is the equilibrium fluid with the minerals of the veins. View (155KB) Indexing metadata
13. FIG. 13. PX-projection of isotherms in the H2O – NaCl system (Sourirajan, Kennedy, 1962), illustrating the formation of the association of chloride brine inclusions (type 3) and water vapor inclusions (type 2) as a result of heterogenization of water-salt fluid with a concentration of 13% NaCl ( inclusions type 1) with a decrease in temperature and pressure. View (164KB) Indexing metadata
14. FIG. 14. Diagram of the evolution of the Badzhal ore-magmatic system in PT-coordinates. The biphasic region of liquid and vapor coexistence (L + V) with isolettes of NaCl concentrations from 10 to 70 wt.% Is defined, limited by the line of critical points (СР) and the saturation line (L + V + H) of NaCl solutions (Bodnar, 2003). The dotted line is the solidus of granite containing 2 wt.% Fluorine (Selby et al. 2000). The depths corresponding to the lithostatic (on the left axis) and hydrostatic gradient are indicated. View (194KB) Indexing metadata

Views

Abstract - 94

PDF (Russian) - 71

Cited-By


PlumX


Copyright (c) 2019 Russian academy of sciences

This website uses cookies

You consent to our cookies if you continue to use our website.

About Cookies