Эпитермальное Ag-Au месторождение Приморское (Северо-Восток России): геологическое строение, минералого-геохимические особенности и условия рудообразования

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

Эпитермальные Au-Ag месторождения во многих случаях представляют собой вулкано-плутонические системы, образуя сложную комбинацию доинтрузивных и послеинтрузивных групп — допорфировых и послепорфировых месторождений в ряду вулканогенных рудных формаций (Сидоров и др., 2011). В этом отношении месторождение Приморское — специфический объект исследования, позволяющий рассматривать проблемные генетические вопросы эпитермального рудообразования.

Месторождение Приморское, представленное тремя участками (Холодный, Спиридоныч и Теплый), находится на юге Омсукчанского округа Магаданской области, в 22 км от побережья Охотского моря и в 360 км к северо-востоку от г. Магадана (фиг. 1, врезка). Расстояние от месторождения до действующей обогатительной фабрики в пос. Омсукчан — 215 км.

 

Фиг. 1. Геолого-структурная схема месторождения Приморское (по материалам ФГУП “Магадангеология” с дополнениями). 1 — четвертичные отложения; 2 — андезитовая толща; 3 — риолитовая толща; 4 — дацитовая толща; 5 — андезибазальтовая толща. Вулканические тела: 6 — риолитов; 7 — дацитов; 8 — андезитов; 9 — базальтов; 10 — гранит-порфиров. Интрузии: 11 — гранитов; 12 — диоритов; 13 — геологические границы. Разрывные нарушения и их названия: 14 — главные; 15 — второстепенные; 16 — скрытые под четвертичными отложениями; 17 — внешний кальдерный разлом; 18 — радиальные разломы кальдеры; 19 — краевые сбросы Неоколчан- Калалагинского района (НКГ); 20 — жильные зоны и жилы, их номера; 21 — контуры участков и их названия; 22 — контур ядра Калалагинской вулканической структуры.

 

Месторождение открыто в 1978 году геологами Хасынской геологоразведочной экспедиции (ГРЭ) в результате заверки геохимических аномалий литохимической съемки по потокам рассеяния масштаба 1 : 200 000. Геологоразведочные работы (ГРР) продолжались с 1981 по 1987 г. Дукатской ГРЭ. Затем лицензию на разведку и освоение месторождения приобрела (2006 г.) компания ФГУП “Магадангеология”, которая в 2008–2009 гг. продолжила разведку богатого участка Теплый. В июле 2015 года лицензия перешла компании ОАО “Полиметалл УК”. На 2017 год по результатам ГРР, выполненных этой компанией, суммарные ресурсы только двух рудных тел месторождения Приморское составили около 2 т золота (среднее содержание 4 г/т) и 600 т серебра (1216 г/т). Суммарный ресурсный потенциал всех трех участков месторождения, по данным ФГУП “Магадангеология”, 21 т золота и 5000 т серебра.

Геологическое строение и вещественный состав руд месторождения с момента его открытия изучались ЦНИГРИ (Стружков, Константинов, 2005), а позднее ФГУП “Магадангеология”. В 2014–2016 гг. проводились минералого-геохимические и термобарогеохимические исследования руд участка Теплый в СВКНИИ ДВО РАН и ИГЕМ РАН, в рамках выполнения проекта по гранту Российского научного фонда (№ 14–17–00170). В настоящей статье подводятся итоги комплексного изучения месторождения.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

В ИГЕМ РАН на основе обобщения фондовых и опубликованных материалов и авторских построений подготовлен раздел “Особенности геологического строения месторождения”. В СВКНИИ ДВО РАН выполнено исследование околорудных метасоматитов, текстурных особенностей и вещественного состава руд (изучены многочисленные аншлифы на микроскопе Axioplan Imaging) и проведены микротермометрические исследования флюидных включений (ФВ). Составы рудных минералов определялись с помощью рентгеновского электронно-зондового микроанализатора Camebax с приставкой INCA Oxford Instruments (аналитики Е.М. Горячева, Т.В. Субботникова, СВКНИИ ДВО РАН, г. Магадан и И.А. Брызгалов, МГУ им. М.В. Ломоносова).

Микротермометрические исследования ФВ выполнены при помощи измерительного комплекса, созданного на основе микротермокамеры THMSG-600 фирмы Linkam (Англия), микроскопа Motic, снабженного длиннофокусным объективом 50Χ фирмы Olimpus, видеокамеры Moticam solution 3 M.px и управляющего компьютера. Концентрация солей для включений рассчитывалась по температуре плавления льда (Т_{пл. льда}) с использованием данных из работы (Bodnar, Vityk, 1994). Солевой состав растворов определялся как по температурам эвтектики (Борисенко, 1977), так и в водных вытяжках (ВВ), приготовленных по методике (Кряжев и др., 2006) и проанализированных на атомно-эмиссионном спектрометре Agilent4100 MP-AES в СВКНИИ ДВО РАН. КР-спектроскопия проведена в ДВГИ ДВО РАН на дисперсионном Раман-микроскопе Lab Ram HR в широком спектральном диапазоне 150–3800 см^-1, с возбуждающей линией 514 нм He-Ne лазера и спектральной шириной щели 2 см^-1 (аналитик Е.Е. Колова). Разложение сложных контуров проведено с помощью программы Origin 7.5. Оценки концентраций солей и давлений водяного пара проводились с использованием программы FLINCOR (Brown, 1989).

Определение концентрации породообразующих и отдельных примесных элементов в рудах выполнено методом рентгенфлуоресцентного анализа в аналитической лаборатории ИГЕМ РАН на вакуумном спектрометре последовательного действия (с дисперсией по длине волны), модель Axios-mAX производства компании PANalytical. При калибровке спектрометра использованы отраслевые и государственные стандартные образцы химического состава горных пород. Анализ выполнен по методике 439-PC НСАМ ВИМС, обеспечивающей получение результатов по ОСТ РФ 41-08-205-04 (аналитик А.И. Якушев). Измерения микроэлементов ( ICP-MS) проводили на масс-спектрометре с ионизацией в индуктивно-связанной плазме X-Series II (аналитик Я.В. Бычкова). Пределы обнаружения элементов составляли от 0.1 нг/г для тяжелых и средних по массе элементов с возрастанием до 1 нг/г для легких элементов. Погрешность анализа составляла 1–3 отн.%. Золото в пробах определялось методом атомно-абсорбционной спектрометрии с электротермической атомизацией на спектрометре Spectr AA220Z (аналитик В.А. Сычкова). Для оценки условий формирования руд определены индикаторные геохимические показатели. Полученные значения сведены в таблицы, по которым построены графики распределения РЗЭ и других микроэлементов в рудах месторождений.

ОСОБЕННОСТИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Месторождение Приморское расположено в месте наложения Омсукчанского вулканопрогиба Охотско-Чукотского вулканического пояса (ОЧВП) на структуры Удско-Мургальского островодужного пояса (УМП). По простиранию указанные геологические структуры совпадают с двумя крупными металлогеническими зонами — Омсукчанской, меридиональной, специализированной на Sn, Ag, Pb, Zn, и Удско-Мургальской, северо-восточной — на Cu и Mo (фиг. 2).

 

Фиг. 2. Положение месторождения Приморское по отношению к Удско-Мургальской (Cu-Mo) и Омсукчанской (Sn-Ag) металлогеническим зонам. Карта глубины залегания поверхности Мохо (Panet I. et al., 2014). Минеральные типы месторождений: 1 — Au-Bi, связанный с интрузивами гранитоидов; 2 — Au-Ag и Ag-Au эпитермальный (низкосульфидизированный и промежуточный); 3 — орогенный золоторудный; 4 — Cu-Mo-Au-порфировый; 5 — Cu-Pb-Zn-колчеданный; 6 — Pb-Zn-стратиформный в карбонатных породах; 7 — оловорудный; 8 — Co-REE.

 

В геологическом строении района Приморского месторождения принимают участие терригенные морские отложения юрской системы, субаэральные вулканогенные и вулканогенно-осадочные отложения верхнего мела и рыхлые четвертичные образования небольшой мощности. Наиболее древние породы (J) обнажаются в сводовой части Аликского интрузивно-купольного поднятия в северной части района. Они представлены монотонной толщей темно-серых ороговикованных “немых” олигомиктовых и полимиктовых алевролитов, смятых в мелкие складки сложной конфигурации.

Верхнемеловые (K₂) вулканогенные, вулканогенно-осадочные образования, несогласно перекрывающие юрские морские отложения, пользуются в районе преимущественным распространением среди стратифицированных образований и принадлежат ОЧВП, слагают депрессии, просадки в пределах вулканических грабенов. Они включают различные по условиям формирования и формам залегания фации — эффузивную и субвулканическую. Собственно эффузивные фации объединяют лавовые, пирокластические потоки и синхронные им вулканогенно-осадочные отложения. Покровные вулканиты района по вещественному составу разделены на четыре толщи — андезибазальтовую, дацитовую, андезитовую и риолитовую.

Разнообразные по составу интрузивные образования позднемелового интрузивного комплекса развиты чрезвычайно широко на территории района, занимая около 30% его площади. Они включают субвулканические, интрузивные и дайковые комплексы пород, интрудирующие стратифицированные отложения юры и верхнего мела.

Субвулканические и жерловые образования рассматриваются как возрастные аналоги покровов, имеющих с ними тождественный состав и постепенные переходы, интрузивные — объединяют полнокристаллические породы от габбро до гранитов, слагают крупные полигенные массивы: Аликский, Тикский, Калалагинский, Вилигинский и ряд мелких штокообразных тел, являющихся, вероятно, куполообразными выступами или сателлитами не вскрытых эрозией крупных массивов. Массивы многофазные, выделяются — габбро-диоритовая, гранодиоритовая, гранитная и базальтовая фазы. Кроме того, интрузивный комплекс включает “свиты” или серии разно образных по составу дайковых образований, размещающихся как в самих массивах, так и в их ближайших экзоконтактах. Дайко образ ные тела характеризуются мощностями от 1–2 до 80–100 м и протяженностью от 100 до 2500 м.

Калалагинская вулкано-тектоническая депрессия, вмещающая Приморское месторождение, — овальная структура (17 × 20 км) с интрузивным обрамлением. Длинная ось депрессии ориентирована в северо-восточном (20°–30°) направлении. Внутреннее строение депрессии ассиметричное. Неоколчан-Калалагинским грабеном депрессия разделена на три части. В восточной ее части обнажаются граниты Калалагинского массива, слагающие кольцевой выступ, вытянутый на этом участке в северо-западном направлении. Падение контактов массива (40°–60°) к центру структуры.

В пределах самого грабена расположено ядро структуры (внутренняя просадка), изометричной формы, диаметром около 7 км. В ядре обнажаются субгоризонтально залегающие вулканиты риолитовой толщи.

По южному и юго-западному обрамлению центральной просадки установлены выходы субвулканических тел полифировых риолитов (невадитов) — корневых частей покровов риолитовой толщи. В центральной части ядро разбито Кривым разломом на два блока — Теплый и Молот, в пределах которых расположены одноименные участки Приморского месторождения. В северной части Калалагинской вулканотектонической структуры расположены участки Холодный и Спиридоныч (фиг. 1).

Вытянутость рудного поля в северо-западном направлении — отражение главной рудоконтролирующей структуры — центральной ветви Омсукчанского глубинного разлома. В этом же направлении ориентированы и основные рудные тела (фиг. 1). В целом для месторождения положение как рудоносных прожилково-жильных тел, так и рудоносных блоков контролируется разрывами трех систем — северо-западной, северо-восточной и субширотной ориентировки. Рудные участки, образуя единую рудную зону, разделены на блоки северо-восточными разломами, вдоль которых отмечается правостороннее смещение (фиг. 1).

При проведении поисково-разведочных работ на участке Спиридоныч выделено 5 жильно-прожилковых зон карбонат-кварцевого состава, прослеженных на 1–2.5 км при мощности от 5–7 до 35–40 м. Выходящие на дневную поверхность части зон характеризуются невысокими содержаниями полезных компонентов.

На участке Холодный присутствуют как минимум два рудоносных тела северо-восточного простирания, субвертикального падения. Рудные тела размещаются в ороговикованных игнимбритах и сопровождают дайки андезитов. Содержание золота по результатам штуфного опробования достигают 10.6 г/т, серебра 2276.3 г/т.

К настоящему времени детальными ГРР охвачен участок Теплый, площадью 10 км² (фиг. 1). В геологическом строении участка принимают участие покровные вулканиты позднего мела, прорванные разнообразными по составу, морфологии и условиям формирования интрузивными телами. В основании разреза залегают вулканогенно-осадочные отложения андезибазальтовой толщи (фиг. 3), представленные базальтами, субщелочными базальтами и андезитами, их туфами с прослоями туфов дацитов, риолитов и вулканогенно-осадочных пород. Рудовмещающая риолитовая толща в пределах участка распространена повсеместно (фиг. 1) и сложена псаммитовыми и псефитовыми игнимбритами риолитов с прослоями туфов риолитов, базальтов, трахиандезитов и их туфов. Мощность толщи более 700 м, залегание пологое центриклинальное (фиг. 3).

 

Фиг. 3. Геологический разрез участка Теплый (З-В). Масштаб 1: 10000 (по материалам ФГУП “Магадангеология”). 1 — Верхняя пачка. Игнимбриты риолитов с прослоями и линзами туфов андезитов и туфопесчаников; 2 — Нижняя пачка. Игнимбриты риолитов псаммитовые; 3 — Андезибазальтовая толща. Андезибазальты, базальты, их кластолавы; 4 — граниты; 5 — диоритовые порфириты; 6 — дайки базальтов; 7 — разрывные нарушения; 8 — гидрослюдисто-кварцевые метасоматиты; 9 — Ag-Au кварц-родонитовые жилы.

 

Наиболее масштабное интрузивное тело участка слагают субщелочные лейкократовые амфибол-биотитовые граниты главной фазы Калалагинского массива, обнажающиеся вдоль северо-восточной и юго-западной границ участка (фиг. 1, фиг. 3). Тела диоритов прорывают все покровные вулканиты (фиг. 3), а на контакте с гранитами метаморфизуются.

Для участка характерна высокая насыщенность дайками различного состава. Субщелочные базальты, в меньшей степени диориты, диорит-порфириты, образуют пояса даек северо-восточного (45°–60°) простирания. К наиболее ранним (дорудным) относятся дайки субщелочных базальтов, андезибазальтов и дайки ранних риолитов, трахириодацитов северо-западного направления. Пострудные дайки представлены в основном субщелочными базальтами и гранит-порфирами северо-восточной ориентировки. Больших смещений рудных тел по этим дайкам не установлено, за исключением северной части рудного тела №3, где вдоль мощной линейной дайки гранит-порфиров зафиксировано смещение тела к северо-востоку на 40–50 м.

Структуру участка определяют две взаимно перпендикулярные системы нарушений северо-восточного и северо-западного направлений. Разрывы северо-западного простирания представлены разломами регионального масштаба, протяженностью около 3.0–3.5 км. Расстояние между ними 500–600 м. Один из них вмещает рудные зоны 1 и 3, другой — рудную зону 16, третий — рудные зоны 5 и 6. Разломы характеризуются крутым падением на северо-восток. Рудные зоны сопровождаются геохимическими аномалиями серебра, свинца, цинка и марганца. По данным Rb/Sr изотопного метода, возраст оруденения позднемеловой (72 ± 6 млн лет) (Стружков, Константинов, 2005).

На участке Теплый выделено более 30 жильных тел и зон прожилкования. При всей многочисленности жилы обладают выдержанным набором безрудных и рудных компонентов, различаясь лишь текстурными особенностями и соотношением золота и серебра. Стержневые жилы (мощностью порядка 1–2 м) сопровождаются сереброносными зонами прожилкования, за счет которых значительно увеличивается мощность рудных тел. Жилы имеют крутое (50°–80°) падение (фиг. 3), небольшую мощность (от 1 до 3 м) при протяженности от 100–200 до 1000 м.

Наиболее богатое оруденение отмечается на северо-западном фланге рудного тела №1, где горными и буровыми работами на горизонте 600 выявлен рудный столб. Траншеей 1 вскрыт раздув жилы мощностью до 7.4 м. Здесь же, по данным бурения, на глубине 26.2 м установлена наибольшая мощность жильной зоны. По пересечениям в скважинах содержание серебра колеблется от первых сотен г/т до 80567.8 г/т, содержание золота достигает 655.0 г/т.

Второй рудный столб приурочен к центральной части рудного тела №3. Содержание серебра в штольне до 17122.4 г/т, золота — до 108.4 г/т. Максимальные содержания серебра, установленные по скважинам, — до 7791.4 г/т, золота — до 58.7 г/т.

Главная роль в контроле рудной минерализации, по геологоразведочным данным, принадлежит тектонике, с которой тесно связана история многоэтапного развития месторождения. Основное влияние на формирование рудных тел оказывают дорудные северо-западные и северо-восточные разрывы. К началу основного этапа рудоотложения в основных вмещающих структурах северо-западного направления был сформирован каркас трещин северо-западной, северо-восточной и субмеридиональной ориентировок. Наибольшее влияние на изменение морфологии, условий залегания и уровней содержаний рудных тел оказывают трещины двух последних систем, выступая в роли структурных экранов, где происходит уменьшение или увеличение мощности жил, изменение углов падения, образование апофиз и оперяющих зон прожилкования. Как правило, в таких местах формируются рудные столбы. Исключительно сложная тектоника рудного поля, как основной рудоконтролирующий фактор, требует дальнейшего тщательного изучения для определения наиболее оптимального направления дальнейших разведочных работ на месторождении.

МЕТАСОМАТИТЫ

Рудное поле приурочено к вулканокупольной структуре, что предопределяет разнообразные метасоматические изменения в толще вмещающих вулканических пород — каолинит-кварцевые, кварц-хлорит-серицитовые, хлорит-эпидотовые и актинолитовые, располагающиеся зонально. Контактово-метаморфизованные породы — роговики кварц-биотит-амфиболового состава — отмечаются в непосредственной близости от выходов на поверхность гранитоидов Калалагинского массива.

Рудные тела участка Теплый локализуются в пропилитовом ореоле. Бедные и рядовые руды локализованы в пропилитах низкотемпературной хлоритовой фации, рядовые руды — среднетемпературной эпидотовой фации, а богатые руды — высокотемпературной актинолитовой фации (фиг. 4а–в). Околорудные изменения мощностью 1–10 м представлены гидрослюдистыми березитами, аргиллизитами (фиг. 4г) и фельдшпатолитами.

 

Фиг. 4. Метасоматиты месторождения Теплое: а — высокотемпературные эпидот-актинолитовые; б — коррозия плагиоклаза эпидотом в метасоматически измененном андезите; в — метасоматический (наложенный) гранат в кварците; г — низкотемпературные кварц-каолинитовые метасоматиты (на периферии вулкано-интрузивного купола).

 

В пределах участка Теплый наиболее распространены хлорит-эпидотовые метасоматиты. Поля их развития охватывают практически все покровные вулканиты независимо от состава. Помимо эпидота и хлорита в метасоматитах обязательно присутствуют щелочные полевые шпаты, среди которых преобладает альбит, очень редко отмечается калиевый полевой шпат. Кроме того, на участке отмечаются зоны повышенной пиритизации пород.

Аргиллизиты и вторичные кварциты образуют либо узкие зоны вдоль отдельных локальных нарушений или жил, либо довольно широкие поля, в местах их сгущения или пересечения. Околожильные изменения вмещающих пород рудных тел 1 и 3 выражены, в основном, в окварцевании, ожелезнении и омарганцевании (фиг. 5). Интенсивно-насыщенные гидроокислами марганца (пиролюзитом) породы обычно сопровождают богатые руды (фиг. 5).

 

Фиг. 5. Интенсивно окварцованные до вторичных кварцитов игнимбриты на контакте с рудоносной жилой. Рудное тело 1 (керн Скв. 32-1, инт. 76.2–79.8 м).

 

ТЕКСТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ РУД

Текстуры жильных образований на месторождении массивные, брекчиевые в монокварцевых участках; массивные, брекчиевые и кавернозные — в кварц-пиролюзитовых; сочетание полосчатых, колломорфно-полосчатых, брекчиевых, кокардовых текстур наблюдается в жилах кварц-пиролюзит-родонитового состава (фиг. 6а, б). Для рудоносных участков жил характерны, в основном, три типа текстур: коллоидная, брекчиевая и прожилковая.

 

Фиг. 6. Колломорфно-полосчатые текстуры руд месторождения Теплое. а–б — термометаморфизованные кварц-родонит-пиролюзитовые руды, обогащенные акантитом; в–г — кварц-халцедон-адуляр-гидрослюдистые руды, не затронутые процессом термометаморфизма, со скоплениями тонко-вкрапленных сульфидов: галенита, акантита и полибазита в темных прослоях.

 

Текстуры руд участка Теплый однозначно указывают на эпитермальный характер оруденения. В неизмененных жилах преобладают колломорфно-полосчатые текстуры с халцедоновидным кварцем, адуляром и приуроченностью тонко-вкрапленных рудных компонентов к гидрослюдистым прослоям (фиг. 6в, г).

В термометаморфизованных рудах, испытавших влияние лежащей на глубине интрузии, появляются ассоциации с широко распространенными родонитом, бустамитом, гранатом, магнетитом, которые обнаруживают сходство с поздними жилами месторождения Дукат (фиг. 6б). При этом они также сохраняют колломорфно-полосчатое строение, подчеркиваемое пиролюзитом, имеющим черную окраску. Родонит развивается по первичному родохрозиту, реликты которого иногда сохраняются.

МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ РУД

Приморское месторождение представлено гидротермальными кварцевыми жильными телами, локализованными в вулканогенной толще. Минеральный состав руд месторождения приведен в табл. 1. По минеральному составу руда существенно кварцевая (75%), с небольшим количеством полевых шпатов и слюдисто-глинистых минералов (5%), родонита (15%), родохрозита (менее 1%), оксидов и гидроксидов Mn (5%) и Fe, сульфидов. Содержание рудных минералов (халькопирит, сфалерит, галенит, пирит, магнетит) составляет 1%. Количество Ag-содержащих минералов в рудах варьирует в широких пределах от тысячных долей процента до 2% и более, составляя в среднем 0.05–0.06%. Суммарное количество сульфидов цветных металлов составляет около 1%. Среди минералов Ag основная часть (до 90%) присутствует в руде в форме акантита, образующего зерна размером от 0.001–0.005 до 0.3–0.6 мм. Содержание акантита в руде составляет около 0.1%. Небольшое количество Ag входит в состав Cu-Ag сульфидов и присутствует в самородной форме. По данным рационального анализа руд, около половины Ag (51.3%) и четверти Au (23.5%) находится среди минералов Mn в виде тонких включений и невидимой минерализации (фиг. 7). Особенность вещественного состава руды — высокое содержание Mn, который представлен в основном тремя минеральными разновидностями: родонит-бустамитом, родохрозитом и оксидами марганца.

 

Фиг. 7. Рациональный анализ серебра, технологическая проба, участок Теплый (лаборатория технологии обогащения руд ЦНИГРИ).

 

Таблица 1. Минеральный состав руд участка Теплый по степени распространенности

Минералы	Главные	Второстепенные	Редкие
Жильно-метасоматические	Кварц Родонит Эпидот Хлорит Гидрослюда	Актинолит Адуляр Гранат Плагиоклаз	Родохрозит Пирофиллит Флюорит Андалузит, волластонит
Рудные	Акантит Галенит Халькопирит Сфалерит Пиролюзит	Электрум Самородное Au Пирит Борнит Ялпаит Ленаит Маккинстриит Полибазит Медистый пираргирит	Магнетит Гематит Штромеерит Медистый ютенбогаардтит Медистый акантит Матильдит Самородное серебро
Гипергенные	Пиролюзит Псиломелан Кераргирит	Халькозин Ковеллин Гидроксиды Fe	Англезит Платтнерит PbO2 Спертиниит Cu(OH)2

 

ХАРАКТЕРИСТИКА ОСНОВНЫХ МИНЕРАЛОВ

Жильные минералы. В целом, количество жильных минералов в руде не превышает 95–98%. На отдельных участках жил родонит и карбонат составляют более 50% жильного выполнения (фиг. 6б).

Кварц — образует три генерации. Кварц-1 — тонкозернистый и халцедоновидный, развивается по вмещающим породам на флангах месторождения на удалении от центральной части купольной структуры совместно с каолинитом и гидрослюдой, а также слагает ритмы колломорфно-полосчатых жил, не затронутых интенсивным термометаморфизмом (фиг. 6в, г). Кварц-2 — слагает центральные части родонит-пиролюзитовых жил. Образует сравнительно крупные, до 8 мм в поперечнике, зачастую зональные, шестоватые и гребенчатые агрегаты. Кварц-3 — халцедоновидный до халцедона, слагает прожилки 1–4 мм, секущие кварц-1 и кварц-2, а также родонитовые скопления.

Хлорит и эпидот широко распространенные минералы в рудоносных жилах, но количество их всегда незначительно. По отношению к кварцу являются сингенетичными минералами. Размеры выделений колеблются от 0.05 до 1–1.5 мм. Чаще это поликристаллические сростки, реже радиально-лучистые агрегаты. Эпидот отчетливо корродирует вкрапленники плагиоклаза. Хлорит образует чешуйчатые агрегаты размером до 5 мм. По оптическим свойствам он близок к прохлориту.

Актинолит — отмечается как вторичный минерал высокотемпературных метасоматитов в надинтрузивной области вулкано-интрузивного купола совместно с эпидотом (фиг. 4а), но в отдельных случаях проникает в кварц высокотемпературных жил второго этапа.

Родонит — слагает полосы мощностью до 2.5 см и линзы в жильных образованиях второго этапа минерализации, ориентированных субпараллельно контактам. Изучение родонита в шлифах показывает, что он кристаллизуется практически одновременно с жильным кварцем. Наблюдаются взаимные прорастания кварца и родонита, в результате окисления последний замещается псиломеланом и пиролюзитом. В жилах часто встречаются родонитовые сферолиты и тонкоколломорфные текстуры, представленные чередованием кристаллического шестоватого кварца и тонкокристаллического родонита, при этом в ядрах отмечаются как родонит, так и кварц, но последний встречается чаще. В мелко- и тонкозернистом кварце родонит образует мелкую вкрапленность, либо поликристаллические стяжения неправильной формы. По данным локального рентгеноспектрального анализа, в родоните установлена тонкая интерстициальная вкрапленность акантита, размером до 0.2–0.6 мм и тонкие прожилки самородного Ag.

Родохрозит — наиболее поздний минерал жильного выполнения, отмечается в виде реликтов в кварц-родонит-пиролюзитовых жилах, образуя гнездовые скопления до 3–5 мм в поперечнике, выполняет мелкие пустоты и трещины. Срастается с гипогенным пиролюзитом и замещается гипергенным псиломеланом. Наибольшее количество (порядка 50% жильной массы) отмечено на южном фланге рудного тела № 3. В гипергенных условиях активно выщелачивается.

Гранат — в незначительных количествах встречается в жилах повсеместно. За редким исключением, количество его составляет 0.01%. Размеры выделений варьируют от субмикроскопических, до 2–3 мм (фиг. 4в). Характерные формы выделений — вкрапленная, прожилково-вкрапленная. Выделено две генерации гранатов. Гранаты раннего этапа, характеризуемые аномальным двупреломлением и наличием весьма редких двойников, наблюдаются в виде мелких ксеноморфных выделений, часто образующих полиагрегатные сростки. Ассоциируют с родонитом, полевым шпатом и магнетитом. Гранаты второй генерации образуют прозрачные кристаллы в виде хорошо выраженных ромбододекаэдров, выполняют трещины и пустоты выщелачивания. Размеры кристаллов до 1.5–2.0 мм. Ассоциируют с эпидотом, актинолитом кварцем.

Адуляр — на месторождении входит в группу мало распространенных жильных минералов и встречается в тесном срастании с кварцем-1 в колломорфно-полосчатых жилах раннего этапа минерализации. Размеры его кристаллов не более 0.5 мм.

Гидрослюда — развита как по вмещающим породам, так и слагает ритмы (1–3 мм) в жильных колломорфно-полосчатых образованиях. Нередко именно к полосам гидрослюды приурочена тонкая вкрапленность рудных минералов.

Рудные минералы распространенны в ви де вкрапленности, полос, сгустков, тяготеющих к границам колломорфных образований (фиг. 6в, г), обломков брекчированных жил. Наиболее благоприятны для рудоотложения: кварц в непосредственной близости от массивных родонитовых руд; обломки кварца, включенные в родонит или кварц с мелковкрапленным родонитом; границы мелко- и крупнокристаллического кварца; кварц неоднородной пятнистой текстуры. Главный ценный компонент в рудах — Ag, образует самородную и сульфидную минерализации, приуроченные обычно к участкам развития минералов Mn. Данные рационального анализа Ag приведены на диаграмме (фиг. 7). Состав рудных минералов участка Теплый приведен в табл. 2, 3.

 

Таблица 2. Состав рудных минералов месторождения Теплое по данным микрорентгеноспектрального анализа (мас.%)

Номера анализов	Концентрации элементов, масс. %					Сумма
	Сu	Fe	S	Ag	Sb
Акантит
1	0.8		12.91	86.18		99.89
2			11.6	87.53		99.14
3	0.59		9.41	91.09		101.09
Халькопирит
1	34.03	29.04	34.55			97.62
2	30.4	27.41	32.33	8.68		98.82
3	28.8	28.9	33.75	10.29		101.74
Полибазит
	Cu	Sb	S	Ag	Se
1	2.17	5.98	13.19	75.24	1.65	98.24
2	3.02	7.48	12.95	76.01	0.65	100.11
3	2.87	6.03	13.12	75.22	1.14	98.65
Медистый пираргирит
1	4.04	19.08	17.51	57.01		97.64
2	3.93	18.55	17.03	56.20		95.71
Ленаит
	Cu	Ag	S	Fe	Zn
1	1.18	48.29	26.23	22.05		97.76
2		48.83	28.45	25.08		102.37
3		49.07	28.66	25.12		102.85
Галенит
	Cu	Ag	S	Pb	Bi
1			12.89	85.95		98.85
2			13.28	86.91	0.31	100.50
3			13.03	87.52	0.45	101.00
Матильдит
1		27.81	17.18	1.22	54.17	100.38
2		26.69	17.23		56.01	99.93
Сфалерит
	Cu	Ag	S	Fe	Zn
1	0.41	1.04	32.76	1.04	65.06	99.28
2	0.46		33.05		65.93	99.93
3			33.58		67.21	100.8
Медистый ютенбогаардтит
	Сu	Fe	S	Ag	Au
1	5.62		10.52	61.48	20.38	98.95
2	5.95		10.97	60.05	22.03	99.01
Электрум
1				50.94	49.06	100.00
2				51.00	48.90	99.90
3				48.55	50.42	98.97

Примечание. Анализы выполнены на рентгеновском микроанализаторе Camebax, с приставкой INCA, аналитики: Е.М. Горячева, Т.В. Субботникова (СВКНИИ ДВО РАН), И.А. Брызгалов (МГУ). Аналитические линии, эталоны: TeL_a, Bi₂Te_y. Bi₂S₃ (Bi — 52.2; 81.3 ); CuK_a, CuFeS₂ (34.5 — Cu; 30.5 — Fe; 34.5 — S); FeK_ά, FeS₂ (46.55 — Fe); SeK_a, PbSe (27.6 — Se); AgL_ά, сплавы различного состава.

 

Таблица 3. Состав минералов ряда ялпаит-маккинстриит-штромеерит.

№ п/п	Концентрации элементов. мас.%				Формульные коэффициенты
	Ag	S	Cu	Сумма	Ag	S	Cu
Ялпаит Ag3CuS2
1	74.97	8.75	15.43	99.15	3.44	1.35	1.2
2	71.21	10.11	17.92	99.24	3.15	1.5	1.35
3	72.62	11.19	16.48	100.29	3.15	1.63	1.21
4	71.09	10.64	18.67	100.4	3.08	1.55	1.37
5	70.45	11.24	18.07	99.76	3.04	1.63	1.32
Маккинстриит (Ag. Cu)2 S
1	57.83	12.85	27.37	98.05	1.18	0.88	0.94
2	67.67	12.43	20.85	100.95	1.40	0.87	0.73
3	68.38	11.33	19.24	98.95	1.47	0.82	0.70
4	60.12	13.1	27.33	100.55	1.20	0.88	0.92
5	63.22	11.17	23.97	98.36	1.34	0.80	0.86
6	59.21	17.31	23.13	99.65	1.13	1.11	0.75
7	54.04	17.53	27.53	99.10	1.01	1.11	0.88
8	58.29	16.81	25.51	100.61	1.11	1.07	0.82
Штромейрит Ag CuS
1	52.83	15.22	31.2	98.25	1.01	0.98	1.01
2	52.76	15.13	33.33	101.22	0.99	0.95	1.06
3	55.91	14.95	29.36	100.22	1.07	0.97	0.96
4	56.22	13.18	29.09	98.49	1.12	0.89	0.99
5	58.53	12.15	28.36	99.04	1.19	0.83	0.98
6	57.10	15.34	28.53	100.97	1.09	0.99	0.92
7	53.78	15.85	30.80	100.43	1.01	1	0.98
8	52.90	18.34	28.8	100.04	0.97	1.13	0.9

Примечание. Анализы выполнены на рентгеновском микроанализаторе Camebax, аналитики: Горячева Е.М., Субботникова Т.В. (СВКНИИ ДВО РАН), Брызгалов И.А. (МГУ). Аналитические линии, эталоны: TeL_a, Bi₂Te_y, Bi₂S₃ (Bi — 52,2; 81,3); CuK_a, CuFeS₂ (34,5 — Cu; 30,5 — Fe; 34,5 — S); FeK_a, FeS₂ (46,55 — Fe); SeK_a, PbSe (27,6 — Se); AgL_a, сплавы различного состава.

 

Самородное Ag — отмечается в рудах в виде небольших округлых обособлений размером до 0.8 мм с каймой акантита и ялпаита (фиг. 8а). Результаты микрозондовых анализов всегда с избыточной суммой, но никаких примесей в серебре не установлено, что более характерно для гипергенных образований.

 

Фиг. 8. Выделения рудных минералов в рудах участка Теплый: а — самородное серебро с каймой медистого акантита; б — выделение самородного золота в кварц-адуляровом агрегате; в — каймы ютенбогаардтита на электруме; г — полибазит со структурой светотравления; д — структура распада твердого раствора: акантит-медистый акантит-ялпаит (электронное изображение); е — гипогенные выделения пиролюзита в срастании с кварцем и полевым шпатом; ж — кайма акантита на галените; з — зонально отлагающиеся на халькопирите акантит, ленаит, пирит; и — выделение акантита в родоните.

 

Самородное Au — низкопробное (443–616‰). Всего сделано 31 микрозондовое определение пробности (фиг. 9а). Размеры обособлений 0.1–1.1 мм. Представлено комковидными зернами с многочисленными ответвлениями, чешуйками, единичными удлиненными кристаллами, пучковидными или линейными сростками кристаллов. По периферии зерен отмечаются нарастания Ag. Самородное золото образует срастания с кварцем, адуляром, родонитом (фиг. 8б). Практически не срастается с сульфидами, что благоприятно для обогащения. В поверхностных горных выработках окаймляется Cu-ютенбогаардтитом (фиг. 8в). На гистограмме значений пробности отмечается логнормальное распределение с пиком в интервале 450–500‰ (фиг. 9а). Сюда же включены и два анализа самородного Ag. Среднее значение пробности (без учета самородного Ag) — 502.89‰.

 

Фиг. 9. Распределение пробности золота (а) и минеральных фаз переменного состава в группах Fe-Ag (б) и Cu-Ag (в) колчеданов в рудах участка Теплый. а — гистограмма пробности самородного золота в рудах месторождения Теплое: по оси абсцисс — интервалы пробности, ‰; по оси ординат — частота встречаемости, %, n — количество анализов, 502.89‰ — средняя пробность. б — диаграмма состава (Ag—Fe–S), а — фазы участка Теплый; б — теоретические составы: 1 — ленаит, 2 — штернбергит, 3 — акантит. в — диаграмма состава (Ag—Cu—S), а — фазы участка Теплый; б — теоретические составы: 1 — ялпаит, 2 — маккинстриит, 3 — штромеерит, 4 — акантит.

 

Галенит — встречается в виде интерстициальных обособлений (размером 0.1–2.5 мм), распределен крайне неравномерно. По составу стехиометричен (табл. 2), срастается с акантитом, сфалеритом и халькопиритом. Акантит образует вокруг зерен галенита тонкие (0.008–0.01 мм) каемки (фиг. 8ж). Тесно ассоциирует со сфалеритом, причем характер срастания этих минералов свидетельствует об их близодновременном образовании.

Халькопирит — один из наиболее распространенных рудных минералов, встречается в кварце в виде тонкой вкрапленности (очень редко в виде прожилков), часто в ассоциации с магнетитом и сульфидами Ag. Образует интерстициальные обособления в кварце и родоните. Его включения часты в галените, широко распространена эмульсионная вкрапленность халькопирита в сфалерите. При срастании халькопирита с акантитом образуется ленаит (Ag аналог халькопирита, табл. 2), зонально обрастающий выделения халькопирита (фиг. 8з). Халькопирит нередко содержит примеси Ag от 1 до 10 мас.% (табл. 2). Размеры обособлений халькопирита 0.5–1.5 мм. Часто наблюдается замещение халькопирита борнитом, ковеллином и халькозином.

Ленаит (AgFe S₂) — отмечается в срастаниях халькопирита с акантитом, где он образует промежуточные зоны (фиг. 8з). Состав минерала стехиометричен (табл. 2), но имеются фазы, состоящие, предположительно, из смеси акантита с ленаитом, показанные на диаграмме (фиг. 9б) как фаза-1.

Сфалерит — образует ксеноморфные обособления (размером 0.2–1.3 мм), наблюдается в виде отдельных зерен, как в кварце, так и в его интерстициях. Отмечается его слабый катаклаз, а также обрастание сфалерита акантитом. По составу сфалерит безжелезистый и маложелезистый (Fe < 1.02 мас.%) (табл. 2). Часто обрамлен тонкой (0.006–0.008 мм) каймой акантита. При длительном хранении аншлифа на воздухе (2–3 месяца) по кайме акантита развивается новообразованный акантит (отмечено его прорастание сквозь угольное напыление).

Акантит — образует тесные срастания (Cu-акантит–ялпаит–маккинстриит–штромеерит), которые отлагаются в интерстициях кварца и родонита (фиг. 8а, д, ж, и). Размеры выделений варьируют в широких пределах: от субмикроскопических до 3–4 мм, преобладают размеры 0.1–0.3 мм, в отдельных участках 0.01–0.1 мм. Очень редко отмечаются кристаллические сростки акантита в выщелоченных пустотах. Распределен в жилах крайне неравномерно, обуславливая наличие в отдельных пробах “ураганных” содержаний. В поздних парагенезисах отмечаются структуры распада твердого раствора (фиг. 8д) с широким спектром составов Сu-Ag сульфидов (табл. 3 фиг. 9в).

Пирит — относительно малораспространенный рудный минерал. Он встречается преимущественно в метасоматитах кварц-серицитового состава и на флангах рудных тел. Выделения его ксеноморфные и часто разбиты на удлиненные блоки наложенным на него родонитом. Размеры выделений до 1 мм. Отмечается также микрокристаллический поздний пирит, который отлагается как реакционный на краях выделений ленаита и акантита, замещающих халькопирит (фиг. 8з).

Полибазит — достаточно редкий минерал и встречен на западном фланге траншеи 1, где образует интерстициальные обособления в кварце размером 0.5–1.1 мм. Минерал проявляет неустойчивость при оптическом исследовании, подвергаясь светотравлению с выделением крупных капель Ag (фиг. 8г). В составе минерала установлена примесь Se до 1.65 мас.% (табл. 2).

Cu-пираргирит — встречен в срастании с халькозином, где он образует тонкие каймы мощностью не более 0.3 мм. По составу отличается от стехиометрического дефицитом Sb (табл. 2).

Борнит — отмечается в срастании с губчатым агрегатом халькозина и ковеллина в виде мелких розовато-серых обособлений размером не более 0.5 мм. Его гипогенное, либо гипергенное происхождение остается под вопросом, так как зона окисления развита слабо, а количество минералов меди в рудах заметно высокое.

Матильдит — редкий минерал, встреченный в образцах из отвалов штольни 1. Тесно срастается с галенитом, анизотропен. Минерал диагностирован микрозондом (табл. 2).

Медистый ютенбогаардтит (Cu — 5–6 мас.%) — встречается повсеместно в виде каймы на электруме. Диагностирован на микрозонде (табл. 2).

Магнетит — отмечается в срастании с родонитом и пиролюзитом в жильных образованиях. Составляет до 20–35% (до 90–95%) тяжелой фракции шлиха. Образует скопления мелких (0.2–0.5 мм) зерен гипидиоморфных очертаний. Выделено две генерации магнетита. Для ранней характерны сложная морфология выделений, обилие включений и каверн, наличие структур распада. Здесь в качестве включений присутствуют кварц, халькопирит, пирит, галенит, акантит, самородное Fe, хлорит, самородное Ag. Магнетит поздней генерации встречается реже и представлен хорошо выраженными кристаллами и их сростками, часто имеющими зональное строение. Включения в нем других минералов редки.

Пиролюзит — широко распространенный минерал, предположительно, как гипогенного, так и гипергенного происхождения. Образует крупные скопления до 10 см в поперечнике. Часто совместно с натечным псиломеланом (фиг. 8е).

По взаимоотношениям минералов и минеральных парагенезисов с учетом геолого-структурной позиции составлена схема последовательности минералообразования (табл. 4). Выделено три этапа минерализации: I вулканогенный, представлен двумя стадиями — кварц-адуляр-гидрослюдистой-сульфидно-сульфосольной с самородным Au и кварц-карбонатной (манганокальцит-родохрозитовой); IIплутоногенный, условно разделенный на две стадии: наложенный высокотемпературный метасоматоз — эпидот-родонит-бустамит-пиролюзитовая с гранатом и стадия переотложенного рудного вещества — кварц-сульфидная с акантитом, минералами групп Ag-Cu-S и Ag-Fe-S и с самородными Au и Ag; III гипергенный — преимущественно гидроксиды Fe и Mn с заметным количеством халькозина.

 

Таблица 4. Схема последовательности минералообразования для руд месторождения Теплое

 

РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗУЧЕНИЯ ФЛЮИДНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ

С целью выявления условий образования кварц-родонитовых жил участка Теплый были отобраны 6 образцов рудных тел №№ 1 и 3. Методами термобарогеохимии в кварце второй генерации было изучено 35 индивидуальных флюидных включений (ФВ), результаты исследований ФВ приведены в табл. 5.

По фазовому составу и при комнатной температуре ФВ — двухфазовые, газово-жидкие (L-тип), заполнены водно-солевым раствором (F = 0.3–0.9) (фиг. 10). ФВ имеют изометричную, иногда округлую форму, распространены не равномерно, преимущественно по зонам роста, реже группами, их размер колеблется от 1 до 15 мкм, преобладают 1–3 мкм. Для крио- и термометрических исследований отбирались первичные и первично-вторичные ФВ размером 3–15 мкм.

 

Фиг. 10. Флюидные газово-жидкие включения (L–тип) в продуктивном кварце участка Теплый. а — Тгом = 338 °С, Tэвт = -25 °С, С = 0.88 мас.% экв. NaCl; б — Тгом = 123 °С, С = 0.88 мас.% экв. NaCl; в — Тгом = 185 °С, Tэвт = -24 °С, С = 0.35 мас.% экв. NaCl; г — Тгом = 278 °С, Tэвт = -23.3 °С, С = 3.39 мас.% экв. NaCl; д — Тгом = 290 °С, Tэвт = -23.7 °С, С = 0.35 мас.% экв. NaCl; е — Тгом = 326 °С, С = 3.06 мас.% экв. NaCl.

 

ФВ гомогенизируются в температурном интервале от 365 до 120 °С (табл. 5, фиг. 11), со средним значением 253 °С. Температуры гомогенизации имеют бимодальное распределение, наибольшее количество случаев гомогенизации ФВ происходит в двух близко расположенных температурных интервалах 297–285 и 260–220 °С (фиг. 11), причем в оба этих периода концентрации солей в растворах значительно понижались. Криометрические исследования показали, что концентрации солей в растворах, оцененные по температурам плавления последнего кристаллика льда, варьируют от 3.39 до 0.35 мас.% экв. NaCl (табл. 5). Судя по температурам эвтектики (Т_эвт = -35 — -15 °С), в составе растворов преобладают хлориды Na. Анализ состава водных вытяжек (проанализировано 5 проб) подтвердил, что в составе преобладает Na, но и показал, что в растворах, примерно в таких же концентрациях, имеется K, соотношение Na/K в среднем составило 1. При этом в растворах присутствуют Ca, Fe, Mg. В среднем отношение (Na+K)/(Ca+Mg+Fe) составляет 16. КР-спектрометрией в “газовой фазе” ФВ в кварце кварц-родонитовых руд участка Тёплый CO₂, N₂ и CH₄ не установлено.

 

Фиг. 11. Гистограмма распределения температур гомогенизации флюидных включений в кварце рудных тел №№ 1 и 3 участка Тёплый и уровень солености растворов в изученных флюидных включениях.

 

Таблица 5. Результаты термо- и криометрических исследований индивидуальных флюидных включений в продуктивном кварце участка Тёплый

№ образца	Температуры фазовых переходов, °С			Расчетные показатели:
	Тгом	Тэвт	Тпл. льда	С солей, мас.%-экв. NaCl	Общая плотность флюида, г/см3
Теп-1-15	338…275	-25…-24	-0.5…-0.2	0.88…0.35	0.61
	273…260	-23.3	-2…-1.1	3.39…1.91	0.68
	230…220	-28	-1.1…-0.3	1.91…0.53	0.8
	207…199	н	-1.7…-1	2.9…1.74	0.8
	185…120	-24	-0.5…-0.2	0.88…0.35	0.9
Теп-2-15	326…254	-24…-23	-1.8…-0.8	3.06…1.4	0.6
	252…220	н	-0.5…-0.3	0.88…0.53	0.8
Т-2-2	347…320	-23…-15	-1…-0.6	1.74…1.05	0.6
	290…233	н	-0.4	0.7	0.8
	180	-19	-1.2	2.07	0.9
178-1	365	-35	-0.3	0.53	0.6
РТ-3	285	-13	-0.2	0.35	0.6
М-3-1	255	-15	-1	1.74	0.8

Примечание. Каждая строчка в таблице характеризует группу включений (от 3 до 5) с близкими PTX-параметрами, присутствующих в одном образце; “н” — соответствующий фазовый переход отсутствует или неясно выражен.

 

Рассчитанные давления, существовавшие при рудообразовании, не превышали 100 бар, что больше присуще открытым рудным системам, формирующимся в открытых трещинах в приповерхностных условиях, где общее давление определяется давлением паров воды, а рудообразование происходит на фоне кипения и смешивания минерализованных гидротерм с вадозными водами (Прокофьев, 2000). Расчет глубины формирования при условии наличия только гидростатического давления в открытой системе позволяет оценить ее на уровне 1.3–1.5 км. (Прокофьев, Пэк, 2015).

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ РУД

В составе изученных руд участка Тёплый преобладает SiO₂ (64.3–96.62%), присутствуют заметные концентрации MnO (0.81–18.39), Al₂O₃ (0.92–11.58), CaO (0.43–8.41), Fe₂O₃ (0.29–5.94), К₂O (0.05–5.08), а также MgO (0.16–3.21) (табл. 6). Это говорит о том, что в составе рудных тел преобладает кварц и минералы марганца, присутствуют адуляр, карбонаты и гидрослюды. Для руд характерны низкие и очень низкие значения Na₂O, TiO₂, и P₂O₅ (табл. 6). Судя по табл. 6, содержание сульфидов в изученных рудах очень низкое (в среднем S_общ — 0.05). Убогосульфидный характер руд, низкие содержания в них Cu, Pb и Zn (табл. 7) — нетипично для месторождений эпитермального Ag-Au подтипа (Стружков, Константинов, 2005). Вместе с тем, Au/Ag отношение в рудах участка Теплый варьирует от 0.003 до 0.02, составляя в среднем — 0.005 (табл. 7), что характерно для месторождений эпитермального Ag-Au подтипа (Стружков, Константинов, 2005). Следует отметить высокую сходимость полученных нами данных с результатами изучения укрупненной технологической пробы (табл. 6).

 

Таблица. 6. Химический состав руд (в мас.%) участка Теплый месторождения Приморское

№ пробы	SiO2	TiO2	Al2O3	Fe2O3общ.	MnO	MgO	CaO	Na2O	K2O	P2O5	S общ.	∑
Т-2-2	82.22	0.01	1.24	1.32	10.95	0.43	3.39	0.14	0.17	0.02	0.05	99.94
К-19-2	76.19	0.01	0.39	0.62	18.39	0.24	3.95	0.09	0.05	<0.02	0.03	99.96
178-2	83.94	0.09	6.55	0.38	2.99	0.33	2.51	0.49	2.40	0.04	0.06	99.79
178-3*	96.62	0.04	1.05	0.29	0.81	0.16	0.43	0.12	0.12	0.03	0.15	99.82
Шт. 4	64.94	0.94	11.58	5.94	1.78	3.21	6.42	3.32	1.40	0.35	0.04	99.92
М-3-1	82.51	0.01	0.92	1.06	12.00	0.28	2.76	0.14	0.18	0.02	0.02	99.91
177-1*	76.02	0.02	0.42	0.41	14.05	0.43	8.41	0.09	0.05	0.03	0.03	99.96
2925	85.92	0.10	2.73	1.41	6.78	0.39	1.81	0.35	0.27	0.06	0.03	99.86
31205	87.15	0.02	3.34	0.75	3.99	1.19	1.93	0.31	1.02	0.02	0.08	99.81
312	64.30	0.02	11.17	2.59	12.62	0.95	0.68	1.35	5.08	0.03	0.08	98.87
Сс	79.98	0.12	3.93	1.47	8.43	0.76	3.22	0.64	1.07	0.06	0.05	99.79
ТП	80.4	0.08	3.68	2.1	7.48	Не опр.	1.84	0.26	0.84	0.03	0.05	96.76

Примечание. Рентгенофлуоресцентный (силикатный) анализ, лаборатория ИГЕМ РАН, аналитик А.И. Якушев; Сс — среднее содержание; ТП — технологическая проба, химический анализ, лаборатория ЦНИГРИ.

 

Результаты анализа элементного состава руд участка Тёплый представлены в табл. 7 и фиг. 12. На диаграмме (фиг. 12) они нормированы по отношению к средним значениям для верхней коры (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Спектры РЗЭ в изученных рудах, нормированные по отношению к средним значениям для хондритов показаны на фиг. 13.

 

Фиг. 12. Геохимические данные 10 рудных проб участка Тёплый.

 

Фиг. 13. Спайдер-диаграммы РЗЭ в рудах эпитермальных месторождений Омсукчанской металлогенической зоны

 

Таблица 7. Геохимическая характеристика руд месторождения Теплое

Элемент	№№ проб, содержания элементов, в г/т										Сс	Ко
	Т-2-2	К-19-2	178-2	178-3	Шт. 4	М-3-1	177-1	2925	31205	312
Au	5.1	3.6	1.6	16	4.3	6.7	5.5	23	13	8.4	8.62	4788.97
Ag	1398	281	71	2894	1281	1169	1161	1839	2344	2421	1485.9	28642.4
Cu	120	96	400	246	110	275	140	273	286	518	246.40	9.85
Mo	<0.018	<0.018	7.1	5.4	<0.018	<0.018	<0.018	24	<0.018	9.1	4.55	3.04
Pb	99	30	229	972	44	24	168	83	127	271	204.76	10.23
Zn	305	352	793	492	125	595	171	1987	625	13489	1893.31	26.66
Cd	1.7	0.49	5.7	2.1	0.45	3.5	0.95	2.40	1.5	152	17.04	173.92
In	0.63	0.36	0.29	0.28	0.35	0.42	0.30	0.29	0.28	0.35	0.35	7.08
Bi	22	2.6	2.0	0.069	2.7	14	8.7	2.3	0.22	4.1	5.86	46.16
As	5.3	10	6.2	0.76	3.0	5.9	2.2	2.3	1.6	2.9	4.06	2.71
Sb	4.2	2.0	2.4	3.2	0.86	2.8	2.4	2.0	8.0	34	6.16	30.79
Sn	2.0	2.2	2.0	1.7	1.5	1.9	1.5	1.3	1.7	3.8	1.95	0.35
W	<ПО	<ПО	2.0	<ПО	<ПО	0.13	<ПО	5.7	142	52	20.14	10.07
Tl	<ПО	0.55	0.015	2.0	<ПО	0.009	0.17	<ПО	0.16	0.13	0.30	0.4
Te	3.0	1.6	6.0	0.98	1.2	17	0.75	1.2	0.45	1.6	3.33	1.43
Se	0.11	<ПО	2.2	1.4	<ПО	2.3	0.16	<ПО	<ПО	<ПО	0.61	0.01
Mn	129918	212433	34691	6346	16176	134675	155914	109646	32690	131191	96367.99	160.61
Co	0.25	<ПО	<ПО	<ПО	10	0.087	<ПО	1.6	12	5.0	2.94	0.29
Ni	1.1	1.1	2.5	0.44	12	0.60	1.7	4.8	1.9	0.53	2.64	0.13
Li	27	9.0	21	32	41	16	21	82	34	61	34.40	1.72
Rb	<0.027	<0.027	68	<0.027	27	<0.027	<0.027	<0.027	17	125	23.76	0.21
Be	7.6	6.0	7.1	0.86	2.1	6.1	4.2	4.1	2.4	6.5	4.69	1.56
Sc	1.5	2.5	2.6	4.2	13	1.3	0.81	1.8	4.0	0.50	3.20	0.29
Ti	11	5.0	483	115	4962	9.0	30	191	30	27	586.27	0.19
V	12	9.9	30	4.0	92	12	11	61	7.4	28	26.73	0.44
Cr	5.6	10	5.2	11	34	5.4	9.6	293	92	39	50.58	1.44
Ga	2.7	0.92	7.1	0.65	11	1.6	1.1	2.5	3.5	16	4.74	0.27
Sr	156	4.8	126	15	501	9.2	7.5	312	132	339	160.19	0.45
Y	12	0.09	21	1.4	14	36	0.04	4.1	0.97	4.7	9.54	0.43
Zr	<0.006	<0.006	22	<0.006	130	<0.006	<0.006	3.6	<0.006	<0.006	15.58	0.08
Nb	<0.003	<0.003	2.1	<0.003	4.2	<0.003	<0.003	<0.003	<0.003	<0.003	0.63	0.02
Ta	<0.001	<0.001	0.28	<0.001	0.16	<0.001	<0.001	<0.001	0.054	<0.001	0.04	0.02
Cs	1.4	0.23	1.8	<0.001	0.92	0.46	0.09	0.02	0.25	12	1.68	0.45
Ba	35	15	311	29	352	63	7.0	17	106	928	186.26	0.33
La	1.7	0.06	11	1.5	16	0.68	<ПО	3.9	0.61	3.9	3.95	0.13
Ce	2.6	0.15	24	3.3	36	2.1	0.063	6.9	0.96	2.5	7.81	0.12
Pr	0.73	<ПО	3.1	0.53	4.7	0.72	<ПО	0.92	0.10	0.33	1.11	0.15
Nd	4.3	0.032	13	2.9	20	5.0	0.004	3.6	0.42	1.3	5.07	0.19
Sm	1.1	0.001	2.7	0.73	3.8	1.7	<ПО	0.65	0.068	0.21	1.10	0.24
Eu	0.25	<ПО	0.48	0.075	1.2	0.34	<ПО	0.16	0.038	0.38	0.29	0.33
Gd	2.0	0.011	3.1	0.71	4.0	2.5	<ПО	0.74	0.10	0.30	1.34	0.35
Tb	0.29	<0.0001	0.50	0.055	0.52	0.52	<0.0001	0.082	<0.0001	0.010	0.19	0.30
Dy	2.3	<ПО	3.2	0.35	2.9	3.9	<ПО	0.60	0.084	0.19	1.34	0.38
Ho	0.49	<0.0002	0.66	0.044	0.52	0.89	<0.0002	0.093	0.009	0.031	0.27	0.34
Er	1.5	<0.0001	2.0	0.15	1.5	2.9	<0.0001	0.30	0.051	0.12	0.84	0.36
Tm	0.19	<0.0001	0.29	0.002	0.19	0.40	<0.0001	0.028	<0.0001	<0.0001	0.11	0.33
Yb	1.3	<0.0001	2.2	0.10	1.3	2.7	<0.0001	0.25	0.050	0.080	0.79	0.35
Lu	0.16	<0.0001	0.30	0.003	0.17	0.38	<0.0001	0.022	<0.0001	<0.0001	0.10	0.32
Hf	<0.003	<0.003	0.72	<0.003	2.8	<0.003	<0.003	<0.003	<0.003	<0.003	0.35	0.06
Th	<0.002	<0.002	4.4	0.01	2.7	<0.002	<0.002	0.13	<0.002	<0.002	0.72	0.06
U	0.026	0.027	1.8	0.15	0.92	0.12	0.002	0.95	0.16	0.50	0.46	0.16

Примечание. ПО — предел обнаружения. Микроэлементы определены методом ICP-MS, лаборатория ИГЕМ РАН, аналитик Я.В. Бычкова; Au — методом атомной абсорбции, аналитик В.А. Сычкова; Ag — методом РФА, аналитик, А.И. Якушев.

 

Руды участка Тёплый обогащены достаточно широким спектром элементов (Ag, Au, Mn, Cd, Bi, Sb, Zn, Pb, W, Cu, In, As) (табл. 7, фиг. 12), по сравнению со средними значениями верхней коры (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Коэффициенты обогащения варьируют от нескольких раз (Cu, In, As) — до десятков (Bi, Sb, Zn, Pb, W), сотен (Mn, Cd) и до тысяч (Au), десятков тысяч раз (Ag) (табл. 7, фиг. 12), что свидетельствует о геохимическом родстве некоторых микроэлементов и их синхронном участии в рудообразовании.

Руды явно обогащены легкими и обеднены тяжелыми РЗЭ, имеют значения Hf/Sm, Nb/La и Th/La меньше 1 (табл. 8). Следовательно, рудообразующие флюиды принадлежали NaCl–H₂O гидротермальной системе, обогащенной Cl относительно F (Oreskes, Einaudi, 1990), что корреспондирует с результатами изучения флюидных включений в рудном кварце (см. выше). Отношение Y/Ho изученных руд составляет в среднем 45.89 (табл. 8), что характерно для гидротермальных флюидов задуговых бассейнов (Bau, 1991; Jones, Manning, 1994; Monecke et al., 2002).

 

Таблица 8. Индикаторные показатели руд участка Тёплого, Приморского месторождения

Индикаторные показатели	№№ проб										С
	Т-2-2	К-19-2	178-2	178-3	Шт. 4	М-3-1	177-1	2925	31205	312
∑REE	18.8	0.2	67.0	10.3	92.5	24.7	0.1	18.2	2.5	9.3	24.36
∑LREE	10.6	0.2	54.8	8.9	81.4	10.6	0.1	16.1	2.2	8.6	19.35
∑HREE	8.1	0.0	12.3	1.4	11.1	14.1	0.0	2.1	0.3	0.7	5.01
∑LREE/ ∑HREE	1.31	21.41	4.46	6.35	7.35	0.74	—	7.65	7.46	11.85	6.86
Hf/Sm	—	—	0.26	—	0.72	—	—	—	—	—	0.09
Nb/La	—	—	0.18	—	0.26	—	—	—	—	—	0.04
Th/La	—	—	0.39	0.01	0.16	—	—	0.03	—	—	0.06
Y/Ho	25.30	—	32.54	31.65	27.19	40.89	—	43.91	105.40	152.03	45.89
U/Th	—	—	0.41	10.07	0.34	—	—	7.13	—	—	1.79
Rb/Sr	—	—	0.54	—	0.05	—	—	—	0.12	0.36	0.11
Sr/Ba	4.44	0.32	0.40	0.53	1.42	0.14	1.06	18.42	1.24	0.36	2.83
Zr/Hf	—	—	30.49	—	46.83	—	—	—	—	—	7.73
Nb/Ta	—	—	7.63	—	26.51	—	—	—	—	—	3.41
Co/Ni	0.23	—	—	—	0.86	0.14	—	0.32	6.50	9.60	1.76
Te/Se	27.12	—	2.69	0.72	—	7.21	4.69	—	—	—	4.24
Au/Ag	0.003	0.01	0.02	0.005	0.003	0.005	0.004	0.01	0.005	0.003	0.005
Eu/Eu*	0.71	—	0.63	0.52	1.06	0.60	—	0.87	—	5.06	0.94
Ce/Ce*	0.57	1.51	1.01	0.92	1.10	0.60	—	0.90	0.83	0.34	0.78
LaN/YbN	0.91	—	3.55	10.48	8.54	0.16	—	10.61	8.25	33.43	7.59
LaN/SmN	1.00	54.51	2.58	1.25	2.58	0.24	—	3.70	5.56	11.86	8.33
GdN/YbN	1.22	—	1.17	5.99	2.59	0.74	—	2.41	1.63	2.98	1.87
LaN/LuN	1.13	—	3.93	51.72	9.65	0.18	—	18.48	—	—	8.51
∑Ce	9.31	0.23	51.56	8.12	76.33	8.52	0.06	15.30	2.09	8.01	17.95
∑Y	6.32	0.01	10.68	1.96	13.04	9.83	0	2.32	0.29	1.11	4.55
∑Sc	2.92	—	4.49	0.24	2.90	5.96	—	0.56	0.10	0.19	1.74
Eu/Sm	0.23	—	0.17	0.10	0.32	0.19	—	0.24	0.55	1.81	0.36
Ce/Yb	1.99	—	10.99	34.29	28.50	0.78	—	27.83	19.17	30.62	15.42
Eu/Ce	0.09	—	0.02	0.02	0.03	0.15	—	0.02	0.03	0.15	0.05

Примечание. Eu/Eu* = Eu_N/(Sm_N*(Tb_N*Eu_N)^1/2)^1/2); Ce/Ce* = Ce_N/((2La_N + Sm_N)/3), REE — РЗЭ, LREE — легкие РЗЭ, HREE — тяжелые РЗЭ, суммы содержаний по группам РЗЭ (Минеев, 1974): цериевая — ΣCe, итриевая — ΣY, скандиевая — ΣSc.

 

Для изученных руд установлены достаточно низкие значения ΣРЗЭ, которые в среднем составляет 24.36 (табл. 8). Такие же низкие суммы концентраций РЗЭ характерны для эпитермальных руд Омсукчанского и других рудных районов ОЧВП (Кравцова, 2010; Волков и др., 2017) и мира (Кураминского, Узбекистан, Банска-Штьявница, Словакия и др.) (Винокуров и др., 1999). Отметим, что сумма концентраций РЗЭ в изученных рудах (табл. 7) заметно ниже, чем во вмещающих магматических и вулканических породах ОЧВП (Кравцова, 2010). Нормированные на хондрит средние значения РЗЭ в рудах участка Теплый образуют слабо наклонные близхондритовые спектры (фиг. 13), во многом сходные по конфигурации со спектрами РЗЭ вмещающих пород (Кравцова, 2010).

Eu- и Cе-аномалии обычно рассматриваются как маркеры окислительно-восстановительного потенциала среды рудообразования (Бортников и др., 2007; Горячев и др., 2008). В пробах из руд месторождения Теплое значения Eu/Eu* — отрицательные, а Ce/Ce* — положительные, близкие к 1, за исключением аномальной пробы 312 (табл. 8). Такое сочетание Eu/Eu* и Ce/Ce* указывает на слабо окислительные условия, существовавшие при рудоотложении. Низкие Eu/ Sm отношения (< 1) в изученных рудах (табл. 8) показывают, что рудообразование протекало на верхнекоровом уровне (Винокуров, 1996).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ И ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Главная особенность месторождения заключается в том, что в структурном плане оно находится на сочленении двух блоков земной коры. Это сочленение южного обрамления Омсукчанского континентального рифта с Приохотской вулканической зоной Удско-Мургальского вулканогенного пояса. По простиранию указанных геологических структур протягиваются две крупные металлогенические зоны — Омсукчанская субмеридиональная, специализированная на Sn, Ag, Pb, Zn, и Удско-Мургальская — на Cu и Mo (Сидоров и др., 2009; Волков и др., 2014).

При изучении вещественного состава участка Теплый установлены все признаки допорфирового вулканогенного месторождения по (Сидоров и др., 2011). Привнос Cu оказывает существенное влияние на видовой состав минералов Ag поздних парагенезисов. Изучение рудно-метасоматических образований позволило выделить на месторождении два гипогенных этапа рудообразования — вулканогенный и, наложенный, — плутоногенный.

Минеральные образования раннего этапа, слабо затронутые поздним высокотемпературным процессом, сохранились только в поверхностных горных выработках западного фланга участка Тёплый. Они свидетельствуют о том, что в вулканогенный Au-Ag-этап формировались руды с Sb-минерализацией (пираргирит и полибазит) колломорфно-полосчатых текстур, а вмещающие породы были подвержены кварц-серицитовым изменениям.

Поздний этап характеризуется высокотемпературным метаморфизмом ранних эпитермальных жил, привносом существенного количества Cu, присутствием Bi-содержащего галенита и матильдита в рудах. Температуры гомогенизации ФВ в кварце этого этапа варьируют в широком диапазоне от 120–347 °С до 434 °С по (Стружков, Константинов, 2005). Отмечаются признаки реювенации рудообразующей системы. В результате образуются хлорит-эпидотовые с актинолитом средне-высокотемпературные фации околорудных метасоматитов, а в рудных телах — гранат-магнетит-родонит-эпидотовая минерализация, как и на крупном Ag-Au месторождении Дукат (Серебро …, 1989); также наблюдается вынос Sb и перераспределение Ag c отложением широкого круга Cu и Fe сульфидов (табл. 2).

Ранее нами было показано (Савва и др., 2016), что особенности состава субстрата вулканоструктур и их металлогеническая специализация влияют на геохимические и минеральные типы месторождений. Преобладание в рудах участка Теплый минералов группы Cu-Ag сульфидов, таких как ялпаит, штромеерит и маккинстриит, а также Cu-акантита и Cu-ютенбогаардита (табл. 2) — результат влияния Удско-Мургаль ской палеоостровной дуги, отличающейся Cu-Mo специализацией. Подобные взаимоотношения и парагенезисы установлены нами и на других месторождениях Северо-Востока России — Ольча, Нявленга, Джульетта (Савва, Шахтыров, 2011; Савва и др., 2007; 2016), а также подробно описаны для месторождения Паланката, Перу (Jorge et al., 2013). С металлогеническим влиянием Омсукчанской зоны (с Ag-Sn-полиметаллической специализацией) связаны не только высокие содержания Ag в рудах участка Теплый (Ag-акантитовый минеральный тип), но и широкое развитие минералов Mn (родонит, манганосидерит, родохрозит).

В результате сравнительного анализа геохимических данных по рудам участка Теплый с другими Ag-Au месторождениями Омсукчанской металлогенической зоны (Стружков, Константинов, 2005) были выявлены следующие сходные черты: широкий спектр основных элементов-индикаторов и присутствие в нем Mn; повышенные содержания W; высокие коэффициенты обогащения Mn и Ag; высокие значения Sr/Ba, Y/Ho; очень низкое Au/Ag отношение; низкая ∑REE; отрицательные Eu- и положительные Се-аномалии, близкие по конфигурации спектры распределения РЗЭ (фиг. 13). Были установлены также следующие геохимические особенности руд участка Теплый: низкие содержания S_общ; низкие содержания Pb, Zn, повышенные Cu и Bi; высокие значения Te/Se (табл. 8).

Судя по табл. 8, в спектрах РЗЭ изученных руд преобладают легкие “гидрофильные” лантаноиды “цериевой” группы (Жариков и др., 1999; Минеев, 1974). Аналогичный состав РЗЭ характерен и для вмещающих вулканитов Омсукчанского района (Кравцова, 2010). Отношение U/Th и Co/Ni (табл. 8) в изученных рудах варьирует в широких пределах, что, по-видимому, указывает на термальный метаморфизм руд.

По результатам изучения флюидных включений (ФВ) в кварце установлено, что кварц-родонитовые жилы месторождения Теплое формировались в условиях высоких и средних температур (347–120 °С) в несколько стадий, из очень слабо концентрированных хлоридных гидротерм (3.38–0.35 мас.% экв. NaCl), насыщенных катионами Na и К. Важно отметить, что по сравнению с другими эпитермальными месторождениями Омсукчанской зоны (Стружков, Константинов, 2005), физико-химические параметры образования руд участка Тёплый необычны (табл. 5). Это высокие температуры, низкие концентрации солей и показатели плотности флюида во включениях, что характерно для “сухого пара”, т. е. на фоне дефицита H₂O, рудная система была перегрета (температура превышала критическую для воды). Такие параметры также могли быть обусловлены термальным метаморфизмом руд. Степень метаморфизма руд настолько высока, что происходит растворение и переотложение рудных минералов. Перераспределение Ag приводит к образованию более-менее упорядоченной структуры распада твердых растворов в системе Cu–Ag–S (фиг. 9в), а также к образованию ленаита Ag–Fe–S (структурного аналога халькопирита).

Минералы Cu–Ag-группы — штромеерит, ялпаит, маккинстриит, которые обычно редко встречаются, образуют широкий спектр (фиг. 9в), составляя значительную долю в изученных рудах. Здесь очевидна пространственная и генетическая связь с Cu-порфировой рудообразующей системой Удско-Мургальской металлогенической зоны. Полученные результаты позволяют отнести эпитермальное месторождение Приморское к промежуточно-сульфидизированному типу (Richards, 2013; Simmons et al., 2005).

Приведенная в статье информация имеет практическое значение для региональных прогнозно-металлогенических построений, поисков и оценки эпитермальных Au-Ag месторождений.

БЛАГОДАРНОСТИ

Работа выполнена при финансовой поддержке программы Президиума РАН № 48 “Месторождения стратегических и высокотехнологичных металлов Российской Федерации: закономерности размещения, условия формирования, инновационные технологии прогноза и освоения”, темы Госзадания ИГЕМ РАН “Металлогения рудных районов вулканоплутоногенных и складчатых орогенных поясов Северо-Востока России” и Российского научного фонда (грант № 14–17–00170).

Об авторах

Н. Е. Савва

Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт ДВО РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: tma2105@mail.ru
Россия, 685010, Магадан, ул. Портовая, 16

А. В. Волков

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН

Email: tma2105@mail.ru
Россия, 119017, Москва, Старомонетный пер., 35

А. А. Сидоров

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН

Email: tma2105@mail.ru
Россия, 119017, Москва, Старомонетный пер., 35

Е. Е. Колова

Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт ДВО РАН

Email: tma2105@mail.ru
Россия, 685010, Магадан, ул. Портовая, 16

К. Ю. Мурашов

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН

Email: tma2105@mail.ru
Россия, 119017, Москва, Старомонетный пер., 35

Список литературы

Дополнительные файлы