Voimakan deposit of dolomite type nephrite, Middle-vitim mountain country: formation conditions

Толық мәтін

Введение

Нефрит – высоколиквидный ювелирно-поделочный камень, плотный агрегат амфибола тремолит-ферроактинолитового ряда, преимущественно тремолита, обладающий характерной спутанно-волокнистой микроструктурой. Нефрит особенно ценится в Китае, Новой Зеландии, на тихоокеанском побережье Северной Америки.

Месторождения нефрита подразделяются на два эндогенных геолого-промышленных типа. Первый тип – апосерпентинитовый в офиолитах. Второй тип – аподоломитовый в тремолит-кальцитовых магнезиальных скарнах. Для апосерпентинитового нефрита характерны различные оттенки зеленого цвета до бурого (табачного, болотного) и черного. Для аподоломитового нефрита характерен широкий диапазон преимущественно светлых окрасок от белого, серого до светло-зеленого (салатного), бурого (медового) и черного. Наиболее ценится яркий голубовато-зеленый нефрит с минимальным количеством зерен хромита, белый нефрит и тремолитовый “кошачий глаз”. Высоко ценятся аллювиальные гальки и валуны нефрита, особенно с поверхностными корочками прокрашивания.

По состоянию на 01.01.2023 Государственным балансом запасов в России учтены 27 месторождений (Государственный…, 2023) апосерпентинитового и аподоломитового нефрита (фиг. 1). В 2022 г. в Бурятии разрабатывались Кавоктинское, Нижне-Олломинское, Сергеевская залежь, Хайтинское, Голюбинское месторождения аподоломитового нефрита. Воймаканское месторождение в Бурятии подготавливалось к отработке. Удоканское в Забайкальском крае и Буромское в Бурятии разведывались. Все российские месторождения аподоломитового нефрита залицензированы и находятся в Витимской нефритоносной провинции (фиг. 1).

 

Фиг. 1. Месторождения нефрита в мире, Бурятии и Китае.

 

За рубежом большинство месторождений аподоломитового нефрита находятся в Китае (фиг. 1). Наиболее крупные известные месторождения расположены в Северо-Западном Китае. В Синцзян-Уйгурском автономном районе находится отрабатываемый уже 6 тысяч лет нефритоносный пояс Хотан как с коренными месторождениями (Liu et al., 2015; Liu et al., 2017; Zhang et al., 2022₁ ; Nangeelil et al., 2023), среди которых наиболее известен и изучен Аламас (Liu et al., 2010, 2011 ₁ ), так и со знаменитыми россыпными месторождениями Юрункаш – “река белого нефрита” и Каракаш – “река черного нефрита” (Liu et al., 2011₂ , 2016; Jing, Liu, 2022; Zheng et al., 2023). К поясу Хотан с востока примыкает нефритоносный район Алтынтаг (Gao et al., 2019₁ ; Jiang et al, 2020; Liu et al., 2021; Liang et al., 2022; Zhang et al., 2022₂ ; Jiang et al, 2023). Еще восточнее в провинции Цинхай находятся месторождения Голмуд и другие (Yu et al., 2016_{1, 2} ; Gong et al., 2023). Ряд месторождений находится в Северо-Восточном Китае: Тели в провинции Хэйлунцзян (Gao et al, 2019₂ ; Xu et al., 2022; Xu, Bai, 2022), Паньши в провинции Гирин (Bai et al., 2019), Сюань и Санпиюй в провинции Ляонин (Zhang et al., 2019; Zheng et al., 2019). В Восточном Китае известно месторождение Сяомэйлин в провинции Цзянсу (Li et al., 2021, 2022). В Южном Центральном Китае находятся месторождения Луаньчуань в провинции Хэнань (Ling et al., 2015; Chen et al, 2022) и Дахуа в Гуанси-Джуанском автономном районе (Yin et al., 2014; Zhong et al., 2019; Bai et al., 2020). В Южном Западном Китае – месторождения Лунси в провинции Сычуань (Wang et al., 2022; Fu et al., 2023) и Лодянь в провинции Гуйжоу (Zhang et al., 2015; Wang et al., 2020; Li et al., 2023₁).

В других странах следует отметить (фиг. 1) месторождение Чхунчхон в Южной Корее (Yui, Kwon, 2002; Feng et al., 2022; Li et al., 2023₂), район Коуэлл на полуострове Эйр в Южной Австралии (Nichol, 2000; Tan et al, 2013), месторождение Альпе Мастабия (Вал Маленко) в Ломбардии, Италия (Adamo, Bocchio, 2013), месторождение Злоты Сток в Нижней Силезии, Польша (Korybska-Sadło et. al., 2018; Gil et al., 2015, 2020).

До сих пор остается дискуссионной роль метаморфических и метасоматических процессов в формировании нефрита. На большинстве изученных аподоломитовых месторождений тела нефрита локализуются на контакте доломита и гранита. Есть исключения, например месторождения Дахуа (Zhong et al., 2019), образовавшееся на контакте диабаза и известняка, Лодянь (Zhang et al., 2015) – в известняках вблизи тел диабаза, Луаньчуань (Ling et al., 2015) – в доломите на удалении от контакта с метагаббро. Для месторождений Витимской нефритоносной провинции более характерно образование нефрита на контакте доломита и амфиболита, слагающих ксеноблоки в граните Ангаро-Витимского батолита. Уникальные особенности ассоциации нефрита со скарнированными амфиболитами определяют необходимость их изучения.

Однако научно-исследовательские работы на российских месторождениях нефрита проводились в основном в 1980-х годах. В какой-то мере исследования нефрита Витимской нефритоносной провинции возобновлены лишь в последние годы (Бурцева и др., 2015_{1, 2} ; Сутурин и др., 2015; Гомбоев и др., 2017; Филиппова и др., 2021; Кислов и др., 2023). В данной работе приведены результаты исследования Воймаканского месторождения, находящегося на западном фланге Витимской нефритоносной провинции. Научно-исследовательские работы на этом месторождении ранее не проводились, публикации в открытой печати отсутствуют.

Воймаканское месторождение

Воймаканское месторождение аподоломитового нефрита находится в западной части Витимской нефритоносной провинции. В географическом отношении месторождение расположено на территории Баунтовского эвенкийского района Республики Бурятия в Средне-Витимской горной стране (фиг. 2).

 

Фиг. 2. Геологическая карта Воймаканского месторождения по (Кодочигов, Курбатов, 2015ф) с дополнениями и исправлениями; 1 – аллювиальные отложения; 2 – верхняя подсвита суванихинской свиты: сланцы, гнейсы, амфиболиты, известняки, метаэффузивы; 3 – средняя подсвита суванихинской свиты: известняки, доломиты, сланцы; 4 – мезозойские интрузивы: габбро, диориты, габбро-диориты; 5 – Витимканский интрузивный комплекс: граниты, гранодиориты, диориты, аплиты, пегматиты; 6 – залежи нефрита вне масштаба.

 

Воймаканское проявление апокарбонатного нефрита выявлено в 1981 г. А.П. Секериным при проведении рекогносцировочных маршрутов экспедицией “Байкалкварцсамоцветы” в среднем течении р. Ципа (Кодочигов, Курбатов, 2015ф¹). Среди развалов элювиально-делювиальных глыб гранитов и мраморов были обнаружены валуны кальцит-тремолитовых скарнов. Геологоразведочные работы на Воймаканском проявлении проводились до 1991 г. экспедицией “Байкалкварцсамоцветы” в небольшом объеме в связи с наличием в этом районе более перспективных объектов. В 1990–2000-е гг. велась нелегальная добыча нефрита в карьере с нагорными канавами. Ситуация изменилась в 2012 г. после получения лицензии на геологическое изучение, разведку и добычу нефрита ЗАО “МС Холдинг” (Кодочигов, Курбатов, 2015ф).

Район расположения Воймаканского месторождения характеризуется развитием различных осадочных, метаморфических и интрузивных пород, осложнен тектоникой (фиг. 2). Метаморфические и осадочные (за исключением современного аллювия) породы относятся к суванихинской свите нижнего протерозоя. Она подразделяется на три подсвиты, из которых на участке месторождения представлены две. К верхней подсвите относятся кварц-биотитовые, биотит-кордиеритовые, силлиманит-биотитовые, биотит-роговообманковые сланцы, гнейсы, амфиболиты, прослои и горизонты кристаллических известняков, кислых и основных метаморфизованных эффузивов. К средней подсвите отнесены кристаллические известняки, доломиты с прослоями биотитовых сланцев. Степень метаморфизма отвечает амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фациям.

Большая часть площади месторождения сложена выходами Витимканского интрузивного комплекса нижнего палеозоя. Первая фаза комплекса представлена порфировидными амфибол-биотитовыми гранитами, гранодиоритами, диоритами, дайками аплитов, телами пегматитов. Вторая фаза – лейкократовыми биотитовыми равномернозернистыми, реже гнейсовидными гранитами, гранодиоритами. К мезозою отнесены дайки габбро, диоритов, габбро-диоритов.

В пределах Воймаканского месторождения широко распространены разрывные нарушения различного времени заложения, ориентировки и амплитуды. Отчетливо выделяются две диагональные системы разрывных нарушений северо-восточного и северо-западного простирания. Разрывные нарушения характеризуются наличием зон дробления и милонитизации с крутыми углами падения (60°–90°). К зонам разломов приурочены дайки габбро, диоритов, габбро-диоритов и тела метасоматических пород.

Метасоматические изменения с образованием нефритоносных зон развиты вблизи контактов мраморизованных доломитов и амфиболитов – метаморфических пород по основным эффузивам (фиг. 3). В гранитах метасоматические изменения выражаются в существенном увеличении содержаний эпидота, клиноцоизита, уменьшении содержания биотита, появлении тремолита и хлорита. В амфиболитах роговая обманка замещается тремолитом, плагиоклаз – эпидотом, появляется хлорит, порода преобразуется в эпидот-тремолитовый скарн. Метасоматические изменения в карбонатных породах проявлены сильнее, с образованием кальцит-тремолитовых скарнов с желваками, гнездами и жилами нефрита (Кодочигов, Курбатов, 2015ф).

 

Фиг. 3. Геологическая схема залежи нефрита № 1 (первый и второй блоки) на контакте мраморизованных доломитов и амфиболитов по (Кодочигов, Курбатов, 2015ф) с дополнениями и исправлениями. Витимканский интрузивный комплекс: 1 – первая фаза, 2 – вторая фаза, 3 – верхняя подсвита суванихинской свиты, 4 – средняя подсвита суванихинской свиты, 5 – метасоматически измененные породы, 6 – тектонические брекчии, 7 – зоны разрывных нарушений, 8 – тела кальцит-тремолитовых скарнов с желваками и жилами нефрита.

 

На Правобережном участке Воймаканского месторождения нефрита выявлено 8 залежей нефрита. По залежам №№ 1 и 2 защищены запасы. На Левобережном участке работы продолжаются.

Залежь №1 нефрита (фиг. 3, 4) находится в теле кальцит-тремолитового скарна в доломитовом мраморе на расстоянии 1.5–2 м от контакта с гранитом. Отмечаются контакты с эпидот-тремолитовым скарном. Вдоль контактов залежь тектонизирована, по трещинам борозды и зеркала скольжения. Залежь №1 имеет крутое падение на юго-запад, сложена тремя разрозненными телами (блоками), разделенными кальцит-тремолитовым скарном и находящимися на расстоянии 4.0–4.5 м друг от друга. Длина первого блока 12 м, мощность от 0.15 до 1.04 м, в среднем 0.58 м; длина второго блока 7 м, мощность 0.10–2.25 м, в среднем 1.74 м; длина третьего блока 7 метров, мощность 0.17–0.65, в среднем 0.41 м (фиг. 4).

 

Фиг. 4. Зарисовка разреза третьего блока 1 залежи – расчистка в западной стенке карьера (Кодочигов, Курбатов, 2015ф) с дополнениями и исправлениями: 1 – доломитовый мрамор эпидотизированный, 2 – эпидот-тремолитовый скарн, 3 – кальцит-тремолитовый скарн с желваками и прожилками нефрита.

 

Залежь №2 залегает в теле кальцит-тремолитового скарна среди доломитового мрамора на расстоянии 1.5–2 м от контакта с метасоматизированным гранитом, контакты кальцит-тремолитового скарна с доломитом катаклазированы и окварцованы. В плане залежь имеет форму крутопадающей линзы. По простиранию залежь прослежена на 15 м, мощность от 0.22 до 1.34 м, в среднем 0.59 м.

Полная метасоматическая зональность: доломитовый мрамор – кальцифир – кальцит-тремолитовый скарн с нефритом – эпидот-тремолитовый скарн – амфиболит или диорит. Чаще наблюдаются неполные варианты зональности.

Материалы и методы исследования

Изучены штуфные образцы из кернов скважин, в меньшей мере из валовых проб, полученных в ходе геологоразведочных работ, выполненных ООО “ВВС” на Воймаканском месторождении по заказу ЗАО “МС Холдинг”. Для детального исследования отобраны 12 образцов нефрита и 5 образцов вмещающих пород. Визуальное петрографическое и минералогическое изучение проводилось при естественном освещении, применялась фотофиксация. Декоративные свойства (окраска, оттенок, рисунок, наличие каемок, степень шероховатости) определялись при помощи бинокуляра МБС-10 и геммологического фонарика. Шлифы изучены под поляризационном микроскопом “Olympus BX-51”.

Анализ макрокомпонентов выполнен в ЦКП “Геоспектр” ГИН СО РАН, Улан-Удэ: SiO₂ , TiO₂ , Al₂O₃ , P₂O₅ определялись фотометрическим методом; CaO, MgO, MnO, Fe₂ O₃ , CO₂ – атомно-абсорбционным спектроскопическим; FeO, CO₂ – титриметрическим; ппп, S – гравиметрическим; Na₂O, K₂O – пламенно-фотометрическим; Cr, V, Co, Ni, Cu – атомно-эмиссионным спектральным методом. Аналитики Л.В. Митрофанова, Т.Г. Хумаева, О.В. Корсун, Е.Д. Утина, М.Г. Егорова.

Содержания микроэлементов определены в ЦКП “Геоаналитик” (ИГГ УрО РАН) на квадрупольном ИСП масс-спектрометре NexION300S (Perkin Elmer, США). Микроволновое разложение проб осуществлялось смесью кислот HCl + HNO₃ + HF c использованием системы Berghof Speedwave MWS 3+. Операционные условия масс-спектрометра: мощность радиочастотного генератора – 1300 Вт, материал конусов – платина. Все измерения проводились в режиме количественного анализа с построением градуировочных кривых. Для построения градуировочных зависимостей использовались сертифицированные в соответствии ISO 9001 мультиэлементные стандартные растворы (Perkin Elmer Instruments). Для контроля использованы сертифицированные образцы базальта BCR-2 и андезита AGV-2 (USGS). В течение анализа серии проб измерение стандартного образца проводилось с периодичностью 1:5–1:10. Полученные концентрации редких, рассеянных и редкоземельных элементов удовлетворительно согласуются с аттестованными величинами с допустимым отклонением в пределах 15%. Погрешности определения элементов составили (отн. %): 24 (Cr, Ni, Co, Cu, V, Ba, Sr), 30 (Rb), 41 (РЗЭ), 50 (Zr), 60 (Y, Hf, Ta, Nb, Th, U). Аналитик Д.В. Киселева.

Измерения изотопного состава кислорода выполнялись на газовом масс-спектрометре FINNIGAN МАТ 253 в ЦКП “Геоспектр” (ГИН СО РАН, Улан-Удэ) с использованием двойной системы напуска в классическом варианте (стандарт – образец). Подготовка образцов проводилась с использованием метода лазерного фторирования (ЛФ) на опции “лазерная абляция с экстракцией кислорода из силикатов” в присутствии реагента BrF ₅ по методу (Sharp, 1990). Для калибровки использовались международные стандарты NBS-28 (кварц) и NBS-30 (биотит). Правильность полученных значений контролировалась регулярными измерениями собственного внутреннего стандарта ГИ-1 (кварц) и лабораторного ИГЕМ РАН Polaris (кварц). Погрешность полученных значений величин δ ¹⁸ O находилась на уровне (1s) ± 0.2‰. Аналитик В.Ф. Посохов.

Результаты исследования

Качественные характеристики нефрита

На Воймаканском месторождении нефрит имеет преимущественно светло-салатную, салатную, серо-салатную и бурую (медовую) окраску (фиг. 5). В некоторых образцах окраска неоднородная из-за включений визуально различимых призматических зерен тремолита, кальцита, диопсида, включений мелкозернистого кальцит-тремолитового агрегата. Просвечиваемость по краю штуфа от 1 до 5 см. Твердость 5–5.5 по шкале Мооса. Плотность 2.94–2.95 г/см³ . Блеск матовый, излом раковистый или занозистый. Содержание сортового нефрита в штуфных пробах 5–50 об. %, среднее содержание в валовых пробах разных залежей – 3.1–5.2 об. %. Нефрит принимает совершенную полировку с зеркальным блеском. Дефекты: разноориентированные трещины, включения визуально различимых минералов и их агрегатов, развитие хлорита и талька, пленки кальцита, вторичных минералов железа и марганца на поверхностях и в трещинах.

 

Фиг. 5. Цветовые вариации нефрита Воймаканского месторождения: а – салатный V1-14; б – светло-салатный (А) с обособлениями кальцит-тремолитового агрегата (Б) PK 5-4-1; в – диопсидит (В) с серо-салатным нефритом (А) KP 57-1-12; г – бурый (медовый) PK 3; д – контакт эпидот-тремолитового скарна (Г) со светло-зеленым нефритом (А) KP 5-3-1; е – контакт эпидот-тремолитового скарна (Г) с коричневым (медовым) нефритом (А) PK 3; ж – контакт кальцит-тремолитового скарна (Д) с коричневым (медовым) нефритом (А) PK 4; з – доломит KP 81-1-3.

 

Петрографическое описание

Нефрит образует желваки, жилы, гнезда, линзы в жильных телах кальцит-тремолитового скарна. Кальцит-тремолитовый скарн белый, матовый (фиг. 5ж), сложен удлиненно-призматическими кристаллами и радиально-лучистыми агрегатами тремолита, зернами и тонко-лучистыми агрегатами кальцита (фиг. 6а).

 

Фиг. 6. Микрофотографии образцов: а – лейсты тремолита Tr и мелкие зерна кальцита Cal в кальцит-тремолитовом скарне KP 6-1-3; б – гипидиоморфные зерна тремолита в эпидот-тремолитовом скарне PK-3; в – прожилок изометричного до игольчатого позднего тремолита сечет скрытокристаллический спутанно-волокнистый агрегат тремолита нефрита KP 5-3-7; г – скрытокристаллический спутанно-волокнистый агрегат тремолита нефрита KP 5-3-7.

 

На контакте с кальцит-тремолитовым скарном обычно находятся эпидот-тремолитовые до хлорит-эпидот-тремолитовых скарны. Эпидот-тремолитовые скарны среднезернистые полосчатые (фиг. 5д, е). Их окраска варьирует от зеленой до темно-зеленой. Структура основной массы гранобластовая. Эпидот-тремолитовые скарны сложены крупными удлиненно-призматическими, реже игольчатыми кристаллами тремолита (фиг. 6б), интерстиции между которыми заполнены хлоритом и серпентином, в подчиненном количестве крупные кристаллы эпидота, иногда с включениями циркона.

Карбонатные породы в непосредственной близости залежей нефрита представлены кристаллическими доломитами. Внешне это светло-серые, кремовые разнозернистые полнокристаллические породы (фиг. 5з). Структура доломита гранобластовая, основные минералы – кальцит и доломит. Кальцит зачастую мелкозернистый, часто удлиненный, единичные зерна достигают 0.1 мм, составляет 20–25 об. % породы. Доломит в шлифах представлен гипидиоморфными зернами с ярко выраженными полисинтетическими двойниками, размеры зерен достигают 0.25 мм. Встречаются изометричные агрегаты хлорита и зерна фторапатита.

Нефрит Воймаканского месторождения характеризуется массивной, реже сланцеватой текстурой и скрытокристаллической, спутанно-волокнистой (фибробластовой) структурой (фиг. 6г). Приконтактовая часть нефрита сложена лейстами и игольчатыми агрегатами тремолита. Ранние гипидиоморфные более крупные зерна тремолита замещаются скрытокристаллическим тремолитовым агрегатом. Наблюдается развитие более поздних гипидиоморфных крупных кристаллов тремолита (фиг. 6в).

С нефритом ассоциируют своеобразные породы, состоящие в основном из диопсида с прожилками и линзами нефрита (рис. 5в). Мы их назвали по составу диопсидитами, хотя классический диопсидит – это пироксенит, состоящий преимущественно из диопсида с незначительной примесью магнетита и иногда ортопироксена, оливина или основного плагиоклаза, образующий жилы в ультраосновных породах и ранние дифференциаты габброидных интрузивов. Преобладающий в описанной нами метасоматической породе диопсид светло-бежевый, цвета слоновой кости, неравномернозернистый – иногда зерна достигают 2 см в сечении.

Вещественный состав пород

Как показывает анализ макрокомпонентов (табл. 1), для нефрита разных оттенков характерны небольшие вариации Fe₂O₃ и FeO. Содержания остальных компонентов варьируют незначительно, за исключением никеля и кобальта. Отличается белый с салатным оттенком нефрит KP-5-3-7 с повышенным содержанием CaO, CO₂ и V – половину этого образца составляет тонкозернистый кальцит-тремолитовый агрегат. Доломит и эпидот-тремолитовый скарн значительно отличаются по составу от нефрита: повышенное содержание SiO₂ и Al₂O₃ в эпидот-тремолитовом скарне и пониженное в доломите, обе эти породы содержат меньше MgO и больше CaO, чем нефрит.

 

Таблица 1. Содержание макрокомпонентов в породах, мас. %; Cr, V, Co, Ni, Cu в г/т

	KS-19	KS-18	V1-14	KP-5-3-7	PK-1 N	PK-3	KP-81-1-3	PK-1 S
SiO2	56.30	56.20	56.50	51.60	56.10	57.60	0.90	43.40
TiO2	<0.02	<0.02	<0.02	<0.02	<0.02	<0.02	0.03	<0.02
Al2O3	0.70	0.50	0.50	0.70	1.00	0.60	0.10	10.20
Fe2O3	0.34	<0.10	0.17	0.10	0.24	<0.10	0.10	1.54
FeO	0.92	0.44	0.44	0.28	<0.10	0.24	<0.10	1.20
MnO	0.08	0.06	0.06	0.08	0.03	0.04	0.04	0.11
MgO	24.00	24.64	23.60	20.09	25.70	25.30	21.34	13.97
CaO	12.48	13.02	13.68	18.17	12.76	13.02	31.30	21.31
Na2O	0.11	0.12	0.11	0.13	0.12	0.12	0.05	0.12
K2O	0.07	0.07	0.05	0.09	0.03	0.05	<0.01	0.04
P2O5	<0.10	<0.10	<0.10	<0.10	<0.10	<0.10	0.87	0.15
п.п.п	4.70	4.39	4.65	8.81	3.16	3.03	44.72	7.11
Σ	99.70	99.44	99.76	100.05	99.24	100.00	99.45	99.97
CO2	–	–	1.98	6.60	0.66	0.44	44.66	3.52
S	–	–	<0.10	<0.10	<0.10	<0.10	<0.10	<0.10
F	0	0	0.20	0.10	0.27	0.34	0.06	0.07
Cr	9	10	<5	<5	7	5.5	5	6
V	–	–	6	36	9	11	4.5	60
Co	10	18	11	11	9	41	19	13
Ni	22	25	<3	4	3	<3	3.5	7.7
Cu	–	–	<3	<3	<3	<3	3.5	<3

Примечание. Здесь и далее – нефрит: КS-18, КS-19, V1-14 – светло-салатный, KP-5-3-7 – белый с салатным оттенком, PK-1 N – белый с желтоватым оттенком, PK-3 – бурый; KP-81-1-3 – доломит, PK-1 S – эпидот-тремолитовый скарн.

 

По микрокомпонентам (табл. 2) для нефритов вне зависимости от цвета также характерны незначительные вариации, за исключением мышьяка, серебра, олова, редкоземельных элементов, тантала и урана. Эпидот-тремолитовый скарн отличается от нефрита повышенным содержание скандия, титана, меди, цинка, галлия, селена, стронция, циркония, молибдена, кадмия, олова, теллура, редкоземельных элементов, гафния, тантала, висмута и тория. Для доломита характерно пониженное в той или иной степени содержание практически всех микрокомпонентов относительно нефрита.

 

Таблица 2. Содержание микрокомпонентов в породах, г/т

	KS-18	KS-19	V1-14	PK-3	PK-5-3-7	PK-1 N	PK-1 S	KP-81-1-3
Li	6	2.6	4	5	10	7	16	1.3
Be	6.4	5	5.6	13	10	9	6.2	0.08
Sc	1.2	5	6	6	5	6	34	2.4
Ti	60	60	17	50	30	30	4200	90
V	14	6	9	11	40	10	70	2.5
Cr	8	9	2.8	7	3	9	6	7
Mn	320	400	300	190	380	160	500	180
Co	12	8	21	42	14	11	21	22
Ni	18	16	23	19	27	19	34	50
Cu	5	6	1.9	1.8	2.9	1.9	16.6	5
Zn	50	30	50	30	50	17	110	12
Ga	1.5	1.2	1.4	1	2.6	1.3	22	0.4
Ge	0.5	0.5	1.1	0.7	1.2	0.7	1.8	0.026
As	103	104	0.44	0.36	0.41	0.21	1.9	1.5
Se	0.21	0.29	0.22	0.21	0.29	0.3	2.5	0.5
Rb	2.6	2.9	3.1	2.7	8.0	0.9	2.0	0.13
Sr	60	80	9	8	18	3.4	210	50
Y	1	5	0.7	1.5	0.7	3	80	0.9
Zr	1.4	2.8	1.9	0.5	2.2	0.6	69	12
Nb	1.7	0.4	0.6	0.41	0.2	0.4	60	0.7
Mo	0.17	0.26	0.08	0.05	0.15	0.028	2.6	0.09
Ag	0.017	<0.0004	0.145	3.3	0.116	0.075	2.1	0.141
Cd	0.03	0.03	0.04	0.04	0.07	0.04	0.13	0.06
Sn	0.47	0.28	0.035	0.023	0.036	0.24	4	0.08
Sb	0.08	0.07	0.06	0.08	0.04	0.04	0.09	0.017
Te	<0.01	<0.01	<0.01	<0.01	<0.01	<0.01	0.013	<0.01
Cs	0.7	1	1.5	1	0.8	0.19	0.23	0.009
Ba	5.5	4	2.3	11	3.5	7	12	3.3
La	0.27	3	0.6	0.6	0.14	1.4	60	0.25
Ce	0.31	7	1.1	1.2	0.34	3.5	170	0.7
Pr	0.032	1.1	0.1	0.16	0.046	0.43	23	0.07
Nd	0.099	4.5	0.36	0.72	0.21	1.7	80	0.3
Sm	0.018	1.1	0.07	0.17	0.048	0.31	15	0.06
Eu	0.0052	0.24	0.011	0.026	0.019	0.051	2.7	0.017
Gd	0.021	1	0.068	0.16	0.055	0.32	14	0.074
Tb	0.004	0.14	0.012	0.028	0.01	0.05	1.8	0.011
Dy	0.038	0.8	0.07	0.16	0.07	0.28	10	0.07
Ho	0.014	0.15	0.017	0.033	0.014	0.06	2.2	0.018
Er	0.07	0.4	0.051	0.1	0.051	0.19	6	0.059
Tm	0.02	0.05	0.008	0.013	0.009	0.026	0.9	0.009
Yb	0.17	0.3	0.06	0.07	0.06	0.17	6	0.06
Lu	0.023	0.05	0.009	0.011	0.008	0.025	0.8	0.01
Hf	0.016	0.034	0.04	0.017	0.033	0.019	2.6	0.12
Ta	0.2	0.007	0.025	0.027	0.012	0.018	3.2	0.028
W	50	50	70	60	24	30	40	30
Tl	0.009	0.005	0.018	0.014	0.05	0.008	0.022	0.0031
Pb	2.8	4	2.4	2.4	3	2.1	4	4
Bi	<0.0005	<0.0005	0.0087	0.0013	0.0019	0.00104	0.094	0.037
Th	0.021	0.012	0.03	0.026	0.03	0.04	12.8	0.4
U	1.1	0.28	0.26	0.16	0.19	0.07	2.8	0.9

Примечание. Характеристику проб см. в примечании к табл. 1.

 

На Воймаканском месторождении значение δ¹⁸O нефрита относительно SMOW составляет –18.5 ÷ –18.8‰; кальцит-тремолитового скарна –17.4‰; эпидот-тремолитового скарна –4.4, +2.6‰; доломита +26.1‰ (табл. 3).

 

Таблица 3. Изотопный состав кислорода (δ¹⁸O)

Проба	δ18O,‰ V-SMOW
V1-14	–18.5
V1-14	–4.4
KP-5-2-5	–17.4
PK-3	–18.8
PK-1	–18.8
PK-1	2.6
KP-81-1-3	26.1

Примечание. Характеристику проб см. в примечании к табл. 1.

 

Обсуждение

Особенности геологического строения месторождения и рудных залежей, структуры и текстуры пород Воймаканского месторождения типичны для Витимской нефритоносной провинции (Сутурин и др., 2015; Гомбоев и др., 2017; Кислов и др., 2023). Спецификой Воймаканского месторождения можно считать широкое развитие в нефритоносных телах диопсидита. Порода обладает декоративностью – диопсидит цвета слоновой кости содержит линзочки, затейливые прослои нефрита серого, салатного, светло-бурого цвета, принимает зеркальную полировку. Такой диопсидит может использоваться как камнесамоцветное сырье для резьбы многоцветных изделий или инкрустаций. Еще одно отличие от других месторождений Витимской нефритоносной провинции – широкое развитие талька вплоть до полного замещения нефрита.

Аподоломитовая природа нефрита не вызывает сомнений, тем не менее для ее подтверждения был привлечен химический состав нефрита. Считается, что у апосерпентинитового нефрита значение Fe²⁺ /(Mg + Fe²⁺ ) обычно более 0.06, тогда как у аподоломитового нефрита менее 0.06 (Siqin et al., 2012). Содержание FeO в нефрите Воймаканского месторождения не превышает 0.92 вес. %, а MgO составляет 20.09–27.70 вес. % (табл. 1), что соответствует аподоломитовому нефриту. Для сравнения: средние содержания в аподоломитовом нефрите Витимских россыпных проявлений 0.59 вес. % FeO, 24.46 вес. % MgO; Буромского месторождения – 1.09 вес. % FeO, 24.13 вес. % MgO; Голюбинского месторождения – 0.34 вес. % FeO, 23.07 вес. % MgO; Кавоктинского месторождения – 0.75 вес. % FeO, 23.14 вес. % MgO (Сутурин и др., 2015). Наши данные по нефриту Кавоктинского месторождения несколько отличаются: 0.16–0.22 вес. % FeO, 24.98–25.77 вес. % MgO (Кислов и др., 2023).

Содержание Cr, Ni, Co также различается: в апосерпентинитовом нефрите относительно высокое – 900–2812 г/т Cr, 958.7–1898 г/т Ni и 42–207 г/т Co, тогда как в аподоломитовом нефрите относительно низкое: 2–179 г/т Cr, 0.05–471 г/т Ni и 0.5–10 г/т Co (Siqin et al., 2012). Нефрит Воймаканского месторождения соответствует аподоломитовому нефриту: до 10 г/т Cr, до 25 г/т Ni и 9–10 г/т Co за исключением 41 г/т Co в буром нефрите по данным атомно-эмиссионного спектрального анализа (табл. 1), 2.8–9 г/т Cr, 16–27 г/т Ni и 8–21 г/т Co за исключением 42 г/т Co в буром нефрите по данным ICP-MS анализа (табл. 2). Для сравнения: средние содержания в аподоломитовом нефрите Витимских россыпных проявлений 20 г/т Cr, 6 г/т Ni и 2 г/т Co; Буромского месторождения – 36 г/т Cr, 14 г/т Ni и 3 г/т Co; Голюбинского месторождения – 37 г/т Cr, 36 г/т Ni и 6 г/т Co (Сутурин и др., 2015). В нефрите Кавоктинского месторождения: до 9 г/т Cr, 8-9.5 г/т Ni и 6–9.8 г/т Co по данным силикатного анализа; 2.4–15 г/т Cr, 6–11 г/т Ni и 4–6 г/т Co по данным ICP-MS анализа (Кислов и др., 2023).

Аподоломитовый нефрит также отличается повышенным содержанием фтора. Среднее содержание фтора в апокарбонатных нефритах Витимских проявлений – 0.57 вес. % (Сутурин и др., 2015), Кавоктинского месторождения – 0.11 вес. % (Кислов и др., 2023). Содержания фтора в апосерпентинитовых нефритах значительно ниже, в среднем по месторождениям: Оспинскому – 0.04 вес. %, Уланходинскому – 0.04 вес. %, Нырдвоменшор – 0.01 вес. %, Хамархудинскому – 0.07 вес. % (Сутурин и др., 2015). В нефрите Воймаканского месторождения содержание фтора до 0.34 вес. %, в среднем 0.15 вес. % (табл. 1), что отвечает аподоломитовому нефриту и объясняется нередким присутствием фтора в составе тремолита и широким развитием фторапатита.

К индикаторным элементам можно также отнести барий и стронций. В отличие от апокарбонатного нефрита с отношениями стронция к барию 1.7–2.0, в апосерпентинитовом нефрите стронций-бариевое отношение менее 1 или незначительно выше (Сутурин и др., 2015). В нефрите Воймаканского месторождения при больших вариациях среднее отношение стронция к барию 5.4, что также соответствует его аподоломитовой природе.

Содержание редкоземельных элементов (РЗЭ) в нефрите и вмещающих породах низкое, варьирует в пределах 0.008–7 г/т. Минералы-концентраторы РЗЭ в нефрите – фторапатит, реже эпидот, возможно изоморфное вхождение РЗЭ в диопсид и в тремолит в позицию кальция. Характер распределения РЗЭ плоский с небольшим правым наклоном, обогащением легкими РЗЭ (фиг. 7). У трех образцов нефрита из четырех отмечается слабоотрицательная Eu-аномалия, у двух – еще меньшая отрицательная Ce-аномалия.

 

Фиг. 7. Распределение редкоземельных элементов. 1: KP-81-1-3; 2: PK-1 A; 3 – PK-1 N, 4 - PK-3, 5 - V-1-14, 6 - KP-5-3-7.

 

Распределение РЗЭ в доломите практически идентично распределению в нефрите при пониженных содержаниях с незначительными отрицательной Eu-аномалией и положительной Ce-аномалией. Это объясняется тем, что содержание РЗЭ в гидротермальных флюидах, будь то магматического, метаморфического или вадозного происхождения, как правило, низкое (Римская-Корсакова, Дубинин, 2003; Бортников и др., 2007; Горбачев и др., 2010). Следовательно, на содержание РЗЭ в нефрите в основном влияют окружающие породы, в данном случае доломит как основной субстрат формирования нефрита. Содержания РЗЭ в эпидот-тремолитовом скарне на полтора порядка выше благодаря широкому развитию эпидота, но характер распределения РЗЭ аналогичен таковому доломита и нефрита при отрицательной Eu-аномалии.

Аналогия распределения РЗЭ в доломите и эпидот-тремолитовом скарне подтверждает общность их происхождения, а не формирование исходных для эпидот-тремолитовых скарнов амфиболитов по поздним основным интрузивам. Повышенное содержание РЗЭ в нефрите по сравнению с доломитом показывает вклад в формирование нефрита компонентов эпидот-тремолитового скарна по амфиболиту. Отрицательная Eu-аномалия может быть связана с формированием исходного для амфиболита основного эффузива либо восстановительным характером среды формирования нефрита (Jiang et al., 2021), чему соответствуют предположения об участии в его формировании глубинного водорода (Сутурин и др., 2015; Филиппова и др., 2021).

Ранее были проанализированы (Su, Yang, 2022) 15 образцов нефрита “Байкальского региона” без точной привязки. Результаты показали низкие содержания РЗЭ от 2.274 до 17.713 г/т, незначительное обогащение легкими РЗЭ, снижение тяжелых РЗЭ и умеренно отрицательные аномалии Еu (Su, Yang, 2022), что согласуется с нашими результатами.

Для аподоломитового нефрита нефритоносных провинций Хотан, Алтынтаг и Цинхай характерны схожие характеристики РЗЭ: низкое содержание 0.3–182 г/т (повышенное у зеленых разностей), обогащение легкими РЗЭ, почти плоское распределение средних и тяжелых РЗЭ, сильные и умеренные отрицательные аномалии Eu (Liu et al., 2011 ₁ , ₂ ; Siqin et al., 2014; Liu et al., 2016; Yu et al., 2016; Liu et al., 2017; Jiang et al., 2020; Su, Yang, 2022; Zhang et al., 2022 _{1, 2} ).

Характеристики РЗЭ аподоломитового нефрита других месторождений близки за небольшими исключениями (фиг. 4 в Zhang et al., 2023; Feng et al., 2022; Li et al., 2023 ₂ ) и могут использоваться для их отличия от апосерпентинитового нефрита. Для апосерпентинитового нефрита провинций Цинхай, Тайвань и месторождения Манас в Синцзян-уйгурском автономном округе характерны значительно повышенные содержания РЗЭ: 2200–3000 г/т, U-образное распределение РЗЭ, сильные положительные аномалии Eu, которые отражают их происхождение (Siqin et al., 2014). Таким образом, это еще одно подтверждение аподоломитового происхождения нефрита Воймаканского месторождения.

Изотопный состав кислорода (δ¹⁸O) – один из важных индикаторов процессов нефритообразования. На Воймаканском месторождении значение δ¹⁸O нефрита относительно SMOW составляет –18.5, –18.8‰; кальцит-тремолитового скарна –17.4‰; эпидот-тремолитового скарна –4.4, +2.6‰; доломита +26.1‰ (фиг. 8, табл. 3).

 

Фиг. 8. Изотопный состав кислорода (δ¹⁸O) пород Воймаканского месторождения: 1 – нефрит различной окраски, 2 – доломит, 3 – эпидот-тремолитовый скарн, 4 – кальцит-тремолитовый скарн. Интервалы составов по (Vysotskiy et al., 2015).

 

Ранее была опубликована информация об аномально низких изотопных отношениях кислорода в нефрите Витимской нефритоносной провинции, полученная по музейным образцам без точных привязок (Бурцева, 2015 _{1, 2} ). Эти и наши данные резко отличаются от положительных значений изотопного состава кислорода нефрита всех зарубежных месторождений, по которым информация опубликована (Gao et al., 2020; Wang, Shi, 2022; Zhang et al., 2023).

Наиболее близки результаты, полученные на месторождении Чхунчхон в Южной Корее (Yui, Kwon, 2002). Месторождение залегает в докембрийских доломитовых мраморах и амфиболовых сланцах, прорванных постколлизионными гранитами. Карбонаты в доломитовом мраморе и нефрите имеют изотопный состав кислорода –0.1 ÷ +18.2‰ и –0.4 ÷ +3.5‰ соответственно. Эти данные согласуются с процессами декарбонизации, обусловленными инфильтрацией флюидов, образующих залежи нефрита в доломитовых мраморах при температуре 330–430°С. Изотопные составы кислорода силикатов однородны и крайне обеднены ¹⁸О: тремолит –9.9 ÷ –7.9‰; диопсид –13.6 ÷ –11.5‰; гроссуляр –4.4 +10.4 и +11.5‰; клинохлор –9.5 ÷ –9.0‰; тальк –7.7 и –7.3‰. Кварц и амфибол амфиболовых сланцев –4.7 ÷ +0.5‰ и –8.4 ÷ –0.6‰ соответственно. Предполагается, что образование этого месторождения нефрита произошло после метаморфизма вмещающих пород. Отчетливо отрицательные значения δ¹⁸O также указывают на то, что флюид имел в основном метеорное происхождение и его циркуляция, скорее всего, была связана с внедрением во вмещающую толщу пост-тектонических гранитов. Модельные расчеты показывают, что соотношение флюид/порода было высоким, что изотопный состав кислорода в нефрите в основном амортизировался флюидной фазой (Yui, Kwon, 2002).

В случае Воймаканского месторождения аномально изотопно легкий кислород фиксируется в нефрите, в меньшей мере в кальцит-тремолитовом скарне. Во вмещающем доломите он гораздо более тяжелый, хотя нефрит образовывался фактически по доломиту, то есть доломит не определял изотопный состав нефрита. Для эпидот-тремолитового скарна характерен также более тяжелый изотопный состав кислорода. Вряд ли такой состав может быть связан и с морской водой, содержавшейся в исходных для доломитов и амфиболитов осадках. Океанская вода имеет δ¹⁸O около нуля. К тому же интенсивно метаморфизованный доломитовый мрамор вряд ли мог содержать морскую воду в достаточном количестве.

Аномально низкий изотопный состав кислорода нефрита также не связан и с гранитами, для которых такие низкие значения не характерны. Гранит – не источник флюида, он не контактирует с нефритовыми телами Воймаканского месторождения непосредственно, в отличие от большинства зарубежных месторождений. Гранит обеспечивает региональный разогрев, при котором были активизированы поровые флюиды, аномально обедненные изотопом ¹⁸О.

Таким образом, источник флюида – не доломит, амфиболит, морская вода или гранит. Предположить иной ювенильный источник, кроме как интрузия гранита, затруднительно. В связи с этим высказанное ранее (Бурцева и др., 2015_{1, 2} ) предположение, что нефритообразующий флюид имел метеорное происхождение, выглядит убедительно. Аномально легкий изотопный состав кислорода был объяснен (Бурцева и др., 2015_{1, 2} ) участием талых поверхностных вод (Высоцкий и др., 2014). Резко отрицательные отношения изотопов кислорода в других случаях объясняются и другими механизмами: кинетическими эффектами (Дубинина и др., 2012) и термодиффузией (Акимова и др., 2017; Лохов и др., 2016).

В работе (Gao et al., 2020), используя ранее полученные данные по изотопному составу кислорода нефрита Витимской провинции (Бурцева и др., 2015 _{1, 2} ), были проведены расчеты изотопного состава кислорода во флюиде, равновесном при температуре 350 ° С по уравнению для тремолита. Для нефрита Витимской провинции получен изотопный состав флюида –19‰ δ¹⁸O. Если считать основным источником флюида метеорные воды, то они, имеющие по современным измерениям состав –16 ÷ –14‰ δ¹⁸O, явно не достигают значений гипотетического флюида.

Для выяснения причины аномально низкого изотопного состава кислорода нами был проведен эксперимент – разложение кальцита и доломита концентрированной соляной кислотой с последующим измерением изотопного состава воды, образовавшейся в результате реакции. При этом предположено, что изотопный состав воды в составе самой кислоты, который напрямую измерить невозможно, находится в пределах значений изотопного состава воды региона, в котором эта кислота производится: –16 ÷ –10‰ δ¹⁸О V-SMOW. В результате измерения изотопного состава кислорода воды после реакции как с кальцитом, так и доломитом, получены значения –28‰ δ¹⁸О V-SMOW. Эти очень низкие значения объяснены нами тем, что при реакции соляной кислоты с карбонатом выделяется CO₂, в результате изотопного обмена с водой обогащающаяся более тяжелым кислородом и выносящаяся из раствора. На этом принципе работают установки по получению CO₂ с утяжеленным изотопным составом кислорода (Третьякова, 2012).

Аналогично происходит удаление углекислоты при метасоматической декарбонатизации доломита с образованием силикатных минералов – форстерита, диопсида, тремолита в процессе образования нефрита. Это и приводит к формированию аномально легкого изотопного состава кислорода нефрита.

Очевидно сочетание метасоматических и метаморфических процессов в формировании и преобразовании нефрита Воймаканского месторождения. Формирование кальцит-тремолитового и эпидот-тремолитового скарнов, а затем и нефрита – метасоматические процессы. Метаморфический стресс вызывал дробление пород, облегчающее проникновение флюида, обеспечил формирование скрытокристаллической спутанно-волокнистой структуры нефрита. Дальнейший регрессивный метаморфизм привел к развитию хлорита и талька, ухудшивших качество нефрита.

Качественные характеристики нефрита Воймаканского месторождения показывают, что он соответствует действующим требованиям по качеству и возможности применения в качестве камнесамоцветного сырья в соответствии с техническими условиями ТУ 41-07-052-90 “Камни цветные природные в сырье” (Технические…, 1990). Отличительная особенность нефрита Воймаканского месторождения – интенсивное замещение хлоритом и, особенно, тальком вплоть до полного оталькования, что значительно ухудшает качество сырья.

Выводы

Аподоломитовый нефрит Воймаканского месторождения образуется на контакте доломитовых мраморов и амфиболитов, образуя обособления в телах кальцит-тремолитовых скарнов. Нефрит соответствует действующим требованиям по качеству и возможности применения в качестве камнесамоцветного сырья. Развито интенсивное замещение хлоритом и, особенно, тальком, что значительно ухудшает качество сырья. Диопсидит с линзочками, затейливыми прослоями нефрита серого, салатного, светло-бурого цвета может использоваться как камнесамоцветное сырье для резьбы многоцветных изделий или инкрустаций.

Аподоломитовая природа нефрита подтверждена по соотношению Mg и Fe, пониженному содержанию Cr, Ni, Co, повышенному содержанию F и отношению Sr к Ba, характеру распределения РЗЭ. Распределение РЗЭ в нефрите аналогично таковому в аподоломитовом нефрите месторождений Хотана, Алтынгтага и Цинхая, определяется составом исходного доломита при заметном влиянии процессов скарнирования амфиболитов. Источник аномально изотопно легкого кислорода нефрита – поровый флюид, вероятно, метеорного происхождения, обедненный δ¹⁸О в процессе декарбонатизации доломита. Гранит – не источник флюида, он обеспечивает региональный разогрев, активизирующий поровые флюиды, аномально обедненные изотопом ¹⁸О.

Очевидно сочетание метасоматических и метаморфических процессов в формировании и преобразовании нефрита Воймаканского месторождения. В формировании и преобразовании нефрита принимали участие как метасоматические, так и метаморфические процессы. Формирование нефрита связано с процессами скарнирования. Тектонические напряжения вызывали дробление пород, облегчающее проникновение флюида, обеспечили формирование скрытокристаллической спутанно-волокнистой структуры нефрита. Дальнейший регрессивный метаморфизм привел к развитию хлорита и талька, ухудшивших качество нефрита.

Благодарности

Авторы признательны за предоставленные материалы и информацию ООО “ВВС” и лично С.И. Москва и В.С. Кодочигову, за выполнение анализов Л.В. Митрофановой, Т.Г. Хумаевой, О.В. Корсун, Е.Д. Утиной, М.Г. Егоровой, Д.В. Киселевой, за помощь в оформлении В.Ф. Сотниковой. Замечания и предложения двух рецензентов редакции способствовали значительному улучшению рукописи. Использовано оборудование ЦКП “Геоаналитик” ИГГ УрО РАН (Екатеринбург) и “Геоспектр” ГИН СО РАН (Улан-Удэ).

Финансирование

Сбор материалов и анализы выполнены за счет средств гранта Российского научного фонда № 22-27-20003, https://rscf.ru/project/22-27-20003, подготовка статьи выполнена в рамках государственного задания ГИН СО РАН, № гос. рег. АААА-А21-121011390003-9.

 

¹ Кодочигов В.С., Курбатов С.Л. Отчет о поисково-оценочных работах на Воймаканском проявлении апокарбонатного нефрита за 2011–2014 гг. с подсчетом запасов по состоянию на 1.02.2014 г. Улан-Удэ, 2014.

Авторлар туралы

E. Kislov

N.L. Dobretsov Geological Institute SB RAS

Хат алмасуға жауапты Автор.
Email: evg-kislov@ya.ru
Ресей, 6a Sakhyanova str., Ulan-Ude, 670047

I. Goncharuk

N.L. Dobretsov Geological Institute SB RAS; D. Banzarov Buryat State University, Institute of Natural Sciences

Email: goncarukirina993@gmail.com
Ресей, 6a Sakhyanova str., Ulan-Ude, 670047; 24a Smolina str., Ulan-Ude, 670000

V. Vanteev

N.L. Dobretsov Geological Institute SB RAS

Email: vanteev997@mail.ru
Ресей, 6a Sakhyanova str., Ulan-Ude, 670047

V. Posokhov

N.L. Dobretsov Geological Institute SB RAS

Email: vitaf1@yandex.ru
Ресей, 6a Sakhyanova str., Ulan-Ude, 670047

Әдебиет тізімі

Қосымша файлдар