Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Особенности геологического строения Майского рудного узла 10
1.1 История открытия Майского месторождения 11
1.2 Геолого-тектоническая позиция Майского рудного узла в структурах Центральной Чукотки 15
1.3 История геологического развития Майского рудного узла 20
1.4 Основные типы месторождений Майского рудного узла 23
Глава 2. Геологическое строение Майского рудного поля 32
2.1 Стратиграфия 32
2.2 Магматизм 41
2.3 Петрогеохимическая характеристика магматических пород Майского рудного узла 50
2.4 Тектоническое строение Майского рудного поля 61
2.5 Характеристика Майского рудного поля по геофизическим данным 64
2.6 Рудные тела Майского месторождения 69
Глава 3. Гидротермально-метасоматические образования и их рудоносность 80
3.1 Березиты 81
3.2 Характеристика рудной минерализации 90
3.3 Петрохимические особенности березитов 98
3.3 Флюидный режим формирования околорудных березитов и руд Майского месторождения 110
Глава 4. Геолого-генетическая модель формирования Майского рудного поля и Прогнозно поисковые критерии выявления и локализации оруденения майского типа 113
4.1. Геолого-генетическая модель формирования золотого оруденения Майского рудного поля 113
4.2. Прогнозно-поисковые критерии формирования золотого оруденения майского типа 119
Заключение 122
Список сокращений 124
Список литературы 125
Список иллюстраций 133
Список таблиц 136
- Геолого-тектоническая позиция Майского рудного узла в структурах Центральной Чукотки
- Петрогеохимическая характеристика магматических пород Майского рудного узла
- Характеристика рудной минерализации
- Прогнозно-поисковые критерии формирования золотого оруденения майского типа
Введение к работе
Актуальность. Добыча золота в пределах Чукотского АО производилась из легко доступных россыпных месторождений с 1958 года. В середине 80-х годов запасы золота начали истощаться, перспективы для дальнейшего роста его добычи и расширение минерально-сырьевой базы возможно только за счет поиска новых коренных месторождений.
Майское месторождение является одним из самых крупных по запасам (более 150 т) золоторудных объектов в РФ, на базе которого компанией АО «Полиметалл» создан горно-обогатительный комбинат (ГОК) с золотоизвлекательной фабрикой (ЗИФ). Чтобы загрузить ГОК после отработки месторождения, необходимо провести поиски новых рудных объектов подобного геолого-промышленного типа в пределах Центральной Чукотки. В связи с этим необходима разработка геолого-генетической модели формирования Майского месторождения, критериев выявления и локализации новых площадей с золото-сульфидным вкрапленным оруденением майского типа.
В работах предшественников гидротермально-метасоматические образования (ГМО) Майского рудного поля трактуются не однозначно, их генетическая классификация представляется весьма расплывчатой. Возникла необходимость провести типизацию ГМО по современной методике.
Цель работы: Изучение рудоносности Майского рудного поля и ее связи с ГМО различных типов. Проведение прогнозно-металлогенического анализа с построением геолого-генетической модели формирования золото-сульфидного оруденения майского типа. Разработка основных критериев прогнозирования золото-сульфидного оруденения для локализации наиболее перспективных участков.
Задачи работы:
-
Изучить геолого-геофизические особенности и историю геологического развития Майского рудного поля.
-
Выделить основные рудоподготовительные и рудоформирую-щие процессы и геологические структуры, благоприятные для локализации золотого оруденения.
-
Провести петрографо-геохимические исследования различных типов ГМО и их зональности. Выявить типы рудоносных ГМО, условия их формирования и критерии локализации в них золото-сульфидного оруденения.
-
Установить геохимическую специализацию ГМО различных типов.
-
Создать геолого-генетическую модель формирования Майского золоторудного месторождения, разработать прогнозно-поисковые критерии выявления и локализации оруденения майского типа.
Личный вклад автора, фактический материал и методы исследований. Работа основана на материалах, собранных автором во время работы в ОАО «ЗК Майское» в должности участкового геолога в период с 2012 по 2015 гг. Микроскопические и аналитические исследования выполнены на базе ФГБУ «Всероссийского научно-исследовательского геологического института» в рамках объекта «Составить карту гидротермально-метасоматических формаций России масштаба 1:2 500 000» (Государственный контракт от 05 мая 2012 г. № АМ-02-34/53). Фактический материал представлен пробами горных пород, шлифами (180 шт.) и аншлифами (39 шт.), изучение которых проводилось в отраженном и проходящем свете на микроскопе Leica DM 2500; результатами изотопно-геохронологических исследований цирконов U-Pb локальным методом на приборе SHRIMP II для определения возраста магматических пород (4 образца); результатами изучения газово-жидких включений в кварце (5 образцов); результатами исследования состава рудной минерализации, проводившейся в 10 прозрачно-полированных шлифах с нанесенным углеродным напылением на приборе CamScan MV 2300 с энергодисперсионным микроанализатором LINK Pentafet (Oxford Instr.); результатами химических анализов (180 образцов) на микроэлементы (27 шт, прибор «ELAN – 6100 DRC» масс-спектрометр с индуктивно-связанной плазмой ISP-MS) Rb, Sr, Zr, Nb, Y, La, Ce, Yb, Th, U, Be, Li, Mo, Sn, Cu, Pb, Zn, Bi, Sb, Ge, Ga, Sc, Co, Ni, Mn, Ti, V. Для определения Sc использовался атомно-эмиссионной метод (прибор Optima – 4300 ISP AES), Au – метод атомной абсорбции (метод полного кислотного вскрытия) на приборе Aanalyst-800, As – масс спектрометрический метод с индуктивно-связанной плазмой ISP MS на приборе «ELAN-6100 DRC» (с плавлением с метабаратом лития); результатами химических анализов (177 образцов) на петрогенные окислы и V, Cr, Ba рент-гено-спектральным флуоресцентным методом (XRF), а также S и Собщ инфракрасным спектральным методом; данными анализа минерального состава рудоносных метасоматитов, выполненных с помощью порошковой дифрактометрии на приборе ДРОН-6 с программным обеспече-
нием PDWin 4. Напряжение 35 kV, сила тока 25 mA, Co-монохроматическое излучение (4 пробы); данными об изотопном составе серы в сульфидах, полученных на масс-спектрометре ThermoQuest Finnigann MAT DELTA Plus XL (3 монофракции).
Защищаемые положения:
-
Основные рудные тела Майского рудного поля приурочены к центральному тектоническому блоку, в строении которого преобладают геохимически специализированные на золото и его элементы-спутники углеродистые алевролиты кэвеемской свиты (средний триас). Вмещающие породы рассечены серией даек «пестрого» состава возрастом 108-108,3 млн. лет, с которыми связано формирование золотого оруде-нения.
-
Майское рудное поле характеризуется проявлением интенсивных гидротермально-метасоматических новообразований – березитов. В центральном блоке рудные тела с высоким содержанием золота приурочены к высокоуглеродистым березитам (Собщ - 1,8%) кварц-карбонат-гидросерицит-серицитового состава. На восточном фланге блока рудные тела характеризуются меньшим содержанием золота и приурочены к безуглеродистым (Собщ – 0,2%) аргиллизитам-березитам кварц-серицит-карбонат-каолинитового состава.
-
Геолого-генетическая модель формирования Майского рудного поля подразумевает накопление в триасе геохимически специализированных терригенных толщ и проявление раннемелового магматизма, с которым связано образование основного объема оруденения майского типа. Полученная модель позволяет выделить наиболее значимые прогнозно-поисковые критерии: литологические, магматические, тектонические и гидротермально-метасоматические.
Научная новизна. На основе проведенных исследований впервые проведена типизация и классификация ГМО, развитых в пределах Майского рудного поля. Выделено два типа рудовмещающих метасомати-тов. Установлена связь золото-сульфидного вкрапленного оруденения с мезозойским магматизмом. Анализ выявленных в ходе исследования особенностей рудоносных ГМО позволил построить двухэтапную геолого-генетическую модель формирования оруденения майского типа.
Практическая значимость. На основе модели формирования оруденения майского типа сформулированы прогнозно-поисковые критерии локализации золотого оруденения.
Апробация работы. Основные положения диссертационной работы в разные годы докладывались на российских и международных конференциях: IV Научно-производственной конференции молодых специалистов (г. Магадан, Полиметалл, 2014 г.), IV и V Международной научно-практической конференции молодых ученых и специалистов памяти академика А.П. Карпинского (СПб, ВСЕГЕИ, 2015); Геология и минерально-сырьевые ресурсы Северо-Востока России (г. Якутск, СВФУ, 2015, 2016); V международной конференции молодых ученых и специалистов «Новое в геологии и геофизике Арктики, Антарктики и Мирового океана», посвященная 100-летию со дня рождения В.Н. Соколова (СПб, ВНИИОкеангеология, 2016). Автором опубликовано 2 статьи по теме диссертации в изданиях, входящих в перечень ВАК, 4 публикации в материалах российских и международных конференций. Основные положения работы изложены в коллективной монографии Mineral Resources in The Arctic (NGU, 2016), созданной в рамках проекта Mineral Deposits in The Arctic Project со странами-участниками: Канада, Норвегия, Дания, Финляндия, Швеция, Исландия и США.
Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и списка литературы из 102 наименования. Объем работы составляет 136 страниц, содержит 58 рисунков и 19 таблиц. Первое защищаемое положение раскрыто в главах 1 и 2, второе в 3-ей и третье в 4-ой главах.
Геолого-тектоническая позиция Майского рудного узла в структурах Центральной Чукотки
Майский рудный узел расположен в восточной части Колымо-Чукотской золоторудной провинции, представленной дугообразной структурой обрамления Колымского и Омолонского срединных массивов, и сложенной терригенными толщами (мощностью порядка 10-12 км) перм-ско-юрского возраста верхоянского комплекса. Западная и восточная части провинции разделены крупным покровом кайнозойских отложений и существенно различаются по геологическому строению и металлогении, а южная граница провинции совпадает с краевой частью Охотско-Чукотского вулканогенного пояса [32-36, 42].
В западной части провинции известно уникальное по запасам золота Наталкинское месторождение и большое количество средних и мелких месторождений, относимых к золотокварце-вой формации. В восточной же части провинции расположено крупное по запасам Майское золоторудное месторождение, относимое традиционно к золото-мышьяковисто-сульфидной формации. Здесь также известен ряд небольших месторождений золото-кварцевой формации (Совиное, Сыпучее и др.).
В пределах Колымо-Чукотской золоторудной провинции выделяются две металлогениче-ские области: Центрально-Колымская и Центрально-Чукотская, в границах последней и расположена площадь наших исследований.
Центрально-Чукотская металлогеническая область сложена триасовыми отложениями, представленными двумя формациями: аспидной и флишоидной [42, 59]. Ранняя эпоха мезозойской складчатости характеризуется развитием аспидной формации. Отложения представлены толщей сланцев и филлитов, а также пачками кварц-плагиоклазовых и туфогенных песчаников. Мощность их составляет порядка 1000-1500 метров. При этом выходы терригенных толщ слагают крупные и мелкие антиклинали в пределах Ичувеемского поднятия. Силлы, дайки и штоки долеритов и габбро- долеритов широко распространены в отложениях аспидной формации и указывают на активность магматических процессов в нижнем – среднем триасе.
Палеозойское основание мезозоид представлено терригенно-карбонатной формацией. В Куульском поднятии, расположенном за пределами района, по данным [21], мощность палеозойских отложений более 3000 м.
Флишоидная формация сформировалась в верхнем триасе, отложения которой в пределах синклинальных прогибов (Паляваамский) представлены пачками чередующихся песчаников, алевролитов, глинистых сланцев при резком преобладании тонкозернистых разностей пород. На крыльях антиклинальных поднятий (Куульское, Ичувеемское, Эльвенейское) в значительной степени развиты кварцевые, полевошпатово-кварцевые и граувакковые песчаники. Общая мощность этих отложений не превышает 3000 м. Отложения молассовой формации сформировались за сравнительно короткий промежуток времени, и имеют позднеюрский – раннемеловой возраст. В этот период образовались мезозойские разрывные нарушения, возникли внутренние межгорные впадины, а также широко проявились процессы интрузивного магматизма [59]. Отложения молассовой формации состоят из пачек глинистых сланцев, алевролитов, полимиктовых и кварцевых песчаников, линз туффитов, туфогравелитов, кремнистых сланцев (Раучуанская впадина), углистых алевролитов, аргиллитов и каменных углей (Кукевеемская и Пегтымельская межгорные впадины). Мощность отложений составляет порядка 4000 м.
В Чукотском складчатом поясе выделяются три складчатые зоны - Куульская, Паляваам-ская и Анюйская, разделенные региональными линеаментами северо-западного простирания. В течение мелового периода образовались многочисленные интрузивные массивы Чукотки. По возрасту различаются три комплекса: раннемеловой, ранне-позднемеловой и позд-немеловой. Раннемеловой комплекс представлен породами диорит-гранодиоритовой и граноди-орит-гранитной формациями.
В раннем мелу сформировались глубинные магмоподводяшие разломы, характеризующиеся северо-западным простиранием и субвертикальным, реже пологим падением. По разломам происходило внедрение Велиткенайского, Коеквуньского и Тауреранского гранитоидных батолитов, а также мелких штоков и даек магматических пород составляющих диорит-гранодиорито-вую формацию. Для вмещающих отложений характерен метаморфизм, который проявился на значительной территории вследствие крупных размеров батолитов и их пластообразной формы. Палеозойские отложения под воздействием этих интрузивов превращены в экзоконтактах в кристаллические сланцы, скарны, кварциты, роговики. Образования гранит-гранодиоритовой формации слагают крупные интрузивы Певекского полуострова, геохронологический возраст которых определяется интервалом 120-100 млн. лет [27-29, 40, 41].
Майский рудный узел располагается в пределах Паляваамского прогиба, для которого характерно наличие магмоподводящих глубинных разломов северо-восточного и субмеридионального простирания (Рисунок 1.2), контролирующих положение интрузивных массивов, сформировавшихся в интервале 110-90 млн. лет [27-29]. К ним относится Кукенейский гранитный массив, расположенный на западном фланге Паляваамской складчатой зоны, в западном обрамлении Пегтымельского вулканопрогиба Охотстко-Чукотского вулканогенного пояса (ОЧВП). Вышеуказанный гранитный массив контролируется одноименной горстовой структурой (вытянутой в северо-восточном направлении), в пределах которой располагается Майский рудный узел (Рисунок 1.3).
Вмещающие породы, слагающие рудный узел, представлены флишоидными песчано-глинистыми толщами и субаэральными вулканитами. По данным Ю.М. Бычкова и др. (1958), фли-шоидные толщи имеют трехчленное строение.
Нижняя часть разреза (1,5-2 км) сложена мелкозернистыми хлоритизированными песчаниками и филлитизированными глинистыми сланцами нижнего – среднего триаса (гэсмыткун-ская и геунтовская свиты). Средняя часть (до 2 км) представлена переслаивающимися аргиллитами, алевролитами и олигомиктовыми песчаниками среднего триаса, карния и низами нория (кевеемская, ватапваамская, релькувеемская и млелювеемская свиты). Верхи триасовых отложений (1,5-1,8 км) сложены темноцветными аргиллитами, алевролитами и реже песчаниками (ку-веемкайская, пырканайская и сыпучинская свиты). При этом в геологическом строении непосредственно Майского месторождения преобладают отложения верхнего триаса – кевеемская, ватапваамская, релькувеемская, млелювеемская и кувемкайская свиты. Вулканогенные толщи распространены в южной части рудного узла и представляют собой северо-западную периферию Пегтымельского прогиба ОЧВП. Эффузивная толща сложена позд-немеловыми игнимбритами, туфами и туфоконгломератами, андезибазальтами и различными лавами и туфолавами кислого и среднего состава (кытапкайская свита). Суммарная мощность отложений не превышает 300-350 м.
Породы района Майского рудного узла интенсивно дислоцированы, амплитуды вертикальных перемещений достигают 600 м [45]. Зоны разломов пологого залегания и простых складок чередуются с зонами вертикального залегания и крутопадающими до изоклинальных складок. Брахискладки имеют северо-западную ориентировку, соответствующую генеральному направлению Паляваамской зоны. Зеркало этой складчатости погружается с востока на запад. В процессе внедрения Кукенейской интрузии вмещающие толщи испытали вертикальное вздымание (Рисунок 1.4), и вблизи гранитоидов на поверхность выведены наиболее древние породы.
Таким образом, разнонаправленная складчатость в сочетании с многочисленными пересекающимися разломами создает клавишно-мозаичную структуру рудного узла.
Важную роль в строении Майского рудного узла играет Кукенейский гранитный массив, выходящий на современную дневную поверхность в северо-восточной части Кукенейской струк 20 туры, где приурочен к пересечению нескольких зон разломов северо-восточного, северо-западного и широтного простирания. Радиологическй возраст гранитоидов Центральной Чукотки, определенный по валовому составу пород калий-аргоновым методом, по данным [27-29, 40, 41] дает большой разброс значений от 60 до 140 млн. лет.
Петрогеохимическая характеристика магматических пород Майского рудного узла
В петрохимическом отношении породы Кукенейского массива характеризуются незначительным преобладанием калия над натрием (K2O/Na2O = 1,27 – 1,80) при сумме щелочей от 7,47 до 8,96% (Таблица 4), что позволяет отнести их к калий-натриевой серии. Граниты характеризуются весьма высокой глиноземистостью (Al от 2,4 до 5,1), коэффициент фемичности (f) изменяется от 2,7 в лейкогранитах до 6,9 в гранодиоритах.
На TАS диаграмме (Na2O + К2О) - SiO2 составы пород образуют поле фигуративных точек на границе умеренно щелочных и нормально щелочных разностей (Рисунок 2.8). В пробе 730 повышенное содержание суммы щелочей - 9 % и она располагается в поле граносиенитов.
В дайках «пестрого» состава также наблюдается преобладание калия над натрием (K2O/Na2O 1,42) при сумме щелочей от 1 до 8,48 % (Таблица 2), породы относятся к калий 51 натриевой серии. Дайки характеризуются высокой и весьма высокой глиноземистостью, коэффициент фемичности в целом выше, чем в гранитах массива, что закономерно при уменьшении кремнезема. Аномальные значения калий-натриевого отношения, суммы щелочей, коэффициентов глиноземистости и фемичности обусловлены высокой подвижностью оксидов натрия и калия в результате метасоматического изменения пород.
На TАS диаграмме (Рисунок 2.12) составы даек образуют два непересекающихся тренда. Первый, как в случае с гранитоидами массива, образует поле фигуративных точек в диапазоне от средних до кислых пород на границе умеренно щелочных и нормально щелочных разностей. Второй – в области низко щелочных пород, от низко щелочных гранодиоритов до низко щелочных лейкогранитов. Группа проб, попавшая в низко щелочной ряд, подверглась воздействию кислых растворов и часть оксида натрия была вынесена при метасоматозе. Первичный состав даек пест рого состава вероятно имел более высокую сумму щелочей, близкую к таковым в породах Куке-нейского массива. На диаграммах Харкера [75] (Рисунок 2.13) хорошо выражена обратная зависимость оксидов петрогенных элементов от кремнезема. На графике в координатах TiO2 – SiO2 точки образуют непрерывный тренд уменьшения содержания оксида титана при увеличении кремнезема, что связано с дифференциацией горных пород от ранних (менее кислых) к поздним (более кислым) разностям. Подобная зависимость наблюдается для оксидов марганца, магния, фосфора и окисного железа как наиболее инертных компонентов в метасоматических процессах. В координатах CаO и SiO2 наблюдается характерная обратная зависимость для компонентов, связанная с раскислением плагиоклазов – от андезина (в менее кислых) к олигоклаз-альбиту (в более кислых разностях) и увеличении доли калиевого полевого шпата. Для проб, выпавших из основного тренда, низкое содержание карбоната объясняется замещением полевых шпатов серицитом. Стоит отметить аномальное распределение Al2O3 c образованием субгоризонтальныого тренда. Это, вероятно, объясняется широким развитием серицита по плагиоклазу и КПШ. Щелочи не образуют закономерных трендов, так как эти компоненты имеют высокую подвижность в гидротермально-метасоматических процессах и выносятся в результате березитизации.
Характер распределения РЗЭ [69, 79] (Рисунок 2.16) резко дифференцированный, содержание LREE превышает в 10 раз HREE, La/Yb отношение изменяется от 8,2 до 41,9 (Таблица 5). Для тяжелых РЗЭ характерен горизонтальный тип спектра. Всем породам свойственны значительные Eu и Tb отрицательные аномалии, а для гранитов Кукенейского массива из зоны окисления прослеживается положительная цериевая аномалия. Численные значения Eu аномалии для гранитов изменяются от 0,18 до 0,41, а для даек от 0,5 до 0,72. В целом, спектры распределения почти идентичны для всех исследованных магматических пород. Особое внимание привлекает к себе проба Кв+80(W), она отличается резким обеднением легкими РЗЭ, но сохраняет характерную форму спектра с последующим выходом на средний уровень по содержанию тяжелых РЗЭ. Этот факт предположительно объясняется сильным изменением породы в результате ее метасо-матической переработки [7, 38, 54].
Проведено сравнение спектров распределения РЗЭ в неизмененных и березитизирован-ных дайках Майского рудного поля, а также различных типов рудовмещающих березитов, нормированных на хондрит С1 (Рисунок 2.17). Характер распределения РЗЭ в магматических породах и метасоматитах резко дифференцированный. Содержание легких РЗЭ (ЛРЗЭ) превышает более чем в 10 раз тяжелых РЗЭ (ТРЗЭ), особенно в дайках и их березитизированных разностях, ЛРЗЭ/ТРЗЭ составляет до 17. Для всех типов рассмотренных пород характерен пологонаклонный тип спектра ЛРЗЭ, в метасоматитах, развитых по осадочным породам, угол наклона меньше; ТРЗЭ имеют горизонтальное распределение. Eu аномалия в большинстве случаев отрицательная, от 0,49 до 0,9. Исключением являются 3 пробы высокоуглеродистых березитов, которые имеют положительную аномалию – 1,03 – 2,2. Для вех проб характерна слабая Ce аномалия от 0,82 до 0,99, метасоматиты по осадочным породам имеют самые низкие аномалии. Сумма РЗЭ максимальна в неизмененных дайках, составляет 277,6-326,5 г/т, в измененных дайках – 178,6-432,1 г/т, причем минимальные значения наблюдаются в сульфидизированных разностях, а максимальные в сильноизмененных образцах, не содержащих сульфиды. Высокое содержание РЗЭ обусловлено накоплением La, Ce, Nd и Sm, эти элементы содержатся в новообразованных слюдах, карбонатах и каолините. Березитизированные магматические породы полностью наследуют характер распределения РЗЭ в неизмененных дайках. Также спектры березитов по осадочным породам весьма сходны с магматическими (равные Eu и Ce аномалии), но обеднены ЛРЗЭ.
Изотопно-геохронологические исследования. С целью определения радиологического возраста пород Кукенейского массива и даек пестрого состава отобрано 4 представительных пробы, весом 3-5 кг каждая. Изотопно-геохронологические исследования выполнялись на базе ЦАЛ ФГБУ «ВСЕГЕИ» методом U-Pb датирования (локальные исследования на вторично-ионном микрозонде SIMS SHRIMP-II) по акцессорным цирконам из гранита Кукенейского массива (Kuk2) и из кварцевого диорит-порфира, гранодиорит-порфира, гранит-порфира (Кв-80(Е), 80-(-06), Od-30). Изучено 4 монофракции цирконов, по которым проведено 46 локальных изотопных измерений в однородных участках, свободных от включений и трещин (Таблица 7).
Проанализированные монофракции цирконов очень разнообразны и представлены коричневыми, желтоватыми, рыжими и серыми, прозрачными и полупрозрачными идиоморфными и субидиоморфными кристаллами призматического облика и их обломками. Размер агрегатов цирконов по длинной оси составляет 65 до 300 мкм, коэффициент удлинения от 1 до 5.
В катодолюминисцентном изображении (Рисунок 2.18) зерна цирконов имеют слабое свечение, серого, темно-серого до черного цвета с яркими участками. Кристаллы и их обломки имеют двухфазное строение – темная ядерная часть и светлая краевая с магматической зональностью и элементами секториальности; трехфазное строение – темная ядерная часть с грубой магматической зональностью, светлая средняя с элементами секториальной зональности и темная краевая с магматической зональностью, а также представлены обломками удлиненных призматических кристаллов с магматической зональностью.
Возраст магматической кристаллизации для всех изученных пород Майского рудного узла практически одинаков (Рисунок 2.19). Для гранитов Кукенейского массива конкордантный возраст составил 108,5 ±1 млн. лет (Рисунок 2.19 а), для даек с Майского рудного поля – 108,0-108,3 ±1 млн. лет (Рисунок 2.19 б, в, г). Тем самым доказана синхронность становления гранитного интрузивного массива и жильных фаций преимущественно гранодиоритового состава, расположенных в ближайшей периферии Кукенейского массива.
С большой долей вероятности можно утверждать, что формирование золотого оруденения начинается со становления жильных интрузивных тел пестрого состава, соответственно абсолютный возраст начала рудообразования составляет от 108 млн. лет.
Таким образом, по аналогии с Майским месторождением, возможно выявление новых золоторудных объектов, связанных с магматическими образованиями мелового возраста, как в пределах одноименного рудного узла, так и за его пределами. Положительными признаками наличия золотого оруденения являются частично вскрытый крупный (площадью более 10 км2) гранитный массив и его телескопированные жильные образования пестрого состава, прорывающие терригенно-осадочные породы.
Характеристика рудной минерализации
Рудная минерализация в березитах (Рисунок 3.7) представлена пиритом (Py), тонкоигольчатым арсенопиритом (Ars), антимонитом (Ant), марказитом, реже встречаются галенит, сфалерит, халькопирит, пирротин, станнин, блеклые руды и другие.
Пирит в рудах преобладает, наблюдается в виде метазернистых крупных зёрен и их агрегатов, участками массивных и прожилково-вкрапленных скоплений, слабо трещиноватый, в большинстве имеет строение «идиобластическое сито» (Рисунок 3.9 с, d, e, f). Выделяется 3 генерации пирита, отличающиеся морфологическими и микроструктурными особенностями, а также оптической неоднородностью (аномальные цвета в скрещенных николях).
Пирит I имеет наибольшее распространение, характеризуется округлым (фромбоидаль-ным) обликом зерен с сетчатым строением, корродированный, с ажурными каймами замещения по периферии марказитом. Во вмещающей толще встречается в виде неравномерно мелко- до крупнозернистых скоплений. Размер отдельных зёрен около от 0,1 до 0,5 мм, в густых скоплениях достигают 1 мм.
Пирит II характеризуется неоднородным строением, обусловленным наличием мышьяка в структуре пирита. Об этом свидетельствует его яркая аномальная оптическая анизотропность и мозаичность в строении. Образует изометричные зёрна пентагондодекаэдрического габитуса, а также кубического облика. Эти кристаллы образуют как равномернозернистые единичные зёрна, так и гнёзда, прожилки, просечки. Пирит обладает свойственной слабой трещиноватостью и ситовидным строением. В массивных рудах обнаружено обрастание изометричных зёрен удлиненными иголочками арсенопирита, размером около 0,2-0,5 мм, а также наблюдаются сростки пирита и арсенопирита.
Пирит III имеет своё развитие в тонких прожилках и просечках. Представлен зёрнами и агрегатами, заполняющими кварцевые прожилки. Облик таких выделений пирита представлен в виде сетчатых, скелетных агрегатов с правильными гранями куба.
По данным микрозондового анализа химический состав пирита 1 генерации соответствует среднестатистическому, тогда как в пирите 2 и 3 генерации присутствует примесь мышьяка до 6,75 % (Таблица 11, Рисунок 3.8). По данным [18] содержание золота в пирите в среднем составляет 60 г/т.
Арсенопирит широко распространен в рудах, но в меньшем объёме чем пирит. Присутствует в виде отдельных идиоморфных удлиненных кристаллов и агрегатов тонкоигольчатого и ромбического облика, густовкрапленных скоплений, так и в виде секущих прожилков, имеет слабую трещинноватость. Часто наблюдаются крестообразные двойники и звёздчатые тройники (Рисунок 3.9 b, с, d, e, f). Содержание арсенопирита в рудах колеблется от 1 до 6-7 %, в среднем 4-5%, но встречаются густонасыщенные руды с содержанием арсенопирита до 8-10%, при этом арсенопирит совместно с пиритом образуют практически массивные прожилки до 3 см.
Арсенопирит I – встречается в виде рассеянных идиоморфных тонкоигольчатых кристаллов, крестообразных двойников и звёздчатых тройников. Распространён в зонах дробления обломков измененных алевролитов с кварцем, выступающим в роли цемента. Размер выделений арсенопирита от первых сотых мм до 0,5-0,7 мм. Этот этап формирования арсенопирита наложен на пирит-I, что существенно влияет на его внешний облик и приводит к коррозии крупных кристаллов.
Арсенопирит II генерация – образует густовкрапленные скопления в друзовидном кварце. Здесь для короткостолбчатых кристаллов арсенопирита характерны размеры по удлинению 1,5-3 мм.
Исследованные микрозондовым анализом зерна арсенопирита пересыщены мышьяком, содержание достигает 62,6 % (Таблица 11, Рисунок 3.8). По данным [18] содержание золота в арсенопирите в среднем составляет 660 г/т. Так же им удалось выявить отдельные кучные скопления округлых включений самородного золота в арсенопирите размером от 0,3 до 0,03 мкм [18, 68]. Антимонит встречается в поздних кварцевых жилах и брекчиях, так называемых рудных столбах, вместе с самородным золотом. Представлен массивными лучистыми агрегатами, гнез-довидными включениями в друзовидном кварце, кристаллы имеют удлинённо-призматический облик. Размер кристаллов доходит до первых сантиметров по удлинению. Характеризуется ярким полисинтетическим механическим двойникованием.
По результатам рентгенофазового анализа установлено присутствие минералов-примесей (Рисунок 3.4, Таблица 9 в параграфе 3.1): продуктов окисления пирита и антимонита – трипухит и валентинит, а также плюмбоярозит.
Намного реже встречаются галенит, сфалерит, станнин и халькопирит (Рисунок 3.9 a, b). Первый представлен зернами неправильной формы, редко встречаются кристаллы кубического облика, распространены треугольники выкрашивания. Размер кристаллов редко превышает 0,5 мм. Сфалерит представлен зернами неправильной формы в срастаниях с галенитом и станнином, со структурами распада твердых растворов халькопирита. Химический состав перечисленных минералов представлен в таблице 11.
Самородное золото встречается в поздних кварц-антимонитовых жилах-брекчиях, которые образуют особо богатые участки месторождения - рудные столбы. Золото распределено в кварце в виде интерстициальных прожилков, цементационных выделений в брекчиях, приуроченных к зальбандам. Размеры выделений золота колеблются от долей мм до 1-2 мм, формы выделения разнообразные – комковидная, чешуйчатая, петельчатая, округлая, каплевидная, ксено-морфная. В результате микрозондового анализа (Рисунок 3.10) определена пробность самородного золота, она весьма высока, и в среднем составляет 920 - 980, единственной примесью является серебро, до 7 %.
По структурно-текстурным особенностям наибольшее распространение имеют вкрапленные руды с различной степенью насыщенности рудными минералами (от сильно- до слабонасыщенной), реже прожилково-вкрапленные, и совсем редко - прожилковидные и микрослоистые. В зонах брекчирования рудной залежи, проявлена брекчиевидная текстура. Форма выделений зёрен и агрегатов сульфидной минерализации идиоморфнометазернистая (поздний пирит, арсе-нопирит), гипидиоморфнометазернистая (ранний пирит) и аллотриоморфнометазернистая (сфалерит, халькопирит, галенит, пирротин и станнин). Размер вкрапленных скоплений сульфидной минерализации изменяется от десятых долей миллиметра до 2-3 мм.
Прогнозно-поисковые критерии формирования золотого оруденения майского типа
На основе полученной геолого-генетической модели и всего комплекса проведенных исследований по объекту были разработаны прогнозно-поисковые критерии (Таблица 19) формирования золотого оруденения майского типа.
Наиболее значимыми прогнозно-поисковыми критериями, по мнению автора, являются литологические, магматические, тектонические и гидротермально-метасоматические. Осадочные образования имеют высокое содержание органического углерода, который является сорбентом и способствует осаждению из гидротермальных растворов полезных компонентов. Магматический очаг являлся источником для гидротермально-метасоматических флюидов и основным источником рудного вещества, а гипабиссальные тела – одновременно проводниками для растворов и флюидоупором. Разрывные нарушения субмеридионального простирания выступают в роли рудоподводящих и рудовмещающих структур. Гидротермально-метасомати-ческие критерии, а именно наличие березитовых изменений во вмещающих породах является прямым признаком наличия золотого оруденения, и не только майского типа.
При наличии в едином геологическом пространстве выше перечисленных четырех прогнозно-поисковых критериев с большой долей вероятности можно утверждать о наличии в нем в том или ином объеме золотого оруденения майского типа. При проведении ГДП-200/2 или поисковых работ масштаба 1 : 50 000 в пределах Цен-трально-Чукотской складчатой области автор рекомендует учитывать разработанную геолого-генетическую модель и прогнозно-поисковые критерии формирования золото-сульфидного вкрапленного оруденения.
В результате комплексного изучения геологического строения Майского рудного поля, петрографо-геохимических и изотопно-геохронологических данных сформулировано третье защищаемое положение.
Третье защищаемое положение. Геолого-генетическая модель формирования Майского рудного поля подразумевает накопление в триасе геохимически специализированных терригенных толщ и проявление раннемелового магматизма, с которым связано образование основного объема оруденения майского типа. Полученная модель позволяет выделить наиболее значимые прогнозно-поисковые критерии: лито-логические, магматические, тектонические и гидротермально-ме-тасоматические.