Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Месторождения золота в черных сланцах 9
1.1. Классификация золоторудных месторождений 9
1.2. Краткий очерк геологического строения Байкало-Патомского нагорья 12
1.3. Золотое оруденение Бодайбинского района 16
Глава 2. Характеристика объектов исследования 19
2.1. Месторождение Копыловское 20
2.1.1. Геологическое строение Копыловского месторождения 20
2.1.2. Вмещающие породы Копыловского месторождения
2.1.2.1. Терригенные породы 24
2.1.2.2. Интрузивные породы 36
2.1.3. Руды Копыловского месторождения 39
2.1.3.1. Минеральный состав руд 39
2.1.3.2. Геохимические особенности руд 40
2.2. Месторождение Кавказ и рудопроявление Успенское 44
2.2.1. Геологическое строение месторождения Кавказ 44
2.2.2. Геологическое строение рудопроявления Успенское 48
2.2.3. Вмещающие породы месторождения Кавказ
и рудопроявления Успенское 49
2.2.4. Руды месторождения Кавказ 60
2.2.4.1. Минеральный состав руд 60
2.2.4.2. Геохимические особенности руд 61
2.3. Рудопроявление Красное 62
2.3.1. Геологическое строение рудопроявления Красное 62
2.3.2. Вмещающие породы рудопроявления Красное 65
2.3.3. Руды рудопроявления Красное 74
2.4. Сравнительная характеристика объектов исследования
Глава 3. Характер преобразования вмещающих пород 81
3.1. Метаморфизм 81
3.2. Поведение редкоземельных элементов в породах 105
3.3. Условия образования кварцевых жил 126
Глава 4. Минеральные ассоциации и парагенезисы руд 128
4.1. Типоморфные особенности пирита 129
4.2. Минералы цветных и благородных металлов 140
Глава 5. Источник металла на месторождениях Артемовского рудного узла 156
5.1. Эволюция форм нахождения цветных и благородных металлов 156
5.2. Источник металлов 158
5.3. История формирования месторождений Артемовского узла 160
Заключение 162
Литература
- Краткий очерк геологического строения Байкало-Патомского нагорья
- Руды Копыловского месторождения
- Поведение редкоземельных элементов в породах
- История формирования месторождений Артемовского узла
Введение к работе
Бодайбинский район Иркутской области – один из крупнейших по запасам золота в России, в его пределах располагается порядка 20 коренных месторождений и рудопроявлений, наиболее изученными из которых являются гигантское месторождение Сухой Лог, а также Вернинское, Голец Высочайший, Невское. В настоящее время разработаны две главные гипотезы их формирования: магматогенно-гидротермальная, согласно которой привнос и концентрирование золота связаны со становлением постметаморфических интрузий (Шер, 1974; Кондратенко, 1977; Рун-дквист и др., 1992; Distler et al., 2004; Сафонов, 2006; Лаверов и др., 2007; Русинов и др., 2008; Юдовская и др., 2011 и др.); и метаморфогенно-гидротермальная, по которой рудообразующие растворы генерировались при региональном метаморфизме исходно металлоносных углеродистых толщ (Буряк, 1982; Вилор, 2000; Large et al., 2007; Кряжев и др., 2009; Иконникова и др., 2009; Дубинина и др., 2010; Чугаев и др., 2014).
Актуальность работы. Отсутствие единого взгляда на генезис объектов Бо-дайбинского района делает актуальным выяснение источника металлов и рудоносных флюидов, а также механизмов концентрации золота при формировании месторождений.
Большинство работ посвящено изучению месторождения Сухой Лог, которое выступает в качестве опорного объекта. Другие золоторудные месторождения Бо-дайбинского района изучены мало. В то же время, многие закономерности, которые помогли бы понять природу золотого оруденения, могут быть лучше выражены на мелкомасштабных объектах, а не на месторождениях-гигантах (Рундквист, 1997). Объектами исследований выбраны мало изученные и сравнительно небольшие по запасам месторождения Копыловское, Кавказ и рудопроявление Красное, располагающиеся в отличие от Сухого Лога на более высоком стратиграфическом уровне в пределах соседнего Артемовского рудного узла.
Цель исследований заключалась в выяснении последовательности формирования минеральных ассоциаций на месторождениях Копыловское, Кавказ и рудопро-явлении Красное. В связи с этим были решены следующие задачи: 1. Установление степени и характера изменения вмещающих пород. 2. Определение минеральных форм и геохимического поведения РЗЭ при формировании месторождений. 3. Изучение минерального состава и последовательности образования рудоносных ассоциаций. 4. Установление закономерностей изменения состава пирита в минеральных парагенезисах последовательных стадий формирования месторождений. 5. Оценка вероятного источника металлов для формирования руд изучаемых объектов.
Фактический материал и методы исследований. Материалом для выполнения работы послужили коллекции, отобранные сотрудниками ИМин УрО РАН в ходе полевых работ 2010–2012 гг., а также предоставленные дочерними предприятиями Kopy Goldfields Ltd и ЗАО «СЖС Восток-Лимитед». Использованы штуф-ные образцы (353 шт.), большеобъемные пробы, отобранные точечным и задирко-вым способом (31 шт.), выборочно дубликаты керновых и бороздовых проб (5 шт.).
Оптические исследования выполнены непосредственно автором на микроскопах ПОЛАМ-Р113, Axiolab (Carl Zeiss), Axioscope A1 (Carl Zeiss), Olympus BX51, Neophot2 (Carl Zeiss), 227 прозрачных и 105 полированных шлифов. Состав тонко-3
зернистых и глинистых пород изучен рентгенофазовым методом на приборах ДРОН-2.0 излучение Fe-K и Shimadzu-6000 излучение Cu-K (аналитики П.В. Хворов, Т.М. Рябухина), 79 анализов. Термические свойства органического вещества оценивались на дериватографе Q-1500D (аналитик П.В. Хворов), 26 анализов. Для определения химического состава минералов использовались растровые электронные микроскопы РЭММА-202М и Vega-3 Tescan с ЭДА (аналитики В.А. Котляров, И.А. Блинов), а также рентгеновский микроанализатор JXA-8200 (ИГЕМ РАН, аналитик И.Г. Грибоедова), более 600 точек анализов. Содержания микроэлементов в пирите определены методом LA-ICP-MS с помощью твердотельного лазера New Wave UP213 и квадрупольного масс-спектрометра Agilent 4500 в CODES, Университет Тасмании В.В. Масленниковым и С.П. Масленнико-вой, 68 точек анализов.
Силикатный и атомно-абсорбционный анализы выполнены в ИМин УрО РАН (аналитики В.Н. Удачин, Л.Г. Удачина, Г.Ф. Лонщакова, М.Н. Маляренок, Т.В. Семенова, Ю.Ф. Мельнова), ICP-MS анализ – в ИГГ УрО РАН (аналитик Д.В. Киселева). Кроме того, использованы данные электронографии слоистых силикатов (аналитик В.А. Котляров), химико-битуминологического анализа (ВНИГРИ, аналитик А.И. Шапиро), изотопных исследований свинца в сульфидах (ИГЕМ РАН, аналитик А.В. Чугаев) и кислорода в кварце (ДВГИ РАН, аналитик Т.А. Веливецкая), термобарогеохимических исследований (МФ ЮУрГУ, аналитики А.М. Юминов, П.А. Затеева), мёссбауэровской (ИМин УрО РАН, аналитики А.Б. Миронов, Н.К. Никандрова), рамановской (ИМин УрО РАН, аналитик С.М. Лебедева; ИГиМ СО РАН, аналитик С.В. Горяинов) и ИК-спектроскопии (ИМин УрО РАН, аналитик М.В. Штенберг).
Достоверность результатов исследования обеспечена большим количеством проб и современными, высококачественными минералогическими методами, которые применялись в ходе выполнения работы.
Научная новизна. Впервые: охарактеризована минералогия золотых руд изученных месторождений; установлены кристаллохимические и типоморфные особенности аутигенного флоренсита золоторудных объектов Бодайбинского района; выяснены типохимические особенности пирита разных стадий формирования месторождений Копыловское и Кавказ; установлен коровый источник свинца для месторождений Артемовского узла; в галенит-кварцевых жилах рудопроявления Красное выявлены минералы серебра – гессит, кервеллеит, бенлеонардит, сульфо-соли серебра и меди.
Практическая значимость работы определяется необходимостью всесторонней характеристики вещественного состава и форм нахождения золота на Копылов-ском, Кавказе, Красном – объектах, где в настоящее время ведутся разведочные работы с оценкой перспектив близлежащих площадей и подсчетом запасов руды дочерними компаниями Kopy Goldfields Ltd. Результаты исследований вещественного состава руд вошли в отчеты НИР для ООО «Копыловский», ООО «Красный», ЗАО «СЖС Восток-Лимитед» (2010–2013 гг.) и использованы при подсчете запасов и формировании ТЭО кондиций.
Апробация работы. Работа выполнялась в лаборатории минералогии рудоге-неза Института минералогии УрО РАН. Основные результаты работ докладыва-4
лись на заседаниях научных студенческих школ «Металлогения древних и современных океанов» (Миасс, 2011, 2013, 2014, 2015), «Новое в познании процессов рудообразования» (Москва, 2012, 2013, 2014), Второй Всероссийской научно-практической конференции «Минерагения северо-восточной Азии» (Улан-Удэ, 2011), конференции молодых ученых «Современные проблемы геохимии» (Иркутск, 2013), международной конференции Ore genesis (Миасс, 2013), на съездах Международного минералогического общества IMA-2014 (ЮАР, г. Йоханнесбург, 2014) и Международного общества по генезису рудных месторождений IAGOD-2014 (Китай, г. Кунминь, 2014). Кроме того, автор был руководителем инновационного проекта, поддержанного грантом Уральского отделения РАН (проект № 14-5-ИП-56).
Публикации. По результатам исследований опубликовано 17 работ, в том числе 4 в журналах, входящих в список ВАК, 7 отчетов НИР.
Личный вклад автора заключался в геологической документации и отборе проб, выполнении всего комплекса минералого-петрографических исследований руд и вмещающих пород, интерпретации данных минералогических и химических анализов.
Автор выражает искреннюю благодарность научному руководителю д.г.-м.н. Е.В. Белогуб и к.г.-м.н. К.А. Новоселову за помощь на всех этапах работы; к.г.-м.н. О.Ю. Плотинской, (ИГЕМ РАН) за плодотворное обсуждение работы и помощь в интерпретации данных по составу рудной минерализации; к.г.-м.н. А.В. Чугаеву (ИГЕМ РАН) за определение изотопного состава свинца и интерпретацию полученных данных; д.г.-м.н. В.В. Масленникову и к.г.-м.н. С.П. Масленниковой за определение микропримесей пирита; аналитикам: В.А.Котлярову, Г.Ф. Лонщаковой, М.Н. Маляренок, Т.В. Семеновой, Ю.Ф. Мельновой, И.А. Блинову, С.М. Лебедевой, М.В. Штенбергу, А.Б. Миронову, П.В. Хворову, Е.Д. Зенович, Т.М. Рябухиной (ИМин УрО РАН); И.Г. Грибоедовой (ИГЕМ РАН); С.В. Горяинову (ИГиМ СО РАН); М.В. Заботиной за всестороннюю поддержку; к.г.-м.н. А.М. Юминову и П.А. За-теевой за определение ТБГХ параметров кварцевых жил; А.А. Кузьменко, а также коллективу ООО «Красный» за содействие при проведении полевых работ.
Структура и объем работы. Диссертация изложена на 202 страницах и состоит из введения, 5 глав, включающих 51 таблицу, 72 рисунка, заключения и одного приложения. Список литературы состоит из 223 наименований. Во введении приводится обоснование темы исследования, ее новизна и практическая значимость; ставятся цель и задачи работы. Также здесь отражен личный вклад автора и апробация полученных результатов.
Краткий очерк геологического строения Байкало-Патомского нагорья
Складчатое обрамление юга Сибирской платформы включает две крупных золотоносных провинции: Ленскую на востоке и Енисейский кряж на западе. Ленская золотоносная провинция является частью Байкало-Патомской складчатой зоны, представляющей собой северную и северо-западную часть Байкальской складчатой области, с юга глубоко вдающуюся в Сибирскую платформу и образующую входящий угол. В современной структуре от Приленской и Причарской зон Сибирской платформы она отделяется краевыми глубинными разломами – Жуинским (на востоке) и Акиткано-Джербинским (на западе и северо-западе). С юга и юго-востока Байкало-Патомская зона по Право-Мамаканскому разлому граничит с Байкало-Муйской зоной [Докембрий…, 1995; Иванов, 2010ф].
Байкало-Патомская складчатая зона сложена толщей преимущественно метаосадочных пород (патомский комплекс). Время накопления отложений этой толщи по микрофоссилиям, строматолитам и микрофитолитам, а также по немногочисленным радиологическим датировкам эффузивов определяется как позднерифейское–нижневендское (1050–600 млн л.) [Зорин и др., 2009]. Патомский комплекс представлен углеродистыми сланцами, метапсаммитами, метаалев-ролитами, высокоглиноземистыми метапелитами и карбонатными породами, для него характерна значительная фациальная зональность, как поперечная (суша – шельф – континентальный склон), так и продольная (с северо-востока на юго-запад вдоль береговой линии) [Докембрий…, 1995; Иванов, 2010ф]. В нижней половине разреза значительную роль играют карбонаты, а обломочный материал метапсаммитов представлен продуктами размыва выступов фундамента Сибирского кратона. В верхней половине разреза на юге Байкало-Патомской зоны в пределах Бодайбинского синклинория (рис. 1.3) отложения приобретают флишоидный характер, существенную роль играют углеродистые сланцы [Докембрий…, 1995; Иванов, 2010ф].
Существуют различные точки зрения на геологическое развитие Байкало-Патомской зоны в докембрийское время (табл. 1.1). Одна из наиболее распространенных гипотез основана на корреляции осадочных отложений и тесно связана с развитием Палеоазиатского океана [Жмо-дик и др., 2006; Станевич и др., 2006; Эволюция…, 2006; Немеров и др., 2010; Станевич и др., 2010]. В соответствии с представлениями этих авторов в раннем рифее на пассивной окраине Сибирский кратона заложился рифтогенный прогиб, который стал заполняться осадками теп торгинской серии (продуктами кор выветривания пурпольской свиты, позднее вулканогенно-терригенными образованиями медвежевской свиты).
В условиях пассивной окраины в заложившейся рифтогенной структуре накапливались углеродисто-карбонатно-терригенные отложения баллаганахской серии (региональный горизонт) относящиеся к среднему рифею: харлухтахская, хайвергинская, бугарихтинская и мари-инская свиты в Патомской зоне и харлухтахская, хайвергинская, бугарихтинская и бодайбокан-ская свиты в Бодайбинской зоне соответственно. Суммарная мощность отложений около 5 км.
Более поздние отложения дальнетайгинской серии в Патомской зоне (джемкуканская, баракунская и валюхтинская свиты) и соответствующей ей ныгринской серии в Бодайбинской зоне (бужуихтинская, угаханская, хомолхинская, имняхская свиты) отлагались в позднем рифее в условиях задугового бассейна. В сходных условиях происходило накопление отложений жу-инской серии (никольская и ченчинская свиты) в Патомской зоне и низов бодайбоканской серии (аунакисткая, вачская свиты) в Бодайбинской зоне. Общая мощность верхнерифейских отложений около 5 км. В Байкало-Муйской зоне в это время фиксируется островной вулканизм [Немеров, Станевич, 2001]. Геохимическая специализация осадков формируется под влиянием вулканизма и эксгалляций [Немеров, 1988; Немеров, Станевич, 2001]. Таблица 1.1 Взгляды на геодинамические условия формирования
В венде (630–540 млн л. т. н.) со стороны Байкало-Муйской зоны возник ороген, в результате чего Байкало-Патомский бассейн стал изолированным (бассейн форланда). В это время происходит накопление полимиктового (грауваккового) материала: анангрская, догалдын-ская, илигирская свиты (мощность до 4–5 км).
Дальнейшее развитие региона в палеозое определялось стрессовой ситуацией. Стресс был направлен (в современных координатах) с юга на север, благодаря возникновению активной окраины. Первый ощутимый стресс появился примерно 570–520 млн л. т. н. (датировки предполагаемого регионального метаморфизма (табл. 1.2)). Следует подчеркнуть, что в это же время начали и продолжали накапливаться осадки юдомского горизонта (венд [Чумаков и др., 2011]), которые также в полной мере охвачены региональным зональным метаморфизмом и единой с рифеем складчатостью [Докембрий…, 1995]. Максимум метаморфизма достигается, вероятно, около 450–420 млн л. т. н. во время коллизионно-аккреционных событий [Зорин и др., 2008], регрессивный этап фиксируется 330–300 млн л. т. н., он связан со становлением Ангаро-Витимского батолита, интрузии северной и северо-западной частей которого (конкудеро-мамаканский комплекс) внедрялись на территории Байкало-Патомского нагорья [Иванов, 2010ф].
Руды Копыловского месторождения
Количество обломочного материала колеблется в пределах 20–80 об. %, в среднем 40– 50 об. %. Обломки представлены кварцем, альбитом, ортоклазом в разных соотношениях, встречаются обломки аргиллитов, гранитоидов, алевролитов, сланцев, кварцевых агрегатов различной структуры. Обломки слабо окатаны, сортированы, замещаются веществом цемента (рис. 2.6б). Акцессорные минералы представлены обломочными цирконом, апатитом, сфеном, гранатом. Широко распространен турмалин в виде зерен сине-зеленого и буровато-зеленого цвета, частично корродированных или с каймами регенерации (рис. 2.6в). Встречаются обломочные и новообразованные рутил и эпидот. Также в составе метапесчаников изредка наблюдаются метакристаллы флоренсита, обломки и зерна монацита и ксенотима.
Цемент базальный, поровый, замещает обломочный материал. Первичный цемент, вероятно, был представлен глинистым веществом, которое перекристаллизовалось с образованием тонкозернистой кварцевой массы и упорядоченной модификации иллита-1М, часто с примесью мусковита, иногда парагонита. В отдельных образцах в составе цемента наблюдается клино-хлор. Кроме того, в цементе присутствовала примесь карбоната, преобразование которой привело к развитию крупных метакристаллов карбоната (до 3–5 мм). Углеродистое вещество распределено в цементе в виде стяжений или пылеватой тонкозернистой массы, его содержание колеблется от практически полного отсутствия до 5 об. %.
Метапесчаники перекрывающей четвертой подсвиты догалдынской свиты отличаются от метапесчаников рудовмещающей толщи наличием обломков основных плагиоклазов, часто сильно соссюритизированных (замещенных эпидот-карбонатной массой), кристаллов роговой обманки, а также литокластов полнокристаллических пород среднего (?) состава, по которым развивается эпидот, придающий характерный зеленоватый оттенок (рис. 2.6г).
Метаалевролиты – это породы зеленовато-серого цвета, тонкозернистой структуры, массивной текстуры (рис. 2.6д). Имеют ограниченное распространение. Сложены тонкозерни 27 стым агрегатом кварца (до 60 об. %), иллита, клинохлора, альбита. Размер зерен составляет около 0.01 мм. Клинохлор образует округлые радиально-лучистые выделения размером до 0.05 мм. В метаалевролитах встречаются метакристаллы кальцита в виде острых ромбоэдров, часто сдвойникованных. Содержание углеродистого вещества низкое – менее 1 об. %.
Сланцы глинистые и углеродисто-глинистые различаются по количеству углеродистого вещества: в углеродисто-глинистых его содержание составляет 5–10 об. %, в глинистых – около 1 об. % [Япаскурт, 2008]. Структура пород тонкозернистая. Текстура сланцеватая, плойчатая, иногда – очковая. В некоторых случаях проявлена слоистость, обусловленная различием в содержании углеродистого вещества и, реже, гранулометрическим составом (рис. 2.6е).
Породы сложены тонкозернистым агрегатом упорядоченной модификации иллита-1М, кварца с примесью мусковита-2М1, парагонита иногда клинохлора (рис. 2.6ж). Размер зерен кварца и чешуек слюды составляет около 0.01 мм. Клинохлор образует округлые и овальные линзы с радиально-лучистым строением, при высоком его содержании наблюдается очковая микротекстура породы.
В сланцах широко распространены крупные метакристаллы карбонатов (иногда до 7 мм) овальной формы с зональным и блочным строением. Иногда в одном метакристалле может наблюдаться до 5 зон с различным содержанием углеродистого вещества. Кроме того, часты мелкие, более ранние по отношению к крупным, кристаллы карбонатов ромбического сечения. Кроме карбоната, в сланцах часто наблюдаются кварцевые «микролинзы» овальной и округлой формы размером до 2 мм, которые обрастают оторочкой сульфидов и рутила, в кварце содержатся включения сульфидов, реже – эпидота, циркона, турмалина.
Типичным акцессорным минералом углеродисто-глинистых сланцев месторождения Ко-пыловское является новообразованный флоренсит, который встречается в виде метакристаллов размером от 0.3 мм до 1 мм. Кроме того, распространены обломочные циркон, турмалин, монацит (в т. ч. во включениях во флоренсите). Эпидот и рутил могут быть как обломочного происхождения, так и новообразованные.
По минералого-петрографическим признакам рудовмещающие и перекрывающие терри генные породы Копыловского месторождения метаморфизованы в условиях низов серицит хлоритовой субфации зеленосланцевой фации. По данным Г. М. Саранчиной и Н. Ф. Шинкарева [1973] первым этапом метаморфизма пелитоморфных пород являются филли товые, серицито-углистые и глинистые сланцы с хлоритом. Развитие магнезиально-железистых и, в отдельных случаях, кальциевых карбонатов подчиняется литологическому контролю, в пределах месторождения не наблюдается какой-либо зональности в их распространении или составе, что не позволяет относить их образование к метасоматическим процессам, связанным с гранитными интрузиями. Кварцевые, карбонат-кварцевые жилы, прожилки и штокверковые зоны, в том числе с гнездами и вкрапленностью сульфидов залегают в структурно благоприятных позициях. Гипергенные процессы изменения проявлены только на дневной поверхности, главным образом связаны с лимонитизацией пирита и магнезиально-железистых карбонатов. Химический состав терригенных пород Копыловского месторождения
Валовый химический состав терригенных пород Копыловского месторождения представлен в таблице 2.2. Метапесчаники отличаются от углеродисто-глинистых и глинистых сланцев повышенным содержанием SiO2 – 58–63 мас. % и пониженным – Al2O3 – 12–13 мас. %, что связано с преобладанием кварца и полевых шпатов в их составе, тогда как сланцы сложены преимущественно иллитом и мусковитом. Метаалевролиты менее кремнеземистые по сравнению с метапесчаниками (содержание SiO2 – 53.85 мас. %), однако по содержанию глинозема, они сопоставимы. Соотношения K2O и Na2O в псаммитовых и пелитовых породах Копыловско-го месторождения также неодинаковы. Наблюдается преобладание натрия в метапесчаниках, тогда как сланцы более богаты калием. Общая щелочность сланцев немного превышает щелочность метапесчаников. Содержание CaO в метапесчаниках и метаалевролитах примерно одинаково и значительно превышает его концентрации в сланцах, что вероятно, связано с малой примесью плагиоклазов в последних. Во всех образцах наблюдаются повышенные для терриген-ных пород концентрации MgO 3 мас. %, что может быть свидетельством присутствия примеси вулканогенного материала [Юдович, Кетрис, 2000]. Однако, по данным минералого-петрографических исследований, породы обогащены магнезиально-железистыми карбонатами, это согласуется с высоким содержанием CO2 в химическом составе. По-видимому, карбонаты распространены более-менее однородно в разных породах, о чем свидетельствуют сравнительно невысокие колебания в содержании углекислоты, однако по данным минералого-петрографических исследований и результатов химического анализа в метапесчаниках и метаа-левролитах преобладает анкерит, а в сланцах более распространен магнезиальный сидерит.
В целях уточнения классификационной принадлежности и при решении различных генетических задач применяется методика пересчета литохимических модулей [Юдович, Кетрис, 2000; Интерпретация…, 2001]. Значения модулей для терригенных пород Копыловского месторождения приведены в таблице 2.3. Анализ литохимических модулей проведен для более детального разделения вмещающих пород Копыловского месторождения, а также в целях обнаружения признаков примеси пирокластического материала, обнаруженного при минералого-геохимическом исследовании пород месторождения на стадии разведочных работ [Лапухов, 2008ф1].
Поведение редкоземельных элементов в породах
Для понимания процессов рудогенеза в черных сланцах необходимо детальное изучение вмещающих пород, в особенности вклада метаморфических и гидротермально метасоматических процессов в формирование в них золотоносных минеральных ассоциаций, а также определение характера этих процессов.
В пределах Бодайбинского района наблюдается зональность метаморфических ассоциаций и возрастание степени регионального метаморфизма от центральных районов к периферии [Казакевич и др., 1971; Докембрий…, 1995]. В центральных частях, к которым приурочены большинство коренных месторождений золота (в том числе Копыловское, Кавказ, Красное), породы метаморфизованы в условиях серицит-хлоритовой субфации, на периферии – силлиманит-альмандиновой (см. рис. 2.1) [Докембрий…, 1995]. С.Д. Шер и А.К. Кондратенко выделяли пять этапов метаморфических и метасоматических преобразований в Ленском районе [Казакевич и др., 1971]: 1) ранний региональный метаморфизм; 2) углекислотный и сернистый метасоматоз (лиственитизация, предшествовала внедрению гранитных интрузий); 3) зональный метаморфизм (синхронный мамско-оронскому гранитоидному комплексу); 4) ретроградный метаморфизм (проявлен преимущественно в зоне амфиболитовой фации); 5) контактовый метаморфизм (ороговикование в ореолах тельмамского и конкудеро-мамаканского гранитоидных комплексов). Кроме того, авторы выделяли поздние метасоматические преобразования (гематити-зация, аргиллизация, серицитизация) в южной периферической части Ленского района среди поля развития гранитоидов. Ранний этап метаморфизма связан с линейной складчатостью и, по-видимому, не превышал зеленосланцевой фации, на него наложены более поздние ассоциации зонального метаморфизма амфиболитовой фации, связанного с купольной складчатостью [Докембрий…, 1995]. По-видимому, зональный метаморфизм был, по крайней мере, двукратным: умеренных давлений и низкобарный [Вилор, 2000].
Природу и характер метасоматических изменений, а также их связь с золотым орудене-нием, в регионе обсуждали многие исследователи. Вслед за С.Д. Шером [1966] зональность уг-лекислотно-калиевого метасоматоза описывал И.В. Коновалов [1973], А.П. Шмотов [1974] квалифицировал процесс как березитизацию–лиственитизацию на основании минералого-петрографических исследований и петрохимических пересчетов. Этапы метасоматических преобразований и их связь с оруденением для месторождения Сухой Лог обсуждалась в работах [Русинов и др., 2005; 2008]. По мнению этих авторов, минеральные ассоциации раннего метаморфического этапа, включающие альбит, КПШ, кварц, хлорит, фенгит, карбонат, были почти практически полностью замещены минеральными ассоциациями рудосопровождающего метасоматизма («березитоподобного»). На раннем этапе последнего (447±6 млн л. по [Лаверов и др., 2007]) образована ассоциация парагонит + Mg-сидерит + анкерит + пирит + кварц + (хлорит), наблюдаемая преимущественно во внешних частях рудных зон; на позднем (321±14 млн л. по [Лаверов и др., 2007]) – ассоциация мусковит + сидерит + анкерит + пирит + кварц, проявленная в рудных телах. В работах И.В. Кучеренко с соавторами [Кучеренко и др., 20121; 20122] описана зональность метасоматического ореола рудного тела Сухого Лога (насчитывается до 9 зон) и сделаны выводы о принадлежности его к березит-пропилитовой формации. В целом, ме-тасоматическая зональность неконтрастная и охватывает обширные территории в пределах и за пределами месторождений и рудных полей [Русинов и др., 2008; Кучеренко и др., 20121].
Связь описанных метасоматических изменений с интрузивным магматизмом не доказана. В работе [Шер, 1966] подчеркивается образование ассоциаций углекислотного метасоматоза до становления кристаллических сланцев амфиболитовой фации и палингенных гранитоидов мамско-оронского комплекса (421±15 млн л. по [Зорин и др., 2008]). Возможная связь метасоматоза и рудной минерализации с невскрытым базит-гипербазитовым комплексом указывается в [Русинов и др., 2005]. Наиболее поздние метасоматические преобразования связывают со становлением конкудеро-мамаканского комплекса [Лаверов и др., 2007; Русинов и др., 2008]. Существенную роль в образовании метасоматических ореолов и, как следствие, золоторудных месторождений гранитоидному магматизму отводят также И.В. Кучеренко с соавторами [Кучеренко и др., 2011; 20121; 20122].
В то же время ряд авторов [Буряк, 1982; Вилор, 2000; Гаврилов, Кряжев, 2008; Иванов, 2010ф] относит описываемые ассоциации к проявлениям позднего метаморфизма, а неконтрастную зональность связывают «с локализацией метаморфогенного флюидопотока вдоль крупных региональных проницаемых зон, содержащих жильные поля и многочисленные золоторудные проявления» [Вилор, 2000].
Нами характер метаморфизма, а также наличие признаков гидротермально-метасоматических изменений вмещающих пород Копыловского, Кавказа и Красного оценивались на основании изучения текстурно-структурных особенностей пород, их минеральных ассоциаций, химического состава минералов-индикаторов, а также состава и свойств углеродистого вещества.
Во вмещающих породах сохранились такие четкие признаки первичных осадков, как ритмичная гравитационная и косая слоистость. Метаморфогенный характер имеют пойчатость и сланцеватость. Метаморфические изменения проявлены в замещении обломков веществом цемента, регенерации обломков кварца и турмалина. В цементе метапесчаников и в составе пе-литовых пород наблюдается переотложение глинистого материала с образованием неупорядо 83 ченной модификации слюд, хлорита (на Копыловском и Кавказе) с примесью тонкозернистого кварцевого агрегата. Карбонаты в породах также переотлагаются с образованием мелких ромбоэдрических кристаллов и крупных округлых и овальных зерен пойкилитового строения (см. главу 2). Ниже приведена характеристика важнейших новообразованных минералов.
По данным рентгеноструктурного анализа для всех изученных объектов характерно присутствие двух разновидностей светлых слюд – иллита (гидратированная светлая слюда со смешанным составом межслоевого пространства и ведущей политипной модификацией 1M, вероятно соответствует серициту цемента, определяемому под микроскопом) и мусковита-2M1. В ряде проб присутствует также натриевая слюда – парагонит, его содержание находится на пределе чувствительности рентгеноструктурного метода, редко до 1 мас. % (отдельные пробы пе-литовых пород с Красного, Успенского). По данным электронографического анализа в углеродистых сланцах месторождений Копыловское и Кавказ присутствует две структурных разновидности слюды – неупорядоченная диоктаэдрическая (глиноземистая) гидрослюда 1M и 1Md (иллит) и упорядоченная кристаллическая диоктаэдрическая слюда – мусковит, либо смесь мусковита и парагонита (рис. 3.1). Упорядоченная кристаллическая слюда имеет политипную модификацию 2М1. Наличие структурно упорядоченных слюд свидетельствует о достаточно высоких температурах и длительности их образования, что косвенно подтверждает зеленослан-цевый уровень метаморфизма вмещающих толщ.
История формирования месторождений Артемовского узла
В составе золото-сульфидного типа руд следующими после пирита по распространенности рудными минералами являются халькопирит, пирротин, галенит, сфалерит, на рудопрояв-лении Красное довольно широко распространен теннантит. Реже встречаются минералы никеля и кобальта, из которых наиболее распространен герсдорфит. Отмечены единичные находки ар-сенопирита, молибденита, гринокита, магнетита и ильменита. Золото в составе этого типа руд самородное с варьирующей примесью серебра.
Золото-сульфидно-кварцевый тип руд представлен кварцевыми жилами с гнездами пирита, халькопирита, галенита, сфалерита, иногда блеклых руд. На месторождениях Копылов-ское и Кавказ золото в составе этого типа самородное с различным содержанием серебра, на рудопроявлении Красное кроме самородного золота и электрума отмечаются собственные минералы серебра.
Халькопирит CuFeS2 образует включения (рис. 4.7а) и вростки в пирите второй группы, развивается в интерстициях пирита (рис. 4.7б), встречается в виде свободных зерен в нерудных минералах, сростков с пирротином, теннантитом, галенитом, сфалеритом и герсдорфитом в кварцевых «микролинзах» и прожилках (рис. 4.7в, г, е). Очень редко халькопирит ассоциирует с тонкокристаллическим пиритом-1 в виде свободных зерен и сростков. Замещается ковеллином, реже халькозином, купритом и борнитом (Кавказ). Размер выделений составляет от нескольких микрон до 1 мм. В химическом составе халькопирита из кварцевых жил рудопроявления Красное (табл. 4.5) наблюдается примесь серебра до 10.39 мас. %.
Пирротин Fe1-xS также образует включения (рис. 4.7а) и вростки в пирите-2 и пирите-2а, выполняет трещины и межзерновые границы пирита, встречается в виде свободных зерен и сростков с халькопиритом, иногда с галенитом, сфалеритом, герсдорфитом, пентландитом и кобальтином (рис. 4.7в). Размер выделений до 0.7 мм. В пирротине могут наблюдаться пламене-видные выделения пентландита, по пирротину развивается марказит. В составе пирротина ру-допроявления Красное (табл. 4.6) наблюдается примесь никеля (0.57–2.04 мас. %) и цинка (до 0.88 мас. %).
Галенит PbS также встречается в виде включений и вростков в пирите второй группы, выполняет интерстиции и трещины в пирите (рис. 4.7б), относительно редко образует свободные зерна и сростки с другими минералами в составе кварцевых «микролинз». Галенит чаще, чем другие второстепенные рудные минералы, срастается с самородным золотом во включениях в пирите. Были отмечены футляровидные кристаллы галенита на свободном золоте из рудо-проявления Красное (рис. 4.7д). Галенит из кварцевых жил рудопроявления Красное содержит включения теллуридов, сульфотеллуридов и сульфосолей серебра, срастается с электрумом и серебросодержащими сфалеритом и халькопиритом. Размер выделений – от нескольких микрон до 1 см, преимущественно 10–30 мкм. В составе наблюдаются примеси (мас. %): Fe до 1.4, Se до 1.70, Ag до 0.08, Bi до 0.42 (табл. 4.7).
Сфалерит ZnS образует включения и вростки в пирите второй группы, развивается по трещинам и в межзерновом пространстве (рис. 4.7а, б), а также встречается в виде свободных зерен и сростков с халькопиритом, пирротином, галенитом, теннантитом в кварцевых «микролинзах» (рис. 4.7г, е). Очень редко ассоциирует с тонкозернистым пиритом-1, образуя свободные мелкие зерна в агрегатах послойной вкрапленности. В кварцевых жилах рудопроявления Красное наблюдались «фестончатые» агрегаты сфалерита и гринокита в сростках с галенитом и электрумом. Сфалерит рудопроявления Красное частично замещен ковеллином, иногда аканти-том. Размер выделений достигает 0.3 мм. В составе сфалерита наблюдаются примеси (мас. %): Fe до 5.40; Cd до 5.22; Ag до 2.20; Cu до 1.36; Ni до 0.37; Sb до 1.80 (табл. 4.8).
Теннантит Cu12(AsS3)4S в составе золото-сульфидного типа руд встречается только на рудопроявлении Красное, где сравнительно широко распространен. Преимущественно развивается по трещинам и межзерновому пространству кристаллов пирита второй группы, также образует сростки с пиритом. Характерны совместные выделения теннантита с халькопиритом, галенитом и сфалеритом (рис. 4.7е). Теннантит также образует включения в халькопирите и свободные зерна с тонкой оторочкой халькопирита. Размер выделений от 10 до 200 мкм. В химическом составе наблюдаются примеси (мас. %): Zn 4.76–7.36; Fe 0.84–3.69; Cd до 0.79; Ag до 0.24; Sb 0.34–12.10 (табл. 4.9).
Герсдорфит NiAsS – наиболее широко распространенный сульфоарсенид на месторождениях Артемовского рудного узла. Образует свободные зерна, футляровидные кристаллы (рис. 4.8а), сростки с халькопиритом, кобальтином, никелином, пиритом в кварцевых просечках и «микролинзах» (рис. 4.8в, г); включения и вростки в пирите второй группы. Размер выделений составляет 10–70 мкм. В химическом составе наблюдаются широкие вариации в содержании Fe (0.53–11.75 мас. %) и Co (до 8.11 мас. %), а также небольшая примесь Sb (до 0.49 мас. %) (табл. 4.10).