ГЕОЛОГИЯ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ, 2012, том 54, № 2, с. 119-144
УДК 553.412.4: 553.521
РАССЕЯННАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ ГРАНИТОИДОВ ДУКАТСКОГО РУДНОГО ПОЛЯ: ИСТОЧНИКИ И СООТНОШЕНИЯ С ЭПИТЕРМАЛЬНЫМИ ЗОЛОТО-СЕРЕБРЯНЫМИ И СЕРЕБРО-ПОЛИМЕТАЛЛИЧЕСКИМИ РУДАМИ (СЕВЕРО-ВОСТОК, РОССИЯ) © 2012 г. Л. Г. Филимонова, Н. В. Трубкин, А. В. Чугаев
Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН 119017, Москва Ж-17, Старомонетный пер., 35 Поступила в редакцию 14.04.2011
Минералы рассеянной минерализации позднемеловых лейкогранитов Дукатского рудного поля составляют меланократовые сульфидные эпидот-полевошпатовые, пироксен-полевошпатовые и малосульфидные алланит-флюорит-полевошпатовые включения грейзенизированных интрузий. Се-ребро-полиметалличекая минерализация представлена пиритом, пирротином, малоразмерными частицами сульфидов, оксидов РЬ, /п, Бп, БЬ, их самородных форм, интерметаллических соединений, а редкометальная — оксидами, силикатами, алюмосиликатами РЗЭ, ТЪ, и, И, /г, Та, Данные изотопного состава Мё, Бг, РЬ и геохимические характеристики минерализованных включений, породообразующих минералов гранитоидов, гидротермальных минералов предрудных про-пилитов и рудных тел месторождения Дукат показали, что их компоненты были заимствованы из неоднородных областей палеозойской ювенильной континентальной коры Сибирской платформы.
ВВЕДЕНИЕ
Многолетние исследования лейкогранитов рудоносных магматических комплексов показали, что высокие содержания редких элементов в них обычно связаны с акцессорными минералами, образующими рассеянную минерализацию (Таусон, 1977; 1987; Ярмолюк, Коваленко, 1991; Blevin, Chappel, 1995; Коваленко и др., 1999 и др.).
Существуют представления о том, что в интрузиях складчатых зон минералы рассеянной минерализации последовательно отлагаются в процессах кристаллизации, а во внеорогенных гранитоидах — концентрируются в шлирах (Таусон, 1977; Whalen et al.,1987; Foster, 19981, 2; Антипин и др., 2006 и др.). Проявления рассеянной минерализации в гранитоидах также связывают с послемагматической активностью, приведшей к появлению в единых металлогенических провинциях (варисцийская складчатая область Западной и Центральной Европы, Восточное Забайкалье, Бельтау-Кураминский металлогени-ческий рудный пояс и другие) разнообразных месторождений редких, цветных, драгоценных и черных металлов, флюорита. Подобные природные явления и экспериментальные данные о согласованном поведении некогерентных эле-
Адрес для переписки: Л. Г. Филимонова. E-mail: flg@ig-em.ru
ментов и летучих соединений позволили предположить, что ранние концентрации рудных элементов могут возникать в глубинных зонах литосферы и мантии (Таусон, 1977; Рябчиков, 1985; Коваленко и др., 1999; Сафонов и др., 2000; Величкин и др., 2004 и др.).
Концентрации металлов в магматогенных источниках рудного вещества для оловянных и серебро-полиметаллических месторождений Ба-лыгычан-Сугойского прогиба (Дукатского рудного района) связывают как с процессами накопления металлов в остаточных порциях расплавов, продуцировавших интрузии гранитоидов (Константинов и др., 1998 и др.), так и с их автономным поступлением из подкоровых областей (Захаров и др., 2002; Петров и др., 2006; Гончаров и др., 2006).
Первые результаты комплексных минерало-го-геохимических и изотопных исследований раннемеловых гранитоидов Дукатского рудного поля показали, что компоненты породообразующих минералов и минералов рассеянной минерализации были заимствованы из разных источников (Филимонова и др., 2006). Представленные в статье результаты исследований минералов позднемеловых гранитоидов позволили показать гетерогенную природу глубинного источника продуктов магматической и гидротермальной деятельности.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ДУКАТСКОГО РУДНОГО ПОЛЯ
Дукатское рудное поле, вмещающее уникальное Аи-А§-месторождение Дукат с рассчитанными запасами серебра около 16 тыс. т., располагается в средней, наиболее широкой части Балыгы-чан-Сугойского прогиба, простирающегося с севера на юг на расстояние около 300 км при максимальной ширине около 60 км, (фиг. 1). Прогиб разделяет краевые блоки Азиатского континента с различным строением фундамента и примыкает с севера к окраинно-континентальному Охотско-Чукотскому вулканическому поясу (Сидоров и др., 1989; Константинов и др., 1998). Мощность коры в пределах грабена по геофизическим данным составляет 50—60 км (Гончаров и др., 2006).
Прогиб рассматривается в качестве геологической структуры, уникальной по насыщенности разнообразными рудопроявлениями и месторождениями. Важнейшие рудные компоненты — олово и серебро. Месторождения серебра относятся к золото-серебряной, серебро-полиметаллической и олово-серебряной формациям, а олова — к кас-ситерито-силикатной и касситерит-сульфидно-силикатной (Сидоров и др., 1989; Константинов и др., 1998; Кузнецов, Ливач, 2005). Касситерит-силикатные месторождения и грейзеновая минерализация ассоциируют с позднемеловыми высокоглиноземистыми лейкогранитами. Серебряные и касситерит-сульфидные месторождения удалены от крупных плутонов и ассоциируют с малыми интрузиями меловых контрастных комплексов.
Дукатское рудное поле площадью около 50 км2 приурочено к территории, сложенной породами раннемеловой омсукчанской серии, представленными калиевыми риолитами и угленосными оса-дочно-метаморфическими толщами мощностью до 1200 м. (фиг. 1). Позднемеловые вулканогенные образования, образованные синхронно с Охотско-Чукотским краевым вулканическим поясом, распространены на северо-западном и северном флангах рудного поля. Они представлены толщами андезитов и риодацитов каховской и шороховской свит.
Границы рудного поля соответствуют областям геохимических аномалий А§ (>1г/т), Етяжелых металлов (>10 г/т), калия, тория и включают блоки с различной степенью проявления ранне- и позднемеловых процессов послемагматической и гидротермальной деятельности (Константинов и др., 1998; Филимонова, 2002; 2004). Блоки, вовлеченные в гидротермальную деятельность, связанную с развитием рудообразующей эпитермальной системы располагаются в северной части рудного поля. Их площадь составляет около 18 км2 (фиг. 1).
Верхний уровень системы включает пропили-тизованные вулканические породы с малыми интрузиями крупнопорфировых невадитов, габбро-идов и центральный блок с продуктивными рудными телами месторождения. Рассеянная минерализация гидротермальных пропилитов образована малоразмерными частицами самородного серебра, сульфидов Fe, Cu, Zn, Ag, ильменита, оксидов Mn, Pb, Tl и соединений Fe, As, Cu, S (Филимонова, Трубкин 2004, Филимонова и др., 2010). В ортогональном рудоносном блоке площадью около 2 км2 компактно располагаются 16 сближенных рудоносных зон и более 60 рудных жил с промышленными содержаниями серебра. Самородное серебро и акантит — наиболее ценные компоненты рудных тел, содержащих значительные запасы Pb, Zn, Cu, Fe, Cd, Sn, Bi, Sb в форме сульфидов и сульфосолей. Rb-Sr-возраст невадитов, адуляра предрудных пропилитов, жильных минералов сереброносных ранних кварц-хло-рит-адуляровых и поздних кварц-родонитовых рудных тел соответственно составляет 84 ± 4; 85 ± 1; 84 ± 1 и 86.1 ± 2; 75 ± 3 и 73 ± 3 млн. лет (Константинов и др. 1998; Розинов и др. 2004; Чернышев и др. 2005; Филимонова и Чугаев, 2006).
В нижнем уровне рудообразующей системы продуктивные рудные тела сменяются в интервале 500—800 м от поверхности системами кварц-альбит-турмалиновых, альбит-мусковит-кварцевых прожилкововых зон с мелкимим зернами пирита, арсенопирита, халькопирита, пирротина, галенита, сфалерита, циркона, апатита, флюорита, касситерита, шеелита (Колесников и др., 1998). Системы прожилков прослежены в зоне роговиков, окружающих глубинную интрузию мелко- и среднезернистых, порфировидных биотитовых лейкогранитов. Кровля интрузии вскрыта скважинами в интервале 1200—1300 м от поверхности (рис. 1). Rb-Sr-возраст лейкогранитов составляет 88.5 ± 3.7 млн. лет (Розинов и др. 2004).
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Образцы гранитоидов отобраны из коренных пород и из керна скважины 101 в интервале 1430— 1470 м. Породообразующие и акцессорные минералы извлечены из штуфных образцов и шлихов, полученных после разделения дробленого материала пород по удельному весу, магнитным и электромагнитным свойствам.
Валовые содержания микроэлементов в породах и минералах определялись в лабораториях ИГЕМ РАН методами полуколичественного спектрального анализа и рентгенофлоуресцент-ной спектрометрии на спектрометре "Philips PW 2400". В качестве стандартов использовались ГСО
1
6
11
***
****
а
2 7
12
а б
в в о • • • в в
16
17
3 8
13 18
V V
NN
У V V V
14
19
5 10
15
4
Фиг. 1. Схема геологического строения Дукатского рудного поля. Составлено с использованием материалов М.М. Константинова и др. (1998), А.И. Ханчука и др. (2006) и др.
1 — триас-юрские осадочно-метаморфические породы основания прогиба; 2, 3 — раннемеловые породы: 2 — калиевые риолиты аскольдинской свиты (а) и невадиты (б), 3 — угленосные алевролиты, песчаники омсукчанской свиты; 4—6 — позднемеловые породы: 4 — андезито-базальты каховской свиты, 5 — риодациты шороховской свиты, 6 — невадиты (а), габброиды (б) контрастного комплекса и диориты (в); 7 — дайки базальтов; 8 — разломы; 9— скрытые системы разломов субширотной Буюндино-Гижигинской и субмеридиональной Омсукчанской зон; 10—12 — границы: 10 — Дукатского рудного поля, 11 — блоков с предрудными гидротермальными пропилитами, 12 — месторождения Дукат; 13 — места отбора проб гранитоидов обнаженных на поверхности малых инрузий (а) и глубинных лейкогранитов из скважины 101 (б); 14—19 — на врезке: 14 — Охотско-Чукотский вулканический пояс; 15 — мезо-кайнозойские орогенные пояса: Чукотский и Корякский, 16 — раннемеловой Верхоянский пояс; 17 — Омолонский кратонный террейн; 18 — Колымо-Омолонский супертеррейн; 19 — Балыгычан-Сугойский прогиб.
минерального сырья. Редкоземельные элементы анализировались методом плазменной спектрометрии (ISP-MS).
Исследование внутреннего строения микроагрегатов акцессорных минералов и химического состава отдельных зерен ра
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.