Тигриное олово-вольфрам-редкометалльное месторождение
Рис. 7.16. Месторождение Тигриное (Родионов и др., 1984):
а - положение месторождения (показано скрещенными молотками) в структуре Тигриного сводового поднятия; б - геолого-структурная схема месторождения; в - соотношение щелочей и кальция в породах Излучинского массива (светлые кружки, I - ранняя фаза, II - заключительная фаза) и Тигриного штока (темные кружки); г - ориентировка основных структурных элементов месторождения (1 - трещиноватость в осадочных породах, 2 - то же в породах штока, 3 - кварц-касситеритовые прожилки).
1 - аллювий; 2 - вулканогенно-кремнисто-терригенные породы; 3 - терригенные породы; 4, 5 - породы Излучинского массива: 4 - гранодиориты, 5 - граниты; 6 - гранит-порфиры Тигриного штока; 7 - эффузивы среднего состава; 8 - интрузивы среднего состава; 9 - дайки разного состава; 10 - разломы; 11 - контуры штокверковой зоны
Рис. 7.17. Тигриное месторождение. Блок-диаграмма составлена С.М. Родионовым с использованием данных Таежной ГРЭ ПГО «Приморгеология».
1 - песчаники; 2 - гранит-порфиры; 3 - эксплозивные брекчии; 4 - дайки базальтов; 5 - разломы; 6 - рудоносные штокверки; 7 - оловоносные грейзены
Тигриное месторождение [1] расположено в Арминском рудном районе Приморского края, на периферии крупного сводового поднятия (Волчанская и др., 1971; Родионов и др., 1984; Герасимов и др., 1988, 1990) (рис. 7.16, а). Месторождение локализовано в небольшом куполе, осложняющем «материнский» свод, и приурочено к апикальной части массива гранитоидов (рис. 7.16, б), локализованного на пересечении Центрального Сихотэ-Алинского и Тигринского разломов и прорывающего терригенные породы мелового возраста (валанжина), смятые в крупные складки. Магматические породы месторождения представлены интрузивными и субвулканическими разностями, слагающими серии даек и небольших штоков, отнесенных (Родионов, Родионова, 1980) к единому вулкано-плутоническому комплексу. Среди них преобладают риолит- и гранитпорфиры, а также в разной степени грейзенизированные лейкократовые граниты, слагающие сложное штокообразное тело и серию даек (рис. 7.17). По периферии рудного поля распространены дайки догранитных онгориолитов и монцонитоидов (порфиритов), а в его центральной части - пострудных оливиновых базальтов.
Верхняя часть рудоносного интрузива предствлена двумя штоками - Малым и Большим. В Малом штоке выделены среднезернистые порфировидные протолитионитовые с циннвальдитом (эндоконтактовая зона) и циннвальдитовые с протолитионитом граниты (Коростелев и др., 1990; Родионов, Родионова, 1980; Родионов и др., 1984; Руб и др., 1986, 1991, 1998; Gonevchuk et al., 1998; Belyatsky et al., 1998; и др.).
Трубообразное в плане близкое к овальному тело штока, погружающееся на юг под углами 30-50°, осложнено апофизами, имеющими в основном близмеридиональное (согласное с простиранием рудоносной структуры) и близширотное направление. С южного фланга шток оконтурен краевыми пегматитами - штокшайдерами, мощность которых здесь достигает 6 м. К северу мощность штокшайдера уменьшается до выклинивания. Обломки роговиков в эндоконтакте штока, окруженные оторочкой мелкозернистых альбититов, свидетельствуют об активном внедрении расплава. Ассоциирующие с гранитами риолит-порфиры сформировались до становления штока, и их дайки без существенного смещения рассекаются дайками - апофизами гранитов.
До глубины примерно 200 м шток слагают среднезернистые (порфировидные) протолитионитовые и протолитионит-циннвальдитовые граниты, по-видимому, фациально замещающие друг друга. Глубже появляются резко порфировидные со светлорозовым циннвальдитом граниты (в порфировых выделениях горошковидный кварц; основная масса тонкокристаллическая). К контакту этих разностей приурочены пегматоидные граниты, а также сильно окварцованные породы и кварциты, рассматривавшиеся некоторыми исследователями как ликвационные «силекситы» (Ручкин и др., 1986). Над порфировидными гранитами в вышерасположенных среднезернистых локализовано в основном главное оловоносное грейзеновое тело - залежь Тигренок.
Главный шток (рис. 7.18) расположен примерно в 120 м к западу от Малого. В промежутке между ними выходят роговики, которые при приближении к этому штоку интенсивно окварцованы, в то время как у контакта с Малым в них обильна вкрапленность сидерофиллита и циннвальдита. Породы Главного штока могут быть отнесены к субвулканической разности гранит-порфиров или порфировым риолитам. Порфировые выделения кварца, калиевого полевого шпата и плагиоклаза (преимущественно альбита и альбит-олигоклаза), а также гломеропорфировые сростки их погружены в микроаплитовую основную массу с элементами сферолитовой. Редко присутствуют крупные чешуйки густоокрашенной красновато-коричневой слюды. На контакте с вмещающими терригенными породами гранитоиды штока приобретают еще более отчетливый субвулканический облик и иногда сопровождаются штокшайдерами и эксплозивными брекчиями.
Рис. 7.18. Геологический разрез месторождения Тигриное (составлен с использованием данных Таежной ГРЭ ПГО «Приморгеология»).
1 - кварц-биотитовые (протолитионитовые) роговики, часто грейзенизированные; 2 - окварцованные и кварцитовидные породы, пегматиты-«штокшайдеры»; 3 - гранит-порфиры (порфировые риолиты) Главного штока; 4 - среднезернистые протолитионит-циннвальдитовые и циннвальдитовые граниты Малого штока; 5 - резкопорфировидные («очковые») граниты; 6 - основное грейзеновое тело - залежь Тигренок; 7 - геологические границы: достоверные (а) и предполагаемые (б); 8 - границы магматических пород-субфаз Малого штока; 9 - тектонические зоны; 10 - номера и проекции скважин, по которым проводились наблюдения; 11 - горизонты подземных горных выработок
Взаимоотношения трех описываемых разностей гранитов на основании геологических наблюдений и геохимических (в том числе изотопных) данных предполагаются фазовыми. Наиболее ранние из них - гранит-порфиры (порфировые риолиты) Главного штока. В керне скважин виден непосредственный контакт их с апофизой Малого штока, сложенной мелкозернистой фацией протолитионит-циннвальдитовых (циннвальдитовых) гранитов. Отчетливо выраженная зона закалки в гранит-порфирах свидетельствует, что к становлению Малого штока апикальная часть Главного уже раскристаллизовалась и имела относительно низкую температуру. Срезается апофизой гранитов штока Малый и кварцмолибденитовый прожилок, секущий граниты Большого штока.
Резкопорфировидные («очковые») граниты Малого штока, расположенные на глубине более 200 м, рассматриваются в качестве наиболее поздней субфазы (фазы). Последовательность фаз фиксируют прожилки порфировидных гранитов в среднезернистых протолитионит-циннвальдитовых, а также линейные зоны метасоматитов (альбитизация) в последних, связанные, по-видимому, с глубже залегающими порфировидными («очковыми») гранитами.
По химическому составу описываемые гранитоиды относятся к семейству субщелочных лейкогранитов калиево-натриевой серии, весьма и крайне высокоглиноземистых, литий-фтористого геохимического типа (Гоневчук В., Гоневчук Г., 1991). По глиноземистости, агпаитности (Беус и др., 1962) и нормативному составу (Коваленко, 1977) они могут быть отнесены к амазонит-альбитовым или микроклин-альбитовым разностям. При этом гранитпорфиры Главного штока и риолитовые порфиры даек, наименее обогащенные нормативным альбитом, относятся к дву- или моношпатовым лейкогранитам, а альбитовым разностям соответствуют «очковые» граниты Малого штока. В выделенных интрузивных фазах возрастает отношение Na/K и уменьшается K/Rb. От первой разности гранитов к третьей повышаются повсеместно превышающие кларковые содержания элементов, определяющие их рудоносность, - фтора, лития, олова, цинка, вольфрама и ниобия и одновременно понижается содержание сидерофильных элементов. В целом эти изменения соответствуют предположению о формировании рассматриваемых разностей гранитов из последовательно возникавших в рудно-магматической системе порций риолитовой магмы, насыщенной летучими компонентами.
Изотопно-геохронологических данных для пород Главного штока нет, а для Малого их много, но они достаточно противоречивы. По нашему мнению, наиболее вероятный возраст протолитионит-циннвальдитовых гранитов II фазы ~ 90 млн лет, а циннвальдитовых («очковых») III фазы (субфазы) - 85 млн лет. Кроме K-Ar датирования по слюдам и Rb-Sr - по породе (Герасимов и др., 1990; Гоневчук и др., 1987; Руб и др., 1986; Томсон и др., 1996), он подтверждается Sm-Nd возрастом (Belyatsky et al., 1998). Согласно работе (Руб и др., 1991) возраст соответствующих интрузивных фаз составляет 73 и 67 млн лет. Монцонитоиды даек и штока по геологическим данным являются образованиями догранитными, а K-Ar (по породе) их возраст одинаков - 89±4 млн лет с ранней гранитной фазой (Томсон и др., 1996). Самыми поздними (27±3 млн лет) являются дайки субщелочных оливиновых базальтов (Руб и др., 1986), секущие не только все магматические, но и практически все рудные образования.
Главные структурные факторы размещения рудной минерализации обусловлены влиянием региональных разрывных нарушений: близмеридионального - Центрального Сихотэ-Алинского и близширотного - Тигринского. Нарушения близмеридионального направления (350-30°) контролировали локализацию Малого штока и размещенных в нем рудоносных жил и прожилков, формировавшихся преимущественно в сближенных трещинах северозападного направления (315-340°). В субширотных трещинах с падением 85-100° размещены главным образом широтные апофизы Малого штока (см. рис. 7.18). Самостоятельное значение имеют также ранние пологие разрывные нарушения с падением на ЮВ 20-40°, вмещающие молибденовую минерализацию. Важной в структурном и генетическом отношении является зона брекчий, сформированная на участке пересечения близмеридиональных и субширотных трещин и имеющая, по мнению большинства исследователей, гидротермально-эксплозивную природу. Как видно на рис. 7.18, она характеризуется крутым, почти вертикальным падением, а на горизонте 770 м находится почти в центральной части Малого штока, приобретающего здесь также крутое падение и осложненного близмеридиональными и субширотными апофизами. По восстанию овальная в плане зона брекчий, постепенно выходит из Малого штока и выше горизонта 850 м расположена в ороговикованных вмещающих породах.
Возраст оруденения исходя из геологических данных определяется как позднемеловой. М.Г. Руб определила изотопный возраст циннвальдита и ортоклаза из рудных тел - 86±4 млн лет (Руб и др., 1986). Наши данные (Гоневчук и др., 1987; Ishihara et al., 1997), также полученные K-Ar методом по слюдам, фиксируют возраст ранней объемной (позднемагматической) грейзенизации, близким к возрасту протолитионит-циннвальдитовых гранитов (II фаза), а формирования жильных грейзенов - от 81±4 до 78±2 млн лет при омоложении с глубиной. Rb-Sr возраст грейзенизированных гранит-порфиров 76±6 млн лет (Герасимов и др., 1990).
Рудная минерализация представлена молибденовым и вольфрам-оловянным типами, локализованными в двух штокверковых зонах. Молибденовая - ранняя - приурочена к системе восток-северо-восточных пологих (ЮВ 20°) трещин в гранитпорфирах Главного штока и вмещающих его осадочных породах. Интенсивность ее возрастает к западу и северо-западу, где по данным бурения количество и мощность содержащих молибденит прожилков увеличивается. Минеральный состав руд месторождения приведен в табл. 7.1.
| Главные | Второстепенные | Редкие |
| ГИПОГЕННЫЕ Рудные | ||
| Касситерит, вольфрамит, сфалерит, станнин, арсенопирит, молибденит | Леллингит, пирротин, халькопирит, пирит, марказит, галенит, висмутин, висмут самородный, густавит-лиллианит, козалит серебросодержащий | Магнетит, жозеит А, селен-жозеит В, гейровскит, ниобийсодержащий рутил, рутил, самородное серебро*, шеелит, гафниевый циркон*, торит,* ферриторит*, ксенотим*, колумбит*, вольфрам-иксиолит*, тапиолит* |
| Жильные | ||
| Кварц, топаз, калиевый полевой шпат, альбит-олигоклаз, циннвальдит, литиевый биотит, флюорит | Протолитионит, литиевый мусковит-фенгит, родохрозит, олигонит, апатит, каолинит, триплит | Хлорит, серицит, кальцит, триплоидит, эосфорит |
| ГИПЕРГЕННЫЕ | ||
| Варламовит, гидроокислы железа | Скородит, ковеллин, мельниковит | Халькозин, борнит, куприт, малахит |
Рис. 7.19. Совмещенные планы разведочных горизонтов Тигриного месторождения (по данным Таежной ГРЭ ППГО).
1 - вмещающие роговики; 2 - граниты Малого штока; 3 - штокшайдер; 4 - гранитоиды Главного штока; 5 - дайки порфировых риолитов; 6 - дайки субщелочных базальтов; 7 - брекчия кварца с обломками порфировых риолитов; 8 - кварц-полевошпат-слюдистые жилы и прожилки; 9 - эксплозивно-гидротермальная брекчия (обломки): а - измененных гранитов, б - роговиков; 10 - грейзенизация: слабая (а), средняя (б), интенсивная (в); 11 - границы гранитных штоков и эксплозивногидротермальной брекчии; 12 - подземные горные выработки
Основная рудоносная (вольфрам-оловянная) зона месторождения - линейный штокверк, сложенный густой сетью параллельно ориентированных в северо-западном направлении (простирание - 315-340°, падение осевой плоскости - СВ 75°) прожилков различного состава в осадочных и интрузивных породах (рис. 7.19). Количество прожилков от 5-10 до 70 и более на погонный метр. По простиранию и падению они часто выклиниваются, а иногда осложнены раздувами и переходят в жилы мощностью от 10 см до 1,5 м. Протяженность штокверка по простиранию составляет около 2000 м, а мощность достигает 500 м. Системы прожилков и маломощных жил прослежены с незначительным снижением интенсивности рудной минерализации по падению на 1000 м и продолжаются на более глубоких горизонтах в гранитах.
На участке пересечения прожилками и жилами линейного штокверка гранитов Малого штока сформировалось объемное тело грейзенов - залежь Тигренок. Вдоль секущих эти граниты прожилков и мелких жил, по направлению с севера на юг, усиливается грейзенизация вплоть до образования массивных кварц-топаз-слюдяных грейзенов, содержащих иногда чисто топазовые или кварц-топазовые разности, насыщенные вкрапленностью рудных минералов. Наиболее интенсивная грейзенизация приурочена к южному контакту гранитов Малого штока, круто погружающемуся к югу и «срезанному» трубообразной зоной брекчий. На этом участке грейзены представлены крупными агрегатами циннвальдита в срастании с флюоритом, образующими округлые обособления диаметром не менее 2 м в кварц-топаз-слюдяных грейзенах.
Брекчии сложены обломками роговиков и главным образом грейзенизированных гранитов, частично - пегматоидов штокшайдера. В эндоконтактовой зоне гранитного штока в ряде случаев присутствует мощная зона полевошпатовых пород, которая, расщепляясь на мелкие прожилки, уходит в граниты, где сопровождается богатой касситеритовой минерализацией. Рудная минерализация на этом участке сосредоточена главным образом в брекчиях, где в ассоциации с кварцем и подчиненными циннвальдитом и топазом образует оторочки касситерита, реже арсенопирита и станнина вокруг обломков роговиков и гранитов. По восстанию, в брекчиях, сложенных обломками и глыбами роговиков, сцементированных жильным кварцем с пустотами, выполненными друзами призматического кварца, и относительно редкой вкрапленностью сульфидов (пирротина, пирита, станнина и сфалерита), оловянная минерализация затухает.
По содержанию промышленно значимых компонентов на месторождении выделяется шесть рудных тел, объединяющих участки сгущения жил и прожилков. Промежутки между этими телами несут убогую минерализацию того же состава.
По результатам геологических, минералогических и изотопно-геохронологических исследований выделяется три этапа постмагматического формирования месторождения: дорудный, рудный и пострудный (рис. 7.20).
Рис. 7.20. Парагенетическая схема месторождения Тигриное
Наиболее ранней (дорудной) ассоциацией является кварцевая. Широтно ориентированные мелкие жилы и прожилки безрудного кварца расположены в роговиках и секутся гранитами Малого штока, кварц-полевошпатовыми жилами и рудоносными прожилками линейного штокверка. С глубиной, особенно в надкровельной части гранитов, количество прожилков резко увеличивается, и образуются существенно кварцевые метасоматиты. По ослабленным зонам кварц прорывается на верхние горизонты месторождения, где образует трубообразное, рассеченное тонкими рудными прожилками тело сливного кварца, цементирующего обломки риолит-порфиров и роговиков.
Следуюшими по времени образования являются кварц-молибденитовая и кварц-полевошпат-молибденитовая с висмутином, самородным висмутом, теллуридами висмута и золотом минеральная ассоциация. Пологие прожилки (падение ЮВ 30-40°) пересекают довольно густой сетью шток Главный и распространяются в роговиках к востоку, срезаясь контактами Малого штока гранитов.
Грейзеновая ассоциация наиболее широко распространена на южном фланге Малого штока, на его сочленении с эксплозивно-гидротермальными брекчиями. Здесь граниты превращены в среднезернистый кварц-циннвальдит-топазовый грейзен, содержащий крупные гнезда циннвальдит-флюоритового состава. По преобладающим минералам выделяются существенно кварцевые, слюдяные или топазовые разности грейзенов. Рудная минерализация представлена равномерной вкрапленностью касситерита, сфалерита, станнина, вольфрамита, реже арсенопирита. На участках, обогащенных топазом, развиты преимущественно равномернозернистые агрегаты, мелкие линзы и прожилки касситерита. Грейзены рассечены прожилками и жилами кварца с обильным сфалеритом и оторочками циннвальдита. К северу, с ослаблением грейзенизации гранитов, в них проявлены жилы и прожилки кварца с топазом и циннвальдитом, а также обильной вкрапленностью и гнездами касситерита, вольфрамита, молибденита, арсенопирита и, меньше, сфалерита и станнина. Отдельные жилы окружены оторочками крупночешуйчатого циннвальдита. Жилы в гранитах рассечены широтной дайкой базальтов.
Большая группа минеральных ассоциаций выделяется в линейном рудоносном штокверке.
Кварц-полевошпатовая (ортоклазовая) ассоциация широко распространена в штокверковой зоне среди роговиков и заключенных в них даек риолитовых порфиров и реже встречается в грейзенизированных гранитах. По составу рудных минералов выделяются:
1) практически безрудные кварц-полевошпатовые прожилки в роговиках, иногда с вкрапленностью фиолетового и темно-фиолетового до черного флюорита;
2) кварц-полевошпатовые прожилки с вольфрамитом, в зальбандах которых иногда обнаруживается вкрапленность арсенопирита и минералов висмута, а в осевой части присутствуют станнин и сфалерит;
3) кварц-полевошпатовые прожилки и жилы с касситеритом и вольфрамитом (преобладающие). В них вольфрамит обычно приурочен к участкам, обогащенным полевым шпатом, а касситерит - к обогащенным кварцем. В срастании вольфрамит и касситерит даже в одних жилах встречаются редко, и в этом случае они приурочены к продольным трещинам, выполненным кварцем и топазом;
4) кварц-полевошпат-слюдяные с касситеритом, флюоритом и сульфидами прожилки и мелкие жилы распространены относительно не широко. Иногда они симметрично зональны: полевые шпаты с небольшим количеством слюды располагаются в зальбандах, затем следует кварц со слюдой и касситеритом, а в осевой части вместе с кварцем располагаются агрегаты светло-фиолетового флюорита и редкая вкрапленность сфалерита и станнина.
С глубиной кварц-полевошпатовых прожилков становится больше с образованием сплошных полевошпатовых метасоматитов мощностью около 7 м. По простиранию они расщепляются на серию маломощных жил, в зальбандах которых в ассоциации с кварцем размещена богатая оловянная минерализация.
Вольфрамит-кварцевая и касситерит-кварцевая минеральные ассоциации в чистом виде имеют в рудоносном штокверке подчиненное распространение. Встречаются лишь небольшие жилы в роговиках и грейзенизированных гранитах, где касситерит с вольфрамитом, а иногда с молибденитом образует гнезда, чаще всего в жильном кварце.
Кварц-сульфидная минеральная ассоциация представлена жилами и многочисленными прожилками в роговиках и грейзенизированных гранитах. Сульфиды (сфалерит, станнин и, крайне редко, халькопирит) и корродированный сульфидами касситерит образуют в них вкрапленность и гнезда в центральной части, а в зальбандах в виде оторочек толщиной от долей миллиметра до 20 см присутствуют слюда и топаз. Обломки вольфрамита и касситерита цементируются арсенопиритом и леллингитом в кварц-сульфидных прожилках. В большинстве же преобладают вкрапленность и гнезда. Кварц-сульфидные жилы и прожилки, рассекая кварцевые, кварц-полевошпатовые, вольфрамит-кварцевые и касситерит-кварцевые обособления, а также грейзены и грейзенизированные граниты, сами содержат включения сульфидов, которые находятся в срастании c касситеритом и вольфрамитом без заметных дроблений этих минералов, что, на наш взгляд, свидетельствует о близком времени их образования.
Кварц-карбонатно-сульфидная минеральная ассоциация имеет подчиненное распространение. Относительно широко эта ассоциация развита в эксплозивно-гидротермальной брекчии, где интерстиции в кварце, цементирующем обломки, выполнены карбонатно-сульфидно-флюоритовыми агрегатами. Сульфиды представлены арсенопиритом, сфалеритом, станнином, пирротином и замещающими его пиритом, марказитом и магнетитом. Местами в ассоциации с пирротином обнаруживаются пластинчатые агрегаты сульфосолей серебра и висмута. С карбонатами здесь, так же как и в кварц-карбонатно-сульфидных прожилках, ассоциируют фосфаты марганца. В отдельных случаях карбонаты, особенно родохрозит, присутствуют в составе кварц-арсенопирит-вольфрамитовых жил.
Выделенные минеральные ассоциации не охватывают всего разнообразия рудных и жильных минералов месторождения. Сто пятьдесят минералов приводят В. А. Попов и В.И. Попова (2002), однако не все из них охарактеризованы достаточно и подтверждены наблюдениями других исследователей для уверенной диагностики. С учетом этого общий список рудных и жильных минералов достигает только 59.
Анализ распределения попутных компонентов в рудах и минералах месторождения показывает, что наряду с оловом и вольфрамом, представляющими основную ценность, существенную долю составляют заключенные в касситерите, вольфрамите, станнине и сфалерите редкие и рассеянные металлы ( Ta, Nb, Sc, In, Ag, Bi, Cd и др.). В заметных количествах в рудах присутствуют радиоактивные минералы - торит, ферриторит и, возможно, другие.
--Boris 15:33, 29 апреля 2016 (VLAT) В.Г. Гоневчук, А.М. Кокорин, П.Г. Коростелев, С.М. Родионов, Б.И. Семеняк
Монография "Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России"
Государственный кадастр месторождений
