Партизанское месторождение (Приморье)
Рис. 7.37. Геолого структурная схема Дальнегорского рудного района (по материалам Р.В. Короля, В.В. Ветренникова, Б.В. Кузнецова, В.А. Михайлова, с дополнениями автора).
1-5 - вулкано-интрузивные комплексы: кузнецовский базальт-липаритовый (1); богопольский трахилипаритовый (2 ) с покровными (а) и экструзивными (б) фациями; дальнегорский риодацитовый (3) с покровными (а), экструзивными (б) и интрузивными (в) фациями (цифры на схеме массивы: 1 – Евлампиевский, 2 – Сарафанный, 3 – Утесный, 4 - Егоровский, 5 - Березовый, 6 - Олений, 7 - Кедровский, 8 - Опричнинский, 9 - Араратский, 10-27-го Ключа, 11 - горы Прямой, 12 - Бринеровский, 13 - Прибрежный, 14 Николаевский); приморский риолитовый (4) с покровными (а) и экструзивными (б) фациями; синанчинский андезитовый (5) с вулканогенной молассой петрозуевской свиты; 6 - выступы доверхнемелового фундамента - фрагментов Таухинского террейна (цифры в кружках - блоки: 1 - Высокогорский, 2 - Дальнегорский, 3 - Садовый, 4 - Мономаховский, 5 - Лидовский, 6 - Аликовский, 7 - Черемуховый, 8 - Каменский, 9 - Джигитовский, 10 – Кедровский, 11 – Духовской); 7 – тектонические разрывы: а – глубинные разломы с левосторонним сдвигом: Восточный (I), Нежданковский (II), Дальнегорский (III), Горбушинский (IV), Монастырский (V), Мономаховский (VI), Шептунский (VII), Пластунский (VIII), Асташевский (IX), б – зоны растяжения: Джигитовская (X), Кедровская (XI), Смысловская (XII), Садовая (XIII), Тигровая (XIV); в - взбросо-надвиги: Черемшанский (XV), Опричнинский (XVI), Зеркальный (XVII); г – кольцевые разломы; д – границы вулкано-тектонических структур (цифры в ромбах): 1 – Николаевской, 2 - Триключевской, 3 – Солонцовой, 4 - Монастырской, 5 - Бринеровской, 6 - Довгалевско-Горбушинской, 7 – Кедровской, 8 – Озерковой, 9 – Сарафанной, 10 – Пластунской, 11 - Егоровской; цифры в вертикальных ромбах - поля игнимбритов больших объемов: 1 – Шептунское, 2 – Кисинское, 3 – Зеркальнинское); 8-14 – рудные формации: 8 – скарново-полиметаллическая, 9 – касситерит-сульфидная, 10 – серебро-полиметаллическая жильного типа, 11 – золоторудная, 12 – медно-молибденовая, 13 – медно-порфировая, 14 – боросиликатная. Месторождения: 1 – Партизанское, 2 – Первое Советское, 3 – Верхнее, 4 – Садовое, 5 – Николаевское, 6 – Лидовское, 7 – Ново-Монастырское, 8 – Красногорское, 9 – Черемуховое (Большая Синанча), 10 – Каменное, 11 – Красноскальное, 12 - Сарафанное, 13 - Заветное, 14 - Арцевское, 15 - Кирилловское, 16 - Майминовское, 17 - Довгалевское, 18 - Безымянное, 19 - Елизаветинское, 20 - Якубовское, 21 - Пластунское, 22 - Оленье, 23 - Озерковское, 24 - Майское, 25 - Березовое, 26 – Пасечное, 27 – Дальнегорское боросиликатное, 28 – Кисинское. Пунктирной линией показано положение Берегового разлома с центром магматической активности (Король, Будник, 1975)
Партизанское скарново-полиметаллическое месторождение [1] расположено в Дальнегорском рудном районе Сихотэ-Алиня (рис. 7.37). Вмещающая месторождение олистострома состоит из терригенного матрикса (преимущественно алевроаргиллитового) и разновеликих пластин, глыб и обломков раннемеловых песчаников, триасово-юрских кремней и средне-позднетриасовых известняков. Размеры от дельных пластин известняков достигают 2-4 км по простиранию при мощности 200-800 м (Голозубов, Ханчук, 1995).
Большинство скарново-рудных тел Партизанского месторождения локализовано в зонах контакта крупного вертикально залегающего пластообразного олистолита известняков с облекающими его алевроаргиллитами и песчаниками и контролируется разломами (рис. 7.38). Часть рудных тел приурочена к контакту известняков и перекрывающих их позднемеловых вулканитов. Рудные залежи представляют собой крутопадающие и пологие жилы, линзовидные и трубообразные тела, сложенные скарнами с сульфидной минерализацией. Они прослежены горизонтами подземных горных выработок с интервалом 35-70 м до глубины около 600 м. Ниже, примерно на глубине 800 м, рудные зоны выклиниваются: здесь известняки почти не преобразованы, а алюмосиликатные породы заметно окварцованы, серицитизированы и биотитизированы. Скарново рудные тела размещены на пересечениях контактов известняков и вмещающего их матрикса олистостромы или перекрывающих их вулканитов с разломами северо-западного простирания.
Рис. 7.38. Схематический геологический план горизонта +145 м Партизанского месторождения (по данным В.Н. Колесникова).
1 - триасовые известняки; 2 - раннемеловые алевролиты и песчаники; 3 – осадочные брекчии с обломками известняков и кремнистых пород; 4 - позднемеловые туфы кислого состава; 5 - рудные тела; 6 – малоамплитудные сбросы
Скарново-полиметаллические месторождения Дальнегорского района не проявляют сколько нибудь отчетливой связи с конкретными интрузивными телами. Только на северо-восточном фланге Партизанского месторождения на глубине около 1100 м вскрыта гранитная интрузия. По геохимическим особенностям граниты аналогичны интрузиям Дальнегорского комплекса. K-Ar возраст интрузии 63-64 млн лет.
Для Партизанского месторождения характерны предрудные и пострудные дайки субщелочных базальтовых порфиритов. Предрудные дайки, ориентированные меридионально, рассекают мезозойские складчатые комплексы меловой аккреционной призмы и приморские вулканиты. Их возраст 75-70 млн лет. Часть скарново-полиметаллических рудных тел приурочена к этим дайкам, локализуясь на их контактах с известняками или в них.
Пострудные дайки северо-западного простирания отчетливо пересекают скарново-полиметаллические тела. Возраст пострудных даек 57-66 млн лет (Баскина, 1982; Раткин, 1995). По соотношению с дайками и вулканическими породами возраст месторождения 68-57 млн лет. Глубина формирования месторождений, исходя из мощностей вулканических толщ, накопленных в центральной части Дальнегорского района ко времени скарново-полиметаллического рудообразования, не превышала 1 км. Общий вертикальный размах зон скарнирования около 600-700 м. Ниже зоны скарновых пород на всю глубину, доступную для изучения (около 1 км от поверхности), алюмосиликатные породы слабо грейзенизированы с образованием топаза, флюорита, мусковита и турмалина.
Скарны Партизанского месторождения сложены геденбергитом, гранатом, ильваитом, аксинитом, реже волластонитом, везувианом, флюоритом, кварцем и кальцитом. Главные рудные минералы – сфалерит и галенит, а второстепенные и редкие – халькопирит, арсенопирит, люцонит, пирит, марказит, пирротин, акантит, блеклые руды, сурьмяные сульфосоли серебра и свинца, сульфосоли висмута, интерметаллические соединения и самородные элементы (алларгентум, висмут, серебро, золото), теллуриды и сульфотеллуриды висмута (хедлейит, селенистый жозеит А), а также оксиды железа (магнетит, гематит).
Руды средне- и крупнокристаллические массивные, пятнистые, гнездово-вкрапленные и прожилково-вкрапленные. Характерны друзы сульфидов с кальцитом, кварцем, флюоритом и цеолитами, образованные в пустотах (гидротермальный карст).
Взаимоотношения рудных тел и текстурно-структурные особенности скарнов и руд позволили выделить два этапа эндогенной минерализации скарново-полиметаллический и серебро-сульфосольный, в течение которых образовалось пять минеральных ассоциаций (в порядке последовательности их отложения): на раннем этапе - скарново-силикатная, кварц-арсенопиритовая, галенит-сфалеритовая, пирит (пирротин)-марказит-халькопиритовая, а на позднем - сульфосольно-галенит-халькопиритовая (Симаненко, 1997).
Минеральные ассоциации скарново-полиметаллического этапа широко распространены во всех рудных телах месторождения и всегда совмещены. Характерно постепенное изменение как видового минерального состава, так и состава отдельных минералов в вертикальном разрезе скарново-рудных тел.
Ассоциации серебро-сульфосольного этапа минерализации, как правило, проявлены или на флангах месторождения за пределами рудных тел, или в виде прожилков и гнезд в самых верхних частях рудных тел, где они выклиниваются. В последнем случае продукты позднего серебро-сульфосольного этапа совмещены с минеральным комплексом более раннего скарново-полиметаллического этапа минерализации.
Минералы скарново-силикатной ассоциации представлены геденбергитом, гранатом, аксинитом, ильваитом, реже волластонитом, везувианом, флюоритом, кварцем и кальцитом. В вертикальном разрезе рудных тел скарново-силикатная ассоциация представлена несколькими разновидностями, отражающими ее фациальную изменчивость. На глубине в составе скарнов наряду с доминирующим здесь геденбергитом присутствуют ильваит, гранат, флюорит, кварц, кальцит, реже везувиан и волластонит. Со стороны терригенных пород в скарнах отмечается аксинит. В средней части рудных тел развиты преимущественно геденбергитовые скарны с незначительным количеством граната, аксинита и кварца. Ильваита на этих уровнях нет. В верхней части рудных тел силикатных скарновых минералов намного меньше вплоть до полного их исчезновения. Эволюция химизма скарново-силикатной ассоциации наиболее ярко представлена в изменении состава геденбергита. Наиболее богатый железом геденбергит слагает прикорневые части рудных тел. По восстанию рудных тел железистость его постепенно убывает, но отчетливо растет марганцовистость: от 3 мас.% (горизонт -135 м) до 12 мас.% (горизонт +145 м). Аналогичным образом, но менее контрастно изменяются содержания железа и алюминия в гранате. Гранат на глубине существенно представлен андрадитом, а вверх по разрезу рудных тел он обогащается гроссуляровой составляющей.
Кварц-арсенопиритовая ассоциация сменяет скарново-силикатную и предшествует отложению полиметаллических руд на всех горизонтах рудных тел. Арсенопирит I образует рассеянную вкрапленность или гнездообразные скопления скелетных и гипидиоморфных кристалов как в скарнах, так и в кварц-кальцитовом агрегате предрудных метасоматитов верхних горизонтов месторождения. Сульфиды и сульфосоли более поздних минеральных ассоциаций замещают арсенопирит I и выполняют трещины в его раздробленных агрегатах. Содержание мышьяка в арсенопирите по восстанию рудных зон убывает от 47,49 до 45,65 мас.%. Кроме того, арсенопирит верхних горизонтов заметно обогащен сурьмой (до 0,24 мас.%).
Галенит-сфалеритовая минеральная ассоциация сменяет во времени кварц-арсенопиритовую. В прикорневой части Приконтактовых рудных тел в этой ассоциации доминирующий рудный минерал – сфалерит (до 95 % рудной массы), формирующий гнезда и массивные агрегаты в геденбергитовом, геденбергит-ильваитовом и геденбергит-гранат-ильваитовом скарне. Средняя железистость сфалерита в этой ассоциации не превышает 2 мас.%. Галенит образует мелкую прожилково-петельчатую вкрапленность в сфалерите и силикатном матриксе, а также входит в состав полифазных агрегатов разнообразных Ag-Pb-Bi сульфосолей, характерных для продуктивной ассоциации на глубине (Симаненко, 1998). Для всех морфологических типов галенита характерны повышенные содержания серебра и висмута с широкой вариацией их отношений. Блеклая руда в характеризуемой ассоциации образует мономинеральную вкрапленность в сфалерите или является составной частью мелких полиминеральных включений в сфалеритовом матриксе, срастаясь с халькопиритом, арсенопиритом II и самородным висмутом. В средней и верхней частях рудных тел в составе галенит сфалеритовой ассоциации кроме главных рудных минералов - галенита и сфалерита - присутствуют халькопирит I и блеклая руда. Сфалерит незначительно преобладает над галенитом в рудных агрегатах средней части рудных тел и уступает галениту на верхних горизонтах. Средняя железистость сфалерита 3,5 % в средней части и 5 % в головной части рудных тел. Галенит характеризуется незначительными концентрациями примесей. Колебания содержаний серебра, сурьмы и висмута в галените на средних горизонтах составляют 0,023-0,033, 0,048-0,060 и 0,0036-0,075 % соответственно. В верхней части рудных тел концентрации Ag, Sb и Bi в галенитах не более 0,0008 %. Четко выражена изменчивость состава блеклых руд, проявленная в увеличении содержаний Sb, Ag и Fe в них при параллельном снижении роли Zn, Bi и Cu от корневых частей рудных тел к поверхности (Симаненко, 1999).
Пирит (пирротин)-марказит-халькопиритовая ассоциация сменяет во времени галенит-сфалеритовую. В ее составе доминируют дисульфиды и сульфиды железа и халькопирит II. На глубоких горизонтах в этой ассоциации развит пирротин, а на средних и верхних уровнях много пирита и марказита.
Минералообразование позднего, серебро-сульфосольного, этапа проявилось в верхних частях Второго Приконтактового тела, где на полиметаллические руды раннего этапа наложились минеральные агрегаты сульфосольно-галенит-халькопиритовой ассоциации, выполняющие небольшие трещины и межзерновые пространства среди ранних сульфидов либо цементирующие брекчированные участки полиметаллической руды. Характерной особенностью сульфосольно-галенит-халькопиритовой ассоциации является широкое развитие в ней минералов серебра (пираргирита, стефанита, акантита и фрейбергита), образующих в матриксе обильную вкрапленность главных сульфидов ассоциации – галенита II и халькопирита III. Вне скарново-полиметаллических тел минеральные ассоциации II этапа образуют мелкие существенно кварцевые жилы убогосульфидного типа с вкрапленностью минералов серебра.
Минералого-геохимическая зональность изучена на примере Второго Приконтактового тела. В его корневой части развиты преимущественно гранат-ильваит-геденбергитовые скарны. Второстепенные скарновые минералы - флюорит, аксинит, волластонит, кварц и кальцит. Содержание геденбергитового минала в пироксене превышает 80 %, а отношение Fe3+/∑Fe по данным мессбауэровского анализа равно 0,14. Руды существенно цинковые, Pb/Zn<0,5. Главный рудный минерал сфалерит. Другие рудные минералы - Ag-Bi-носный галенит, арсенопирит, тетраэдрит, халькопирит, магнетит, Ag-Pb-Bi-сульфосоли, теллуриды и сульфотеллуриды висмута, висмут самородный и пирротин.
Средняя часть рудного тела сложена существенно геденбергитовыми скарнами. Ильваит полностью отсутствует. Второстепенные скарновые минералы - гранат, аксинит, кварц и кальцит. Геденбергит обогащен марганцем. Содержание геденбергитового минала в пироксене 51,5-60,6 %. Отношение Fe3+/ΣFe по данным мессбауэровского анализа 0,7-0,11. Руды галенит-сфалеритовые, Pb/Zn=0,8. Главные рудные минералы – сфалерит и галенит. Другие рудные минералы – халькопирит, фрейбергит, тетраэдрит, пирит и марказит.
В верхней части скарнов почти нет. Преобладает кварц-кальцитовая порода. Руды сфалерит-галенитовые, Pb/Zn > 1. Главные рудные минералы – галенит и сфалерит. Другие рудные минералы халькопирит, фрейбергит, стефанит, пираргирит, акантит, пирит и марказит.
Для определения температур минералообразования скарново-силикатной ассоциации изучались флюорит и геденбергит. Первичные включения во флюорите нижних частей Второго Приконтактового тела гомогенизировались при Т 430-435 °С, а в геденбергите – при Т 420 °С. Геденбергит со среднего уровня глубинности рудных тел кристаллизовался при 320-360 °С. Кроме того, установлено, что температура декрепитации «глубинного» геденбергита, ассоциированного с ильваитом, на 60-80 °С превышает температуру декрепитации мангангеденбергита со среднего уровня глубинности. Использование данных по увеличению содержания Mn в геденбергите по восстанию скарновой колонны в диаграмме (J.C. Burton et al., 1982) подтверждает существование выявленного температурного градиента.
Общий температурный интервал отложения продуктивной ассоциации по вертикали, исходя из данных исследования первичных включений в сфалерите, составляет 275-420 °С. Температуры гомогенизации первичных включений в сфалеритах свидетельствуют о постепенном снижении температуры в процессе формирования продуктивной ассоциации и о чрезвычайной близости начальных температур рудообразования конечным температурам формирования скарново-силикатной ассоциации. Независимо от глубины рудных зон, включения в железистой периферии зерен сфалерита гомогенизировались при более низких температурах, чем включения из низкожелезистых ядер. Анализ пара генезисов минералов висмута из прикорневой части Второго Приконтактового тела свидетельствует, что отложение самого раннего из них начиналось при температуре около 420 °С (Годовиков, 1972; Воган, Крейг, 1981).
Изотопный состав серы в сфалерите и галените также подтверждает выявленный характер температурного режима. Значение δ34S из сфалерита корневых частей Второго Приконтактового тела (горизонт -135 м) +0,6 ‰, а вблизи поверхности эта величина достигает +0,9 ‰. То есть температурный градиент, по изотопным данным составлял около 25 °С на 100 м (Рай, Омото, 1977). Кроме того, для руд с горизонта +5 м, где сфалерит и галенит образуют равновесную ассоциацию, по результатам изотопного состава серы этих сульфидов была рассчитана температура их кристаллизации: 320-360 °С (при различии значений δ34S сфалерита и галенита в пределах 1,9-2 %).
Формирование сульфосольно-галенит-халькопиритовой ассоциации II серебро-сульфосольного этапа, судя по присутствию в ее составе стефанита, который кристаллизуется при температуре ниже +175 °С (Чевычелов, 1981), протекало в низкотемпературных условиях.
Установлено отчетливое доминирование Н20 и CO2 в составе флюидной фазы, закапсулированной в газово жидких включениях ильваита и геденбергита глубоких горизонтов рудных тел. Согласно расчетам на основе компьютерной программы «Селектор», значения lgfO2 варьируют в пределах: -30,57÷-31,7, свидетельствуя об относительно восстановительных свойствах скарнообразующих растворов. Гипсометрически выше, по пути следования растворов к палеоповерхности, летучесть кислорода незначительно снижалась. О понижении активности кислорода по мере продвижения гидротермального потока к поверхности свидетельствует и снижение степени окисленности железа в геденбергите: значения Fe+3/∑Fe геденбергита изменяются по данным мессбауэровской спектроскопии (в процентном выражении) от 14,0 на глубине, где присутствует ильваит-гранат-геденбергитовый парагенезис, до 7,0 ближе к поверхности, где кристаллизовался только геденбергит.
Анализ состава флюидных фаз, закапсулированных в газово-жидких включениях сфалерита и галенита с различных уровней глубинности, подтверждает тенденцию уменьшения fO2 по восстанию рудных тел. Об этом свидетельствуют и проведенные криометрические исследования газово-жидких включений в сфалерите (Симаненко, 1994). Было установлено, что углекислота во включениях в сфалерите из корневых частей рудного тела не содержит примесей других, более низкотемпературных газов, и ее тройная точка соответствует температуре -56,6 °С, а во включениях в сфалерите с верхних горизонтов рудного тела зафиксирована температура тройной точки: -61÷-65 °С. При охлаждении подобных включений в сфалерите до 600 °С на стенках вакуолей появляется бурое битумоподобное вещество. Предполагается, что в газовой фазе включений в сфалерите верхних горизонтов кроме углекислоты присутствовали и примеси углеводородов. Таким образом, обнаружение «восстановленных» газов в составе флюидов верхних частей рудного тела хорошо согласуется с установленным характером изменения фугитивности кислорода по вертикали гидротермальной колонны.
Изотопный состав сульфидов весьма чувствителен к изменению фугитивности кислорода и PH растворов. Приуроченность изотопно утяжеленных в отношении серы сфалеритов и галенитов именно к головным частям рудных тел свидетельствует об относительном снижении активности кислорода гидротерм при их движении к поверхности. Кроме того, отсутствие магнетита в продуктивной ассоциации на средних и верхних горизонтах и присутствие его небольших количеств на глубине также указывает на более высокий восстановительный режим в верхних частях рудоносной зоны. Однако в целом согласно полученным значениям lgfO2 по вертикали рудоносной зоны продуктивная ассоциация формировались в относительно восстановительном режиме.
Значения δ18О граната (+1,9÷-4,0 ‰) и геденбергита ( 1,6 %) свидетельствуют, что скарнирующие магматические растворы были на 40-50 % разбавлены метеорной водой (δ18О Н2О=0,0 ‰) (Раткин, 1995). Изотопный анализ кислорода кальцита, ассоциированного с галенитом и сфалеритом продуктивной ассоциации, показал, что растворы были разбавлены метеорной водой по сравнению с периодом формирования собственно скарнов в еще большей мере. При этом изменение δ18О кальцита от -1,0 до -2,4 % по вертикали отражает возрастание доли метеорной составляющей в растворах близ палеоповерхности, где δ18О флюида составляла в среднем в этот период -8,0 ‰.
Изотопный состав серы сульфидов скарновых месторождений Дальнегорского района близок метеоритному стандарту и имеет очень узкий интервал вариаций (в пределах 2,0 %). Гомогенность серы сульфидов следует связывать с единым магматическим источником. Учитывая тесную связь месторождений с субдукционными магматитами магнетитовой серии (Rye, Ohmoto, 1974), можно предполагать, что δ34S флюида близка +5,0 %.
По изотопным особенностям свинца галенита полиметаллические руды I этапа однотипны с колчеданными месторождениями типа Куроко в Японии. Аналогичный изотопный состав рассеянного свинца имеют субдукционные вулканические породы Камчатки. Такого рода изотопный состав представляется смесью свинца субдуцирующихся океанических базальтов и свинца терригенных пород верхней коры (Раткин, 1995).
Галенит же из сереброносных прожилков, наложенных на ранние минеральные агрегаты, облегчен в отношении радиогенных изотопов, что указывает на уменьшение доли свинца верхнекорового происхождения. Выявленная разница в изотопном составе свинца галенитов не только подчеркивает разорванность во времени выделяемых этапов минералообразования, но также указывает на возможное различие ювенильных источников металлов полиметаллических и серебряных руд (Раткин, 1995).
--Boris 15:30, 5 мая 2016 (VLAT) Г.П. Василенко, С.П. Гарбузов
Монография "Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России"
