Ore genesis of the Olimpiada gold deposit (Yenisei Ridge, Russia).pdf Общие сведения о месторождении эксплуатационного карьера около 500 м, проектная глубина карьерной отработки -650 м. Добыто руды Месторождение Олимпиада открытое в 1974 г., около 105 млн т; произведено металла ~ 580 т, в том одно из крупнейших в России. Эксплуатация бога- чиле из окисленных руд ~ 200 т (при ХСрАи = 11,1 г/т). тых окисленных руд карьером началась в 1985 г. Общие запасы золота на 01.01.2018 - 1560 т В первые годы производство золота из окисленных (ХСрАи = 4-4,6 г/т). Рудные подсечения зафиксиро-руд составляло 230 (1986 г.) - 520 кг (1987 г.), кото- ваны на горизонте -850 м, протяженность рудного рое выросло до 50 т (2017 г.) из коренных руд благо- тела на глубину 1,5 км, без признаков выклинива-даря созданию современного горно-обогати- ния. Выявленные запасы золота обеспечивают рабо-тельного комбината собственником месторождения ту Олимпиадинского ГОКа еще на 25 лет без сниже-компанией «Полюс». В настоящее время глубина ния уровня производства металла. С горизонта -50 м предусматривается подземная отработка по борту 3 г/т. Добывающая компания планирует в ближайшее время попутное извлечение сурьмы с годовой производительностью около 15% от общероссийского. Различным вопросам геологии месторождения посвящены многочисленные работы [Звягина, 1989; Новожилов и др., 1986; Сазонов, 1998; Ли, 2003; Савичев, Гавриленко, 2003; Савичев и др., 2006; Сазонов и др., 2010; Совмен и др., 2009; Новожилов и др., 2014]. Данная статья основана на многолетних авторских исследованиях геологии месторождений региона, в том числе и месторождения Олимпиада. Большая часть фактического и аналитического материала, использованного при написании статьи, получена авторами в результате доразведки глубоких горизонтов месторождения (2008-2017 гг.). Результаты и обсуждение исследований Геологическое положение месторождения. Месторождение Олимпиада расположено практически в центре Северо-Енисейского рудного района, от месторождения Советского на севере до месторождения Ведуга на юге (рис. 1). Рудный район является наиболее продуктивным в восточном золотоносном поясе Енисейского кряжа. Стратифицированные отложения рудного района представлены тейской серией нижнего протерозоя и сухопитской серией ри-фея [Легенда... 2002; Стороженко и др., 2002]. Коренные золотоносные объекты расположены в поле развития нижней части сухопитской серии (кординская, горбилокская и удерейская свиты). Наиболее продуктивной по локализации месторождений является кординская свита, в пределах которой локализованы месторождения Благодатное, Ти-тимухта, Олимпиада, Панимба, в которых сосредоточено более 95% учтенных запасов коренного золота рудного района. В составе свиты выделяются следующие осадочно-метаморфические подразделения (снизу вверх): 1. Полимиктовые метагравелиты, слюдяные кварциты - до 20 м. 2. Кварцитовидные биотитовые и двуслюдяные сланцы - 380-500 м. 3. Двуслюдяные кварц-карбонатные сланцы, линзы мраморов (до 40 м) - 120-140 м. 4. Углеродистые двуслюдяные, иногда с хлори-тоидом и гранатом сланцы - 80-140 м. 5. Гранат-ставролитовые (иногда с андалузитом) двуслюдяные сланцы - ~500 м. 6. Кварцитовидные двуслюдяные сланцы. Кварциты полевошпатовые - 200-220 м. Главными рудовмещающими горизонтами являются двуслюдяные кварц-карбонатные (месторождение Олимпиада) и гранат-ставролитовые двуслю-дяные сланцы (месторождение Благодатное) кор-динской свиты. Месторождения Перевальнинского рудного поля (Эльдорадо, Первенец, Ударный, Оль-гинское) локализованы в сланцевой толще горби-локской свиты. Общие запасы в настоящее время еще неопределенны, но, по предварительной оценке, они составляют около 100 т. В советский период основная коренная золотодобыча в районе проводилась на месторождении Советском. Вмещающая толща месторождения представлена углеродистыми филлитами удерейской свиты. За время эксплуатации месторождения Советского с 1906 по 2013 г. добыто золота около 120 т. В 90-х гг. прошлого века в южной части рудного района в поле развития уде-рейской свиты открыто месторождение Ведуга золото-сульфидного типа с запасами около 100 т. В пределах развития отложений погорюйской и ала-дьинской свит сухопитской серии и вышележащих толщ тунгусикской серии промышленно значимых золоторудных проявлений не установлено. Магматизм в золотоносном поясе представлен от ультраосновных до кислых, включая щелочные их разности. Преобладающим развитием пользуются гранитоиды. В настоящее время среди интрузий гра-нитоидного состава выделено шесть комплексов, сформировавшихся в интервале 455-880 млн лет (рис. 1, B, C). Оценка пространственной связи золотого оруденения свидетельствует о двумодальном распределении удаленности золоторудных объектов от массивов гранитов. Наиболее продуктивные (уникальные) золоторудные объекты (Олимпиада, Благодатное) концентрируются на удалении от интрузий 1,5-5 км, а крупные, средние (Эльдорадо, Ведуга, Советское) и мелкие по запасам месторождения - на удалении 11,5-17 км [Сазонов и др., 2010]. В структурном плане золотоносный пояс региона приурочен к крыльям Панимбинского антиклинория, в зоне влияния Татарского и Ишимбинского региональных разломов (рис. 1, B). Повышенная концентрация золоторудных очагов приурочена к гранито-сланцевым куполам, осложняющим осевую зону антиклинория [Сараев, Сазонов, 1978]. Примечательно то, что месторождения золото-сульфидного типа (Олимпиадинское, Благодатное, Ведуга, Па-нимба) располагаются в складчатой толще сухопит-ской серии на юго-западном крыле антиклинория в тектоническом блоке между Татарским и Ишимбин-ским разломами. Месторождения золото-сульфидно-кварцевой формации (Эльдорадо, Советское и другие более мелкие золоторудные объекты) приурочены к северо-восточному крылу антиклинория на внешнем фланге Ишимбинского разлома, в поле развития горбилокской и удерейской свит [Сазонов и др., 2010]. Территория северо-восточного блока золотоносного пояса характеризуется богатейшими россыпями золота, отработанными в большей мере в XIX-XX столетиях (рис. 1, С). Рис. 1. Положение месторождений золота Енисейского кряжа в региональных структурах A - географическое положение месторождения; В - схематическая геологическая карта Енисейского кряжа [Верниковский, Верниковская, 2006; Likhanov et al., 2013]; С - схема геологического строения Северо-Енисейского рудного района Fig. 1. Position of gold deposits of Yenisei Ridge in regional structures A - Geographic position of deposit; B - Schematic geological map of Yenisei Ridge [Vernikovsky, Vernikovskaya, 2006; Likhanov et al., 2013]; C - Layout of geological structure of Severo-Yeniseisky ore district До настоящего времени на разных участках техногенных месторождений ведется старательская золотодобыча. В месторождениях Олимпиада и Ведуга кроме собственно золотосодержащих руд развиты золото-сурьмяные руды. Геологическое строение месторождения Олимпиадинское рудное поле располагается в пределах близ-изометричного структурного блока, ограниченного с СВ и ЮЗ крупными разломами СЗ простирания, входящими в систему Татарского глубинного разлома и относящимися к крутопадающим сбросо-сдвигам. С Ю-ЮВ и СЗ рудное поля зажато между Чиримбинским и Тырадинским гранитными массивами (рис. 2). Предполагалось, что рудное поле локализовано над провесом кровли крупного батолита, поверхностным выражением которого являются упомянутые массивы и их сателлиты [Ли, 2003; Сердюк и др., 2010]. Геолого-разведочными работами 20082018 гг. гранитоиды, предполагаемые геофизиками на глубине 1 км, на глубине 2 км не установлены. Рис. 2. Олимпиадинское рудное поле А - положение месторождений относительно рудовмещающей пачки (серый цвет), интрузивных массивов и основных разрывных нарушений Татарской зоны разломов; В - схематическая геологическая карта Олимпиадинского рудного поля; C - модель формирования складчатой структуры в результате динамического воздействия гранитоидных интрузий [Журавлев, 2016] Fig. 2. Olimpiada ore field A - position of deposits in relation to ore hosting band (gray color), intrusive massifs and main faults of Tatar fault zone; B - Schematic geological map of Olimpiada ore field; C - model of formation of folded structure as the result of dynamic impact of granitoid intrusions [Zhuravlev, 2016] Направленность развития морфоструктур. Структура Олимпиадинского рудного поля определяется тремя сопряженными складками: Иннокенть-евской и Чиримбинской синклиналями и расположенной между ними Медвежинской антиклиналью (см. рис. 2, В). Они имеют протяженность 4-5 км и размах крыльев 1-2 км. Осевые поверхности этих складок ориентированы в ВСВ направлении, их шарниры погружаются на ВЮВ под углами от 2530° до 50-80° [Ли, 2003; Журавлев, 2016]. В совокупности эти три складки образуют незамкнутую структуру W-образной формы (рис. 2). Косое (60°) положение их шарниров к СЗ простиранию региональных разломов дает основание предполагать их образование в связи с меняющимися смещениями по крупным СЗ разломам [Ли, 2003]. По нашему мнению, Иннокентьевская и Чиримбинская синклинали являются компенсационными структурами проседания в связи с внедрением гранитоидов, а Медвежин-ская антиклиналь - граничным выступом между компенсационными депрессиями. Поздние субгоризонтальные перемещения по разнонаправленным дизъюнктивам придали структуре вид типичных сопряженных складок сжатия. В районе Олимпиадинского месторождения известны месторождения рудного и россыпного золота, а также железа, полиметаллов, вольфрама и лития [Сердюк и др., 2010]. Однако, главной особенностью этого района, помимо уникальной золотой продуктивности, является наличие в его пределах золото-сульфидного оруденения Au-Sb, Au-W и Au-Sb-W геохимического типов, а также Au-Bi оруде-нения (месторождение Титимухта), что отличает его от других золоторудных районов Енисейского кряжа, в которых типовым является оруденение золото-кварцевого типа. Золото-сульфидный тип орудене-ния, помимо собственно Олимпиадинского месторождения, представлен Тырадинским, Оленьим и Высоким (Au) месторождениями, а также Иннокен-тьевским и Чиримбинским проявлениями, которые в совокупности образуют Олимпиадинское рудное поле (табл. 1). Характеристика вмещающих пород и руд В разделе представлены авторские материалы исследования, которые дополняют и уточняют ранее полученные результаты [Новожилов и др., 1986; Звягина, 1989; Ли, 2003]. Петрография стратифицированных пород и руд. Вмещающие породы на месторождениях представлены метаморфизованными стратифицированными отложениями кординской свиты (сверху вниз): углеродистые кварц-слюдистые сланцы, сланцеватые мраморы, двуслюдяные кварц-кальцитовые и кварц-гранат-двуслюдяные сланцы (рис. 3). Химический состав пород изменяется практически непрерывно от собственно глиноземистых (А) до карбонатных (С), в узком интервале ферро-магнезиальности (FM) (см. рис. 4). Таблица 1 1 Brief characteristics of gold-ore projects of Olimpiada ore field Рудные объекты Содержание зо Запасы Вмещающие породы Минеральный состав руд лота в руде, г/т золота, т Главные Второстепенные Золото-сульфидно-вкрапленные (Au-As-Sb) Олимпиада Чиримбинское Инокентьевское Тырада Высокое 4,4 4,4 3,1 5,8 4,6 1564 0,4 1,2 12,1 9,3 Силикатно-карбонатные, углеродистые сланцы; скар-ноиды, джаспероиды Пирротин, арсе-нопирит, стибнит, бертьерит, золото самородное Пирит, галенит, сфалерит, халькопирит, сульфиды Co-Ni, самородная сурьма, ауристибит, теллури-ды Bi, Hg, Pb, шеелит, вольфрамит Золото-скарновое (Au-W-As) Оленье 6,5 8,7 Силикатно-карбонатные, углеродистые сланцы; скар-ноиды, окварцевание в карбонатных толщах Пирротин, арсе-нопирит, золото, шеелит Пирит, стибнит, берть-ерит, сульфиды полиметаллов, висмутин, теллуриды Bi Штокверковое (Au-Bi-кварцевое) Титимухта 3,0 76,7 Ороговикованные двуслюдяные сланцы, окварцевание хлорити-зация турмалинизация Пирротин, пирит, висмутин, самородные висмут и золото Хедлейит и другие теллуриды Bi, сульфиды полиметаллов, ар-сенопирит, молибденит, пентландит Краткая характеристика золоторудных объектов Олимпиадинского рудного поля Table -200 m -300 m -400 m Dynamothermal metamorphism zones ] Sericite + Chlorite Biotite + Chloritoid | Garnet + Staurolite ] Margarite Type of metasomatic alteration . '| Gamet-Clinozoisite-Sphene L- ' Tourmaline t ■ | Silicification and Leaching micas (bleached marbles) I j Strong Silicification (Jasperoid ?) Faults Folding A s 500 m 400 m 300 m 200 m 100 m •100 m -200 m ■300 m -400 m Quartz-mica carbon-bearing schists Quartz-carbonate schists and marble Quartz-rnica-carbonate schists Main Faults Ore intersection (>0.75 g/t Au) Trace of the axial surface of Medvezhisky anticline Рис. 3. Геологический разрез по РЛ-25.5 А - Литолого-структурное строение; B - схема метаморфической и гидротермальной зональности Fig. 3. Geological section along exploration line 25.5 А - Lithological and structural settings; B - metamorphic and hydrothermal zoning layout Породы в разной степени милонитизированы, гидротермально изменены и содержат сульфидную минерализацию. Среди них рудовмещающими являются кварц-слюдяно-карбонатные (двуслюдяные кварц-кальцитовые) сланцы и существенно карбонатные породы (мраморы). В подстилающих кварц-двуслюдяных (кварц-гранат-двуслюдяных) и перекрывающих кварц-слюдяно-углеродистых (углеродистых силикатных) сланцах оруденение отмечается только вблизи их контакта с карбонатсодержащими и карбонатными породами. Углеродистые силикатные (углеродистые кварц-серицитовые и углеродистые биотит-хлоритоидные) сланцы имеют черный цвет, линзовидную сланцеватость и представляют собой бластомилониты (см. рис. 5, a-c). Обломочные фрагменты породы размером первые миллиметры, округлой формы, пигментированные пылеватым графитом, закатываются по поверхностям кливажа. Они состоят из серицито-мусковита (20-50%), кварца (25-40%), графита (5-10%) и хлоритоида (5-25%). В качестве примеси (до 10%) постоянно присутствуют турмалин, ильменит, рутил, пирит и пирротин. В единичных случаях отмечены ставролит, гранат, биотит, плагиоклаз и кальцит. В участках переслаивания углеродистых пород с кварцсодержащими мраморами развиты клиноцоизи-товые углеродистые метасоматиты (скарноиды), при этом клиноцоизит занимает от 10 до 30% от объема породы. Его размеры достигают 0,5 мм по удлинению, и он приобретает промежуточное положение между минералами основной ткани и порфиробластами. Углеродистые двуслюдяные хлоритоидные бла-стомилониты вблизи разломов часто интенсивно окварцованы, импрегнированы золотосодержащей арсенопиритовой и сурьмяной минерализацией. Золото-сульфидная минерализация сопровождается рекристаллизацией кварца и очень незначительной хлоритизацией биотита. Сланцеватые мраморы - серые, синевато-серые породы с широкой и средней полосчатостью, проявляющейся по интенсивности окраски (см. рис. 5, d-f). Структура пород равномерно-мелкозернистая (0,2 х 0,07 мм). В их составе существенно преобладает кальцит. Кварц, мусковит, хлорит, маргарит и пылеватый графит занимает не более 5-10%. Постоянно присутствуют пирротин и в меньшем количестве пирит. В рудных интервалах наряду с сульфидизацией увеличивается содержание гранобластического кварца до 15-30%, который образует линзы с примесью слюд. Сульфидная минерализация развита в виде весьма тонкозернистой вкрапленности и гнездово-прожилковых образований. Наиболее крупные зерна сульфидов, как правило, не превышают десятых долей миллиметра. Двуслюдяные кварц-кальцитовые сланцы имеют светло-серо-зеленую окраску, иногда с коричневатым оттенком. Породы обладают тонкой (0,5-2 см), средней (5-10 см) и широкой (50-80 см) полосчатостью (рис. 5, g-i). Сланцеватость средняя и слабовыражен-ная. Минеральный состав: кальцит (15-40%), кварц (10-40%), плагиоклаз (5-20%), мусковит (5-25%), биотит (5-35%), маргарит (до 1%), турмалин (1-3%), рутил (3-5%), сульфиды (3-10%). Особенностями строения пород являются линзовидно-пятнистое распределение минералов и псевдоморфные структуры. Выделение рудной минерализации сопровождается укрупнением зерен кальцита, кварца, повышением концентраций рутила крупных разностей. Близко по времени (возможно, на заключительных стадиях метаморфизма) проявился кальциевый метасоматоз скарнового типа с кристаллизацией граната, клиноцоизита, титанита, альбита, калишпа-та. Более позднее (внутрирудное) окварцевание привело к нарушению структуры минерального сообщества, растворению и частичному переотложению клиноцоизита, титанита и граната, кристаллизации лабрадор-анортита, перекристаллизации кварца (с привносом незначительного количества SiO2), кальцита, появлению доломита и образованию кальцит-серицитовых псевдоморфоз по андезину. Рис. 4. Состав метаморфических пород Олимпиадинского месторождения А - коэффициент глиноземистости = (Al203*100)/(Al203+Mg0+Ca0+2Fe203+2Fe0); М - коэффициент магнезиальности, С -коэффициент известковистости, F - коэффициент железистости. Поля пород: I - собственно алюмосиликатных; II - железисто-магнезиально-алюмосиликатных; III - щелочноземельно-алюмосиликатных; IV - известково-алюмосиликатных; V - глинозе-мисто-магнезиально-железистых; VI - железисто-кремнистых; VII - магнезиальных; VIII - щелочноземельно-малоглиноземистых; IX - щелочноземельно-глиноземистых; X - известково-карбонатных; XI - глиноземисто-известковых. 1-5 - фигуративные точки составов пород на диаграмме: 1 - углеродистые кварц-серицитовые сланцы; 2 - углеродистые биотит-хлоритоидные сланцы; 3 - кварц-гранат-двуслюдяные сланцы; 4 - двуслюдяные кварц-кальцитовые сланцы; 5 - сланцеватые мраморы Fig. 4. Composition of metamorphic rocks of Olimpiada field А - alumina coefficient = (Al203*100)/(Al203+Mg0+Ca0+2Fe203+2Fe0); М - magnesia coefficient, С - calcareousness coefficient, F - ferruginosity coefficient. Rock fields: I - properly alumosilicate; II - ferruginous-magnesia-alumosilicate; III - alkali-earth-alumosilicate; IV - calcareous-alumosilicate; V - alumina-magnesia-ferruginous; VI - ferruginous-siliceous; VII - magnesia; VIII -alkali-earth-low-alumina; IX - alkali-earth-alumina; X - calcareous-carbonate; XI - alumina-calcareous. 1-5 - figurative points of rock compositions on diagram: 1 - carboniferous quartz-sericite slates; 2 - carboniferous biotite-chloritoid slates; 3 - quartz-garnet-two-mica slates; 4 - two-mica quartz-calcite slates; 5 - schistose marbles Рис. 5. Главные типы пород месторождения Керн и шлифы: a-c - углеродистый бластомилонит: а (керн) - линзовидная механическая сланцеватость породы, b (шлиф) -биотит-хлоритоидный углеродистый бластомилонит с линзовидной механической сланцеватостью, с (шлиф) - гранат-хлоритоид-мусковитовый углеродистый бластомилонит. Структура «снежного кома» в гранате. Микроплойчатая структура мусковит-кварцевой основной ткани; d-f - сланцеватые мраморы: d (керн) - широкая полосчатость породы, е (шлиф) - гра-нобластическая микроструктура кварц-кальцитового агрегата безрудной породы, f (шлиф) - апокарбонатный кварцит рудного интервала. В центральной части игольчатый кристалл арсенопирита в сотовом агрегате кварца; g-i - двуслюдяной кварц-кальцитовый сланец: g (керн) - полосчатая, мелкоскладчатая текстура породы, h (шлиф) - лепидогранобластовая микроструктура сланца, i (шлиф) - окварцованный слюдистый кварц-карбонатный сланец. Беспорядочная ориентировка слюд в породе рудного интервала; j-l - гранат-двуслюдяно-кварцевый сланец: j (керн) - механическая полосчатость сланца, k (шлиф) - пор-фиробласты граната в лепидобластовой основной ткани. Кварц образует линзы гранобластического агрегата, l (шлиф) - кли-ноцоизит, мусковит, турмалин в измененном сланце. Цифры на фото: номер скважины, глубина интервала керна (м) Fig. 5. Main types of rocks of deposit Core and thin sections: a-c - carboniferous blastomilonite: a (core) - lens-shaped mechanical rock schistosity, b (thin section) - biotite-chloritoid carboniferous blastomilonite with lens-shaped mechanical schistosity, c (thin section) - garnet-chloritoid-muscovite carboniferous blastomilonite. "Snowball" structure in garnet. Microplicated structure of muscovite-quartz main tissue; d-f - schistose marbles: d (core) - wide rock banding; e (thin section) - granoblastic microstructure of quartz-calcite aggregate of barren rock, f (thin section) -apocarbonate quartzite of ore interval. In the central part needle-like arsenopyrite crystal in cellular quartz aggregate; g-i - two-mica quartz-calcite slate: g (core) - banded micro-folded rock texture, h (thin section) - lepidogranoblastic microstructure of slate, i (thin section) - silicified micacous quartz-carbonate slate. Disorderly orientation of micas in rock of ore interval; j-l - garnet-two-mica-quartz slate: j (core) - mechanical slate banding, k (thin section) - garnet porphyroblasts in lepidoblastic main tissue. Quartz forms lenses of granoblastic aggregate, 1 (thin section) - clinozoisite, muscovite, tourmaline in altered slate. Digits in the photo: drillhole number, core interval depth (m) Участки с повышенным содержанием мусковита (до 25%) характеризуются развитием крупночешуйчатых псевдоморфоз минерала по биотиту. Отдельные пакеты биотита в псевдоморфозах сохранились от полного замещения. В псевдоморфозах и окружающем межзерновом пространстве развивается обильная тонкая вкрапленность рутила. Процесс формирования пород завершился сульфидизацией -отложением раннего пирротина и пирита, импрегнацией игольчатого арсенопирита, незначительным образованием сурьмяной минерализации. Арсенопи-рит очень часто прорастает биотит, но тяготения арсенопиритовой вкрапленности к биотитовым полоскам не отмечено. В породах осевой части Медвежинской антиклинали среди двуслюдяных кварц-кальцитовых сланцев выделяются параллельные линзы окварцованных и сульфидизированных мраморов, которые хорошо отличаются по своей белой окраске. В них развита реликтовая полосчатость в виде вкрапленности сульфидов по поверхностям раздела полос. Структура пород мелкозернистая, сахаровидная, размер минеральных зерен 0,1-0,2 мм. В их составе преобладающую роль играют перекристаллизованные и неравномерно распределенные кварц и кальцит, при этом кварц образует линзочки среди существенно кальцитовой ткани. Количество мусковита, реликтовых плагиоклаза, хлорита и маргарита обычно не превышает 10%. Постоянно присутствует субмикроскопический рутил (менее 0,007 мм), редко - бледно-зеленый турмалин и апатит. В разрезе тел «обеленных» метасоматитов отмечаются существенно кальцитовые (около 50% объема), кварц-кальцитовые (~10%) и кварцевые (~40%) обособления, при этом последние сопровождают сульфидные образования в виде пятен мощностью от сантиметров до первых десятков сантиметров. Кварц-гранат-двуслюдяные сланцы слагают нижнюю часть разреза стратифицированной толщи месторождения и распространены в ядрах лежачих складок, осложняющих северное крыло Медвежин-ской антиклинали. Они характеризуются серо-зеленой окраской обычно с коричневатым оттенком. В разрезе толщи силикатных сланцев проявлена нитевидная (0,1 см), тонкая (0,5-1 см) и широкая (>10 см) полосчатость, обусловленная изменением цветовых оттенков в полосках (рис. 5, j-l). Границы между полосками постепенные. Около 50% разреза толщи сланцев собрано в мелкую складчатость. Чуть меньше по объему в толще гранат-двуслюдяных сланцев занимают будинированные и милонитизи-рованные породы. Практически всегда в породах толщи проявлен кливаж и в сочетании с ним - мик-роплойчатость или микроразлинзование. Минеральный состав основной массы кварц-гранат-двуслюдяных сланцев представлен биотитом (15-35%), мусковитом (5-40%), кварцем (20-40%). На фоне тонкозернистой (0,05-0,005 мм) основной массы выделяются микропорфиробласты сиреневого альмандина (0,5-1,3 мм) и зеленого хлорита (11,5 мм). Распределение граната в породе равномерное, редко превышающее 3-5%. Хлорит-рипидолит обычно имеет овальную форму, располагается цепочками одиночных чешуек в трещинках кливажа, секущих полосчатость. Количество порфиробласт хлорита чуть более или равно содержанию граната. В замках мелких складок и в линзах скольжения количество кварца возрастает, вплоть до мономине-ральности. В светлоокрашенной части породы наряду с кварцем присутствует серицитизированный плагиоклаз № 28-35 (5-30%, редко более). В незначительных количествах в сланцах присутствует ме-тасоматический карбонат (до 5%). Акцессорные минералы представлены турмалином (менее 2%), апатитом (менее 1%), пиритом и пирротином. В пределах рудных тел гранат-двуслюдяные сланцы муско-витизированы и окварцованы, однако макроскопически они незначительно отличаются от безрудных пород. В этих интервалах отмечаются более крупная зернистость с обильным мусковитом и сульфидной минерализацией. Для измененных пород характерна примесь карбоната в основной массе и в прожилках. Гранат редко сохраняется в неизмененном виде и замещается хлоритом. Количество биотита обычно уменьшается вплоть до полного исчезновения, а содержание мусковита увеличивается до 60-70%. В мусковитизированной рудной толще отмечаются гнезда окварцованных пород, в которых количество мусковита резко подчинено кварцу. Характерной особенностью пород является присутствие пойки-лобластов титанита. Минерал имеет ситовидное строение с обильными включениями кварца, иногда клиноцоизита и карбоната. Титанит часто ассоциирует с пирротином в виде срастаний и включений мельчайших зерен пирротина. В некоторых случаях отмечаются субмикроскопические жилки пирротина секущие пойкилобласты титанита. Редко в сфене встречаются идиобласты игольчатого арсенопирита. Как правило, кварц-гранат-двуслюдяные сланцы редко содержат промышленное оруденение. Метаморфизм и гидротермальные изменения. Осадочные породы района месторождения мета-морфизованы в условиях эпидот-амфиболитовой фации регионального метаморфизма андалузитового типа (зона граната) [Звягина, 1989; Likhanov et al., 2013]. Региональные метаморфические преобразования представлены гранат-мусковит-биотитовыми минеральными комплексами по первично алевропе-литовым осадочным породам. На фоне регионального метаморфизма в пределах Олимпиадинского рудного поля развита локальная зона динамотермально-го метаморфизма и метасоматоза со своеобразной зональностью. Пространственно она ограниченна родистыми сланцами. В целом она повторяет контур рамками долгоживущей подвижной зоны вдоль ру- складчатой структуры, при этом ее границы паралдоносного горизонта, сложенного химически актив- лельны литологическим, однако обычно не совпаными карбонатными породами и пластичными угле- дают с ними (рис. 3, 6). Рис. 6. Схематическая карта метаморфической зональности южной части Олимпиадинского рудного поля [Звягина, 1989] Fig. 6. Schematic map of metamorphic zoning in southern part of Olimpiada ore field [Zvyagina, 1989] Крылья складок сложены преимущественно ассоциациями зеленосланцевой фации (зоны сери-цит+хлорит и биотита, Т = 400-420°С, Р = 3-4 кбар), которые расположены симметрично относительно оси подвижной зоны. Зона серицита и хлорита контролируется положением зон межпластового скольжения. Температура метаморфизма в зоне биотита, определенная по содержанию титана в биотите [Henry, Guidotti, Thomson, 2005], - 420-450°C. К осевой части подвижной зоны и к замкам складок тяготеют парагенезисы эпидот-амфиболитовой фации. Степень метаморфизма в пределах зоны возрастает по мере приближения к зонам эпидот-амфиболитовой фации как регионального, так и локального метаморфизма. Наиболее высокотемпературные ассоциации метапелитов в тектонической пластине соответствуют зоне граната (гранат + кварц + биотит ± плагиоклаз), эпизодически в их составе отмечаются фибролит-силлиманит и кианит. Повышенные давления, соответствующие кианитовому типу метаморфизма, определяются по минеральным ассоциациям в метапелитах - хлоритоид + биотит ± гранат, а в метамергелях - маргарит + кварц. Температуры, определенные по гранат-биотитовому термометру [Holdaway, 2000] - 580-605°C; по биотитовому термометру [Henry, Guidotti, Thomson, 2005] - 590-595°С. Абсолютные значения давления, определенные по гранат-биотит-плагиоклаз-кварцевому барометру [Wu, Zhang, Ren, 2004] составили 7,2-7,5 кбар. Наиболее типичными гидротермальными изменениями пород рудоносной минерализованной зоны являются производные кальциевых и кремнистых мета-соматитов, иногда с обильной рутилизацией, турмали-низацией, графитизацией (битумизацией) и сульфиди-зацией (см. рис. 3). Особенно тесная пространственная связь золота установлена с сульфидами. Широким развитием в рудном поле пользуются предрудные кальциевые метасоматиты. Они приурочены к участкам милонитизации и переслаивания химически неоднородных литологических пачек углеродистых, карбонатных, силикатно-карбонатных и силикатных пород. Макроскопически эти метасома-титы практически неотличимы от неизмененных пород - в них сохраняются реликтовая полосчатость, цвет, зернистость, при этом отмечаются новообразования клиноцоизита, цоизита, сфена, граната, кали-шпата и альбита. Кислотный метасоматоз кремнистого типа проявлен повсеместно в поле развития рудных тел. В результате этого процесса в карбонатных и карбонатсодержащих породах развиваются зоны пятнистого окремнения (окварцевания), которые образуют незначительные по мощности тела и редко прослеживаются выдержанными горизонтами в соседних скважинах. Среди кислотных метасома-титов в пределах рудных тел отмечаются существенно кальцитовые породы, вероятно, образовавшиеся в результате отгонки извести на фланги окварцованных пород. Участками развиты обеленные окварцованные мраморы, представляющие продукты кислотного выщелачивания железомагне-зиальных породообразующих минералов. Время проявления кислотного (кремнистого) метасоматоза внут-рирудное, после образования вкрапленности игольчатого арсенопирита - в интервале между арсенопирито-вой и галенит-сфалеритовой стадиями рудного процесса. В целом кислотные метасоматиты, развитые на месторождении, имеют много общего с джаспероидами, однако процесс окремнения (окварцевания) карбонатной матрицы проявлен не в полной мере. В породах рудного поля в повышенных концентрациях отмечается турмалин, который образует слабо выраженные полосы вдоль зон рассланцевания, дизъюнктивных и пликативных нарушений в сланцевой толще рудной зоны. Он представлен изоморфной смесью дравита, увита и шерла, образует идиоморфные кристаллы с беспорядочной ориентировкой относительно сланцеватости либо полосчатости размером 0,01-0,08 мм. Судя по нашим наблюдениям, боровый метасоматоз развивался в предрудный этап и прямой корреляции с промышленной золотоносностью не имеет. Главная роль в формировании Олимпиадинского месторождения принадлежит сульфидизации, при этом образование сульфидной вкрапленности осуществлялось метасоматическим путем и выполнением микротрещин. Минеральный состав метасоматитов, несущих золото-сульфидное оруденение, в подавляющем большинстве случаев имеет мусковит-кварц-кальцитовый состав со значительными вариациями содержаний этих минералов. Сульфидная минерализация по видовому составу и взаимоотношениям минералов практически идентична на всех участках рудного поля. Основным концентратором золота является тонкоигольчатый ар-сенопирит. Этот минерал может присутствовать в скарноидах, кварц-карбонатных с клиноцоизитом, существенно кварцевых и существенно карбонатных ме-тасоматитах, в то же время устойчивой корреляции между содержаниями метасоматических минералов и арсенопирита не наблюдается. Метасоматические ассоциации (клиноцоизит + титанит) в метапелитах и (гранат + клиноцоизит + актинолит + титанит) в метамергелях [Винклер, 1979] формировались в интервале температур 320-480°C и давлений 1,3-3,5 кбар. Температура образования мусковита из кварц-мусковит-карбонатных метасоматитов рудных тел, определенная по параго-нит-фенгитовому геотермобарометру [Добрецов, 1977], составила 290-380°C, давление - 1,0-3,5 кбар. До конца не выяснена роль в рудообразующем процессе углеводородов - метановых, нафтеновых, ароматических, смол, асфальтенов, которые обнаружены методом люминесцентной микроскопии в ассоциации с сульфидами продуктивных комплексов Восточной Олимпиады в концентрациях 0,02-0,06%. Во флюидных включениях в жильном кварце и кварце рудных метасоматитов методом газовой хро-мато-масс-спектрометрии выявлены алифатические, циклические, кислородсодержащие и гетероциклические углеводороды. Продуктами самого позднего низкотемпературного метасоматоза, проходившего при существенном участии флюидов поверхностного происхождения, являются рыхлые гидрослюдисто-кварцевые образования, локализованные в наиболее тектонизи-рованной части месторождения Олимпиада. Вероятно, в этом случае имело место пространственное совмещение гипергенного корообразования и низкотемпературной гидротермальной аргиллизации. Такие образования аномально обогащены Au, W, Pb и традиционно рассматриваются как образования коры выветривания. По данным [Стороженко и др., 2002], в зоне окисления на Олимпиадинском месторождении на глубине 5-28 м обнаружены палеоген-четвертичные спорово-пыльцевые спектры, постепенно сменяющиеся на глубине 30-60 м спектрами мезозойского, а с 50-110 м - палеозойского (верхний девон, карбон, пермь) облика. Характеристика руд. Гипогенные (первичные сульфидные) и гипергенные (окисленные) руды Олим-пиадинского месторождения имеют существенные отличия в вещественном составе и, как следствие, в технологических свойствах [Генкин и др., 1994; Берна-тонис, 1999; Ли, 2003; Совмен и др., 2009]. Первичные сульфидные руды слагают основные запасы месторождения. Они распространены в карбонатной и силикатно-карбонатной пачках. Главными минералами руд являются: карбонаты (кальцит, анкерит) - 35-40%, кварц - 30-43%, слюды (мусковит - 8-10%, биотит - 10-15%) и хлорит (магнезиальный) - n х 1%. Роль других минералов незначительна, за исключением клиноцоизита, содержание которого на отдельных участках достигает 7,5 вес.%. Содержание сульфидов изменяется от 2 до 5-7%. Химический состав сульфидных руд отражает минеральный и характеризуется ведущей ролью SiO2, CaO, AhO3, CO2, MgO и Pe,^ (табл. 2) [Совмен и др., 2009]. Пределы колебаний этих компонентов довольно широкие, как и As и Sb, количество которых варьирует в зависимости от развитой в рудах соответствующей минеральной ассоциации. Главным ценным элементом руд является Au с попутными Ag и Sb. Золото в первичных сульфидных рудах имеет довольно широкое распространение. В основном оно тонкое, пылевидное. В измельченной до -0,074 мм руде свободного золота около 15%. Большая часть металла (до 45%) присутствует в цианируемой форме в сростках с минералами руды. Микронные частицы самородного золота распространены во включениях в кварце (35%), арсенопирите (35%), пирите и марказите (15%), пирротине (5%), бертьерите и антимоните (5%), карбонатах (5%), гудмундите (ед. з.), халькопирите (ед. з.), тетраэдрите (ед. з.), гудмун-дит-пирротиновом симплектите (ед. з.) и мусковите (ед. з.) (рис. 7). Количество упорного, неизвлекаемого цианированием, золота в сульфидных рудах достигает 3960%. Оно извлекается с использованием технологии биоокисления [Совмен и др., 2009]. Концентрации серебра в рудах (до 2-3 г/т) связаны с наличием в рудах самородного серебра, землистого аргентита и электрума [Бернатонис, 1999]. Контуры золотого и серебряного оруденения пространственно не совпадают. Повышенные содержания серебра отмечены в пирротине и прожилках кальцита. Большая часть серебра связана с минералами полисульфидной и антимонит-бертьеритовой ассоциаций. Минеральные комплексы первичных руд. Устойчивые минеральные комплексы стадийного образования минералов объединяются в последовательный ряд, разделенный тектоническими перерывами в отложении минералов (табл. 3). Химический состав сульфидных Au-As руд Олимпиадинского месторождения Chemical composition of sulfide Au-As ores of Olimpiada deposit Таблица 2 Table 2 SiO2 TiO2 Al,O3 Р^бщ MnO MgO CaO K2O Na2O P7O5 ^бщ ^ульф CO2 C As Sb Au, г/т 50,48 0,54 12,82 5,88 0,32 3,14 16,44 1,76 0,05 0,11 0,53 0,46 8,16 0,18 0,19 0,05 5,0 Рис. 7. Ассоциации золотой минерализации a-d - ранние сульфиды золото-мышьяковой ассоциации; e-i - ассоциации минералов сурьмяной стадии. 25509/485.5 Au -16,8 - номер образца (скважина / глубина), содержание Au г/т. Сокращения названий минералов: Apy - арсенопирит, Au - золото, AuSb - ауростибит, Po - пирротин, Py - пирит, Ccp - халькопирит, Ox-Hed - окисленный хедлейит, Ttr - тетраэдрит, Sp -сфалерит, Ulm - ульманит, Ms - мусковит Fig. 7. Gold mineralization associations a-d - early sulfides of gold-arsenic association; e-i - associations of minerals of antimony stage. 25509/485.5 Au-16.8 - specimen number (drillhole/depth), Au grade, g/t. Mineral acronyms: Apy - arsenopyrite, Au - gold, AuSb - aurostibite, Po - pyrrhotite, Py -pyrite, Ccp - chalcopyrite, Ox-Hed - oxidized hedleyite, Ttr - tetrahedrite, Sp - sphalerite, Ulm - ulmanite, Ms - muscovite Ранний вкрапленный сульфидный комплекс золото-мышьяковых руд состоит из арсенопирита, пирита, пирротина, сульфидов полиметаллов и самородного золота. Он распространен в окварцованных и мусковитизированных метасоматитах, двуслюдя-но-кварц-карбонатных сланцах. Поздний вкрапленно-прожилковый золото-сурьмяный (бертьерит-стибнитовый) комплекс с более крупным, редко с видимым самородным золотом и ауростибитом проявлен с наложением на минеральные ассоциации раннего продуктивного комплекса, но развит преимущественно в юго-восточном блоке Восточной Олимпиады в зоне влияния Медвежьего разлома. Участки совмещения отличаются высокими продуктивными содержаниями золота. С этим же комплексом предположительно ассоциирована основная часть шеелита. Таблица 3 Схема последовательности рудного минералообразования на Олимпиадинском месторождении (по А.М. Сазонову) Table 3 Ore mineral formation sequence map for the Olimpiada deposit (as per A.M. Sazonov) • Assemblage Mineral Early sulphides Polymetallie sulphides Late sulphide* Pttst-ore minerals Rutile Muscovite Biotite Graphite Quart/ Carbonate Fluorite Pyrrhotile Fe(l S Arscniipyrite FcAsS ----- ----- Native gold Pyrite FeS, - - - Chalcopyrite CuFeS. - - Sphalerite ZnS - ---- Galena PbS - Cubanitc CuFt.S, - Bornite Cu,FeS, - Berthicrite l-i'Sli.S, - Stibnite Sb,S. Cobaltite CoAsS - Culuradtntc HgTe - Plagiomte Pb,Sb,S1T Hedleyite Bi,Te, Altaitc PbTe Ullmannitc NiSbS - Gersdortlitc INiAsS - Native antimony - Mareasite FeS, - Hreithauptite NiSb i\laekina4"ite (|1'Л h,S, - Willyamitc (C«.\i)SbS Aurostibik1 AuSb, Tetrabedrite (Cu.FeJ^Sb.S,, - Gudiuuadite FeSbS - Jamesutiite tlb4] cSb,Su - Примечание: сплошными линиями показано первичное образование минералов, пунктирными - их перекристаллизация. Note: solid lines show the primary formation of minerals, dotted - their recrystallization. Послерудный прожилковый флюорит-карбонатный минеральный комплекс отмечается повсеместно в пределах рудного поля при общей слабой интенсивности его развития. Возможно, с ним связана экзотическая для месторождения ртутная минерал

Скачать электронную версию публикации