Geochemical indicators of the genesis of the Panimba gold deposit at the Yenisei Ridge (Siberia, Russia).pdf Введение В пределах Восточного золотоносного пояса Енисейского кряжа известно около 20 месторождений и более 100 рудопроявлений коренного золота золото-кварцевой, золото-кварц-сульфидной, золото-сульфидной формаций. Оруденение приурочено, главным образом, к терригенным и карбонатным породам рифея, метаморфизованным в условиях зеленослан-цевой - эпидот-амфиболитовой фаций метаморфизма. Руды по содержанию сульфидов относятся к малосульфидному типу (до 5 %). Главными сульфидами в рудах являются арсенопирит, пирит и пирротин, в качестве примесей отмечаются халькопирит, сфалерит и галенит. В некоторых золото-сульфидных месторождениях отмечаются руды золота с сурьмяной и теллуридной минерализацией. Формирование руд проходило при изменяющихся PTX-параметрах в интервале гидротермальной активности около 250 млн лет [Сазонов и др., 2010; Полева, Сазонов, 2012]. Длительная история формирования характеризует месторождения региона как полистадийные и полихронные образования, что нередко обусловливает сложные структуры рудных полей месторождений, наличие телескопирования в отложении минеральных комплексов, образование рудных столбов, формы проявления самородного золота - от тонкого, «невидимого» до самородкового, а также дискуссионность вопросов об источнике рудного вещества [Петровская, 1954; Бернштейн, 1962; Петров, 1974; Сазонов и др., 2010; Сердюк и др., 2010]. На сегодняшний момент основными векторами развития представлений об источнике рудного вещества, сформировавшего месторождения региона, являются осадочно-метаморфические толщи, гидротермы интрузий гранитоидов или базитов. По нашему мнению, длительность формирования рудных структур региона не исключает возможности суперпозиции флюида различного генезиса, а основными вопросами при изучении источников рудного вещества должны являться дискриминация и оценка доли флюида разного генезиса, принимавшего участие при образовании каждого конкретного месторождения. Возможным решением вопроса об источнике рудного вещества могут быть геохимический анализ изотопного состава серы сульфидной и широко применяемый в последнее время метод анализа распределения редких и рассеянных элементов в рудных минералах и золоте [Горячев и др., 2008; Guangzhou et al., 2009; Некрасова и др., 2010; Kun et al., 2014; Волков, Мурашов, Сидоров, 2016; Знаменский, 2017]. В его основу положено предположение о том, что состав микроэлементов и REE рудных минералов (в том числе сульфидов и золота) наследуют микроэлементный состав и REE-характеристики ру-дообразующего флюида [Kun et al., 2014]. Стоит отметить, что теория фракционирования редких и рассеянных элементов в сульфидных минералах и золоте разработана еще не полностью и сейчас находится на стадии накопления фактического материала. Однако такой анализ проведен уже для многих месторождений золота и показывает свою состоятельность, что подтверждается возрастающим количеством публикаций, посвященных этой теме. На основании изучения распределения редких, рассеянных элементов и благородных металлов в сульфидах и золоте, нами приводятся геохимическая аттестация рудных комплексов золото-сульфидного месторождения Панимба и выводы о вероятностном источнике рудообразующего флюида и металлов. © Сильянов С. А., Сазонов А.М., Тишин П. А., Некрасова Н.А., Лобастов Б.М., Звягина Е.А., Рябуха М.А., 2018 DOI: 10.17223/25421379/8/1 Геологическое строение месторождения Панимба Золоторудное месторождение Панимба расположено в центре Заангарской части Енисейского кряжа, в бассейне р. Панимба и р. Чиримба, правых притоков р. Большой Пит. Панимбинский рудный узел находится на территории Северо-Енисейского района Красноярского края, на площади листов О-46-19, О-46-20. На протяжении почти 100 лет в районе эпизодически проводились поисковые работы, но низкие содержания золота в рудах не способствовали их промышленному освоению. К концу 1990-х гг. в рудном узле выявлены рудопроявления Тавлик, Ми-хайловское, Правобережное и руч. Золотого. С 2005 г. в рамках расширения минерально-сырьевой базы ЗАО «Полюс», на площади рудного узла проводятся поисково-оценочные работы и предварительная разведка наиболее перспективных объектов. В 2015 г. компанией «Полюс Красноярск» месторождение Панимба поставлено на государственный баланс с запасами по категории С2 около 76 т. Рудный узел локализован между Татарским и Ишимбинским региональными рудоконтролирующими разломами, на юго-западном крыле Центрального антиклинория Енисейского кряжа в 1,5-2 км от выходов гранитов на юге Чиримбинского массива Татарско-Аях-тинского комплекса (рис. 1). Рис. 1. Геологическая карта рудного района месторождения Условные обозначения: 1-4 Стратифицированные терригенно-глинистые отложения: 1 - тунгусикской серии, 2-3 - сухопит-ской серии: 2 - кординской свиты, 3 - горбилокской, удерейской, погорюйской, сосновской свит; 4 - тейской серии; 5 - грани-тоиды; 6 - геологические границы; 7 - разрывные нарушения; 8 - месторождения золота Fig. 1. Geological map of the ore district of the deposit Legend: 1-4 Stratified terrigenous and clay deposits: 1 - Tungusikskaya suite, 2-3 - Sukhopitskaya series: 2 - Kordinskaya suite, 3 -Gorbilok, Uderey, Pogoryuy, Sosnovskaya suites, 4 - Teya series; 5 - granitoids; 6 - geological borders; 7 - faults; 8 - gold deposits В стратиграфическом разрезе докембрийских толщ ны к трехкилометровому интервалу сланцевых толщ Енисейского кряжа, месторождения региона приуроче- низов сухопитской серии рифея. В региональной рудной колонне месторождение Панимба занимает нижнюю часть разреза, локализуясь в углеродисто-терригенно-сланцевой толще кординской свиты нижнего рифея, метаморфизованной в условиях низко- и среднетемпе-ратурных фаций динамотермального и контактового метаморфизма. В строении месторождения принимают участие андалузитовые и кордиеритовые двуслюдяные сланцы, образованные по ритмично-полосчатым отложениям песчано-алевритово-глинистой толщи. Минерализованная зона с рудными телами вскрыта в узловатых кордиерит-андалузитовых двуслюдяных углеродизиро-ванных сланцах тонкослоистой алеврито-глинистой толщи, милонитизированных в сечении субмеридионального чешуйчатого сброса (рис. 2). Рис. 2. Схема геологического строения месторождения Панимба (составлена Р.Г. Шариповым с изменениями А.М. Сазонова) Условные обозначения: 1 - отложения в долинах ручьев; 2 - светло-бежево-серые андалузитовые сланцы (пачка 1 - песчано-алеврито-глинистые сланцы); 3-4 - зеленовато-серые двуслюдяные бластомилониты (пачка 2): 3 - узловатые, 4 - кордиерит-андалузитовые, иногда гранатсодержащие; 5 - темно-серые углеродистые сланцы (пачка 3): а - контрастно-тонкослоистые; б -однородные и слоеватые; 6 - известняки мраморизованные; 7 - серо-зеленые актинолитовые микросланцы; 8 - границы: а -литологические, б - метаморфических разновидностей пород; 9 - разрывные нарушения: а - установленные, б - предполагаемые; 10 - сбросы (зоны милонитизации); 11 - рудные тела; 12 - буровые профили детального изучения литолого-петрографического состава Fig. 2. Map of geological structure of the Panimba deposit (prepared by R.G. Sharipov, as amended by A.M. Sazonov) Legend: 1 - deposits in creek valleys; 2 - light-beige-gray andalusite slates (Band 1 - sand-aleurite-clay slates); 3-4 - greenish-gray two-mica blastomilonites (Band 2): 3 - knotty, 4 - cordierite-andalusite, sometimes garnet-containing; 5 - dark-gray carboniferous slates (Band 3): a - contrast-thin-banded; b - homogeneous and layered; 6 - marbleized limestones; 7 - gray-green actinolite mi-croslates; 8 - borders: а - lithological, b - metamorphic rock varieties; 9 - faults: a - identified, b - assumed; 10 - faults (milonitization zones); 11 - ore bodies; 12 - drilling lines of detailed study of the lithological and petrographic composition На площади месторождения широко развиты северо-восточные и субмеридиональные тектонические нарушения. Рудовмещающий разлом представлен системой параллельных и кулисообразно расположенных разрывных нарушений субмеридионального простирания, в контактовой зоне отложений сухопитской серии рифея и тейской серии нижнего протерозоя. Вдоль линии нарушения отмечена зона катаклаза и милонитизации мощностью 150-500 м с наложенной золотосодержащей кварцевой и сульфидной гидротермальной минерализацией. Рудные тела месторождения представлены мета-пелитовыми углеродсодержащими сланцами, инъецированными жилами, линзами и прожилками кварца. Сланцы и жильный кварц импрегнированы сульфидами и золотом. Главными минералами руд являются пирротин, пирит, арсенопирит. В качестве постоянных минералов-спутников присутствуют халькопирит и леллингит. В подчиненном количестве в рудах выявлена полиметаллическая и сопровождающая золотое оруденение висмут-теллуридная минерализация. Проба золота изменяется в пределах 798-944%о. Преобладающая часть металла отмечена в виде микромономинеральных прожилков, вкрапленников, межзерновых выделений в жильном кварце, зальбандах кварцевых прожилков и во вмещающих породах, в слюдах, арсенопирите, пирротине, пирите. Термобарогеохимические исследования [Гибшер и др., 2017] свидетельствуют о том, что золото-кварцевые жилы месторождения сформированы металлоносными Mg-Na-Cl-содержащими водно-углекислотно-углеводородными флюидами соленостью 8-23 мас. % NaCl-экв. Температурный интервал образования жильного кварца составил 180-410°С, а давление флюида изменялось от 0,2 до 3,3 кбар. Температуры образования сульфидов месторождения были оценены по арсенопиритовому [Kretschmar, Scott, 1976; Scott, 1983] и пирит-пирротиновому [Toulmin, Barton, 1964; Lambert, Simkovich, Walker, 1998] геотермометрам и составили 300-460 и 258-359°С для арсенопирита и пирротина соответственно. Рамановские исследования углеродистого вещества (УВ) сланцев и кварца месторождения позволяют говорить о том, что УВ представлено образованиями графита с дефектами на краях и внутри графеновых слоев, а также графитом с межслоевым аморфным углеродом. Не исключается присутствие углерода со структурой высшего антроксолита [Некрасова, Рябуха, Сильянов, 2017]. О. Бессак с соавторами показала, что отношение R2, связывающее площади пиков первого порядка (G, D1) и дополнительных пиков дефектов (D2, D3) на Раманов-ских спектрах углеродистого вещества, линейно зависит от пиковой температуры, достигнутой в момент его формирования [Beyssac et al., 2002]. Используя данный термометр, нами установлены пиковые температуры для УВ жильного кварца - 248-587°С, и для УВ сланцев - 201-610°С. На основании абсолютных датировок цирконов (U-Pb) и мусковитов (Ar-Ar) нами установлено, что региональный метаморфизм вмещающих рудные тела пород происходил в интервале 996,0±32-889,0±26,6 млн лет. Гранитообразование и контактовый метаморфизм сланцев в рудном поле произошли 868,9±6,5 млн л. н. Абсолютный возраст кварцевого жильно-прожилкового золото-сульфидно-вкрапленного оруденения лежит в интервале 817,2±5,3-744±17 млн лет (по мусковиту, Ar-Ar метод) и 815,0±37,6-762,3±33,3 млн лет (по циркону из рудного сланца, U-Pb-метод) [Сазонов и др., 2016]. Образцы и методы исследования Минералого-геохимическое исследование самородного золота, арсенопирита, пирита и пирротина проведено из проб, отобранных из горных выработок участков руч. Михайловского и руч. Золотого (табл. 1). Штуфные образцы, представляющие собой углеродистые сланцы с вкрапленностью сульфидов, и обломки жильного кварца с гнездовыми и трещинными выделениями рудных минералов подвергались щадящему дроблению в металлической ступе, после чего сульфидные минералы и золото обогащались водно-гравитационным методом. Окончательная очистка и доводка монофракций проводились под бинокулярным микроскопом. Затем монофракции сульфидных минералов истирались в агатовой ступке. Элементы-примеси определены методом ICP-MS на приборе Agilent 7500cx производства Agilent Technologies (США). Предварительно навеска проб сульфидов и золота поступательным разложением переводилась в азотнокислый и царско-водочный растворы, что позволяло удерживать в жидкой фазе и проанализировать максимально возможный спектр элементов. Качество полученных результатов оценивалось на основании стандартов горных пород и руд BCR-2, BHWO, ССЛ-1 и др. Анализы выполнены в ЦКП «Аналитический центр геохимии природных систем», ТГУ, г. Томск (аналитики Е.В. Рабце-вич и Е.И. Никитина). Термобарогеохимические исследования жильного кварца, сульфидов, углеродистого вещества выполнены в лаборатории термобарогеохимии ИГМ СО РАН, г. Новосибирск, методика детально описана в работах [Гибшер и др., 2017; Некрасова, Рябуха, Сильянов, 2017]. Основные характеристики изученных образцов Main characteristics of studied specimens Таблица 1 Table 1 Полевой (лабораторный) _номер_ Минерал, формула1 Место отбора Включения Л466,33-135 (61) Л470,03-135 (62) ПН146/570,5 (63) ПН194/110,5 (64) ПН134/224,1 (65) К-8-54 (26-З) С-126/414 (40-З) уч. Золотой уч. Золотой уч. Золотой уч. Михайловский уч. Золотой уч. Михайловский уч. Михайловский Арсенопирит Fe0,993As0,968S1,032 Арсенопирит Fe0,981As0,960S 1,040 Арсенопирит Fe0,980As0,968S1,032 Пирротин Fe9,839S11,000 Пирит Fe1,006S2,000 Золото Au0,908Ag0,091 Золото Au0,902Ag0,098 Кальцит, галенит, пирротин, рутил, мусковит, хлорит, циркон Пирротин, кварц, рутил, кальцит, хлорит, Ce-монацит, циркон, торит Пирротин, рутил, апатит, кварц, хедлейит, ильменит, хлорит, мусковит, фтор-апатит, торит Кальцит, мусковит Халькопирит, антимонит, хлорит, сидерит Примечания: 1 формулы рассчитаны по данным микрорентгеноспектрального анализа. Микрозонд Jeol JXA-8100, анализ выполнен в ИГМ СО РАН, г. Новосибирск, аналитик В.Н. Королюк. СЭМ Tescan Vega III SBH с ЭДС Oxford X-Act, анализ выполнен в R&D центре НорНикель ИГДГиГ СФУ, г. Красноярск, аналитик С.А. Сильянов. СЭМ Tescan Vega II LMU с ЭДС OXFORD INCA ENERGY 350, анализ выполнен в ЦКП «Аналитический центр геохимии природных систем», ТГУ, г. Томск, аналитик К.В. Бестемьянова; 2 по данным электронно-микроскопического изучения 20 зерен из каждой пробы. Notes: 1 formulas calculated on the basis of the X-ray microspectral analysis. Microprobe Jeol JXA-8100, analyzed in the Institute for Geology and Mineralogy of the Siberian Branch of the Russian Academy of Science, Novosibirsk, by V.N. Korolyuk. SEM Tescan Vega III SBH with EDS Oxford X-Act, analyzed in the Norilsk Nickel R&D center of the Institute for Mining, Geology and Geotechnology of the Siberian Federal University, Krasnoyarsk, by S.A. Silyanov. SEM Tescan Vega II LMU with EDS OXFORD INCA ENERGY 350, analyzed in the common use center "Analytical Center for Geochemistry of Natural Systems", Tomsk State University, by K.V. Beste-myanova; 2 as per the data of the electronic and microscopic study of 20 grains from each sample. Описание методик абсолютных датировок приведено в [Сазонов и др., 2016; Гибшер и др., 2017]. Изучение кристаллохимических особенностей сульфидов проведено совместно со специалистами института физики им. Л.В. Киренского СО РАН, г. Красноярск, по методикам, изложенным в работах [Сазонов и др., 2016; Кирик и др., 2017]. Результаты и обсуждение Ниже приводятся результаты изучения распределения редких и рассеянных элементов, а также благородных металлов в сульфидах и золоте месторождения Панимба. Также дана минералого-геохи-мическая характеристика изученных образцов. Минералого-геохимическая характеристика изученных образцов. Изученные образцы арсенопирита характеризуются слабым отклонением химического состава от теоретического. В минерале отмечены системный дефицит железа и преобладание серы над мышьяком (табл. 1). Мессбауэровские исследования рассматриваемых арсенопиритов показывают отклонение их структуры от идеальной. Так, ядерный гамма резонанс устанавливает всего 67-74 % атомов железа с окружением {3S3As}; на долю атомов железа с преобладанием лигандов серы в первой координационной сфере приходится 14-21 %, а с преобладанием мышьяка - 4-16 %. Единично для образца № 62 установлен выход 8 % атомов железа в тетра-эдрические пустоты кристаллической решетки [Сазонов и др., 2016; Кирик и др., 2017]. Исходя их химического состава пирротина, можно предполагать его ромбическую или моноклинную сингонию. Эмпирическая формула показывает слабый недостаток в катионной части минерала (табл. 1). Пирит месторождения имеет стехиомет-ричный состав, что подтверждается и мессбауэров-ским исследованием, показывающим, что около 98 % атомов железа находятся в окружении, соответствующем минералу. Лишь 2 % (на уровне чувствительности прибора) атомов железа соответствуют сульфат-гидрату (FeSO4nH2O). Самородное золото месторождения отвечает пробе 902-908 %о. Основным примесным элементом является серебро в количестве до 9,8 мас. %. Электронно-микроскопические исследования показывают наличие микровключений в большинстве исследованных образцов (табл. 1, рис. 3). Наиболее часто микровключения отмечены в образцах арсено-пирита, из рудных минералов здесь отмечены пирротин и реже - галенит и хедлейит. Среди нерудных встречаются кальцит, рутил, мусковит, хлорит, кварц. Стоит обратить внимание на наличие минералов - носителей редких и рассеянных элементов, в образце № 61 отмечен циркон (энергодисперсионный анализ не показывает наличия примесей); в образце № 62 диагностированы Ce-монацит (примеси La, Nd, Th), монацит (примеси Ce, Nd, Sm, Gd), циркон (примесь Hf и Th) и торит; в образце № 63 обнаружены апатит, фтор-апатит и торит. Образцы пирита и пирротина почти не содержат микровключений, единично отмечены кальцит, мусковит, халькопирит, антимонит и сидерит. Золото наиболее свободно от включений посторонних минеральных фаз, которые в изученных образцах нами не обнаружены вовсе. Рис. 3. BSE-фото микровключений в изученных образцах a-c -арсенопирит № 61; d-f - арсенопирит № 62; g-i - арсенопирит № 63; j - пирротин № 64; k-l - пирит № 65. Ars - арсено-пирит, Ap - апатит, Ga - галенит, Ru - рутил, Pyr - пирротин, Py - пирит, Zr - циркон, Cl - хлорит, Tr - торит, Ce-Mnz - ce-монацит, Qz - кварц, Mus - мусковит, Hed - хедлейит, Ilm - ильменит, Sid - сидерит, Hpy - халькопирит Fig. 3. BSE photo of microinclusions in the studied specimens a-c - arsenopyrite No. 61; d-f - arsenopyrite No. 62; g-i - arsenopyrite No. 63; j - pyrrhotite No. 64; k-l - pyrite No. 65. Ars - arseno-pyrite, Ap - apatite, Ga - galena, Ru - rutile, Pyr - pyrrhotite, Py - pyrite, Zr - zircon, Cl - chlorite, Tr - thorite, Ce-Mnz - ce-monazite, Qz - quartz, Mus - muscovite, Hed - hedleyite, Ilm - ilmenite, Sid - siderite, Hpy - chalcopyrite Распределение рассеянных элементов. Распределение рассеянных элементов в сульфидах и золоте месторождения оценено по данным ICP-MS (табл. 2). Для вмещающего субстрата - пород кор-динской свиты [Лиханов, Ревердатто, Вершинин, 2006, среднее по двум образцам (Е-8 и Е-10)] - характерно близкларковое (относительно состава верхней коры по [McDonough, Sun, 1995]) содержание Ni, Co, Rb, Ba, Ta, Zr, Nb, Hf, Ho, Th, U, Y, обращает внимание слабое обеднение рубидием. Таблица 2 Содержание рассеянных элементов в изученных образцах, г/т Table 2 Content of trace elements in the studied specimens, ppm № обр. 61 62 63 64 65 26-З 40-З Kd1 UC2 Минерал3 Ars Ars Ars Pyr Py Au Au Kd UC Cu 11,76 22,36 26,83 27,52 59,68 63,32 50,89 - 25 Pb 10,18 11,43 6,48 1,60 14,63 6,06 1,23 - 20 Bi 6,52 4,61 9,26 0,65 1,73 0,31 1,65 - 12,7 Zn 10,82 18,68 25,27 6,07 8,48 15,15 4,23 - 71 Sb 218,57 205,28 220,21 82,08 24,47 13,57 0,91 - 0,2 Cr 6,45 7,41 20,00 5,42 3,98 18,99 1,09 - 35 Ni 212,29 132,04 333,53 831,93 554,64 5,13 1,10 17,50 20 Co 167,79 491,19 358,00 287,83 74,63 0,54 0,17 9,05 10 Rb 1,31 1,24 3,08 0,74 2,36 0,00 0,03 135,00 112 Sr 3,67 2,96 6,11 2,44 4,83 8,88 0,92 92,00 350 W 0,61 0,65 2,65 0,07 0,07 1,38 0,45 - 2 Ba 21,15 15,69 30,84 8,39 31,53 26,04 8,22 455,50 550 V 1,77 1,93 7,41 1,13 1,20 0,46 0,70 - 60 Sn 0,96 0,55 2,02 0,25 0,47 0,68 0,94 - 5,5 Ta 0,21 0,15 0,41 0,01 0,01 0,12 0,02 1,35 2,2 Zr 90,22 117,21 111,72 1,39 4,60 2,97 0,41 218,00 190 Nb 2,24 1,92 5,25 0,05 0,09 0,12 0,02 16,00 25 Mn 18,85 24,51 23,40 9,29 60,78 7,56 1,20 - 600 Hf 2,13 2,73 2,71 0,03 0,10 0,11 0,01 7,15 5,8 Ho 0,13 0,22 0,36 0,01 0,06 0,01 0,00 1,40 0,8 Th 2,32 2,87 5,32 0,06 0,09 0,19 0,09 19,50 10,7 U 0,54 0,58 0,93 0,05 0,05 0,03 0,01 2,75 2,8 Y 4,42 7,22 12,39 0,31 1,92 0,40 0,03 37,00 22 Примечания: Породы кординской свиты [Лиханов, Ревердатто, Вершинин, 2006, среднее по двум образцам (Е-8 и Е-10)]; 2состав верхней коры по [McDonough, Sun, 1995]; 3Ars - арсенопирит, Pyr - пирротин, Py - пирит, Au - золото. Notes: 1rocks of the Kordinskaya suite [Likhanov, Reverdatto, Vershinin, 2006, average for two specimens (Е-8 and Е-10)]; Composition of the upper crust as per [McDonough, Sun, 1995]; 3Ars - arsenopyrite, Pyr - pyrrhotite, Py - pyrite, Au - gold. Спектры концентраций рассеянных элементов в арсенопирите, сульфидах железа и золоте (табл. 2, рис. 4) отличаются друг от друга, что отражает минеральную дифференциацию рассеянных элементов. Так, для арсенопиритов характерны близкларковые содержания Cu, Pb, Bi, Zn, Cr, W, Zr, Hf, Ho, Th, U и Y. Минерал обогащен сурьмой, никелем и кобальтом и обеднен Rb, Sr, Ba, V, Sn, Ta, Nb, Mn. Для ар-сенопирита характерны схожие тренды распределения Ta, Zr, Nb, Hf, Ho, Th, U, Y относительно вмещающих пород кординской свиты, что показывает наследование состава вмещающих пород. Для пирита и пирротина, так же как и для арсе-нопирита, отмечены высокие концентрации сурьмы, никеля и кобальта и близкларковые - меди и свинца. В остальном спектры сульфидов железа обнаруживают тренд обеднения всеми рассмотренными элементами. Для золота можно отметить заметное обогащение сурьмой, а также значимые концентрации меди, вольфрама и олова. В отношении Sb, W, Sn прослеживается подобие их распределения в арсе-нопирите и золоте самородном, что можно рассматривать как показатель геохимической родственности их происхождения. Остальные элементы характеризуются значительно низкими концентрациями относительно состава верхней коры, при этом минимальные концентрации обнаруживает рубидий. Распределение редкоземельных элементов. Сумма редкоземельных элементов в рассматриваемых пробах арсенопирита, пирита, пирротина и золота изменяется от 0,36 до 111,13 г/т (табл. 3). Минимальные содержания лантанидов характерны для самородного золота (№ 26-З, 40-З) и пирротина (№ 64), а наиболее высокие - для арсенопиритов (№ 61-63). Подобное распределение отражает связь концентраций редкоземельных элементов с количеством микровключений и их составом в рассматриваемых минералах - наиболее высокие содержания REE характерны для арсенопирита, который богаче включениями. Рис. 4. Спайдер-диаграммы распределения рассеянных элементов в изученных образцах Значения нормированы на состав верхней коры [McDonough, Sun, 1995]. Состав пород кординской свиты взят из работы [Ли-ханов, Ревердатто, Вершинин, 2006, среднее по двум образцам (Е-8 и Е-10)]. a - общая диаграмма; b - сульфиды железа и вмещающие породы; c - арсенопирит и вмещающие породы; d - золото и вмещающие породы Fig. 4. Spider diagrams of distribution of trace elements in the studied specimens Values scaled to the upper crust composition [McDonough, Sun, 1995]. Kordinskaya suite rock composition borrowed from the work [Likhanov, Reverdatto, Vershinin, 2006, average for two specimens (Е-8 and E-10)]. a - general diagram; b - iron sulfides and hosting rocks; c - arsenopyrite and hoisting rocks; d - gold and hoisting rocks Содержание REE в изученных образцах, г/т Content of REE in the studied specimens, ppm Таблица 3 Table 3 № обр. 61 62 63 64 65 26-З 40-З Kd1 Минерал2 Ars Ars Ars Pyr Py Au Au Kd La 4,815 20,410 2,762 0,254 0,950 0,553 0,088 77,5 Ce 11,487 49,491 7,325 0,601 2,015 0,968 0,183 136,5 Pr 0,908 6,014 0,710 0,045 0,193 0,087 0,016 19,5 Nd 3,283 23,796 3,004 0,150 0,789 0,294 0,039 64,5 Sm 0,661 4,762 0,874 0,030 0,214 0,053 0,010 11,5 Eu 0,110 0,633 0,195 0,010 0,053 0,015 0,002 2,0 Gd 0,601 2,761 1,103 0,040 0,260 0,066 0,008 9,45 Tb 0,094 0,279 0,202 0,006 0,046 0,010 0,001 1,3 Dy 0,580 1,234 1,477 0,041 0,270 0,062 0,007 7,3 Ho 0,127 0,219 0,356 0,008 0,055 0,013 0,001 1,4 Er 0,400 0,633 1,077 0,023 0,161 0,041 0,004 4,15 Tm 0,067 0,099 0,175 0,005 0,025 0,006 0,001 0,65 Yb 0,474 0,689 1,199 0,026 0,161 0,039 0,003 4,1 Lu 0,069 0,105 0,178 0,004 0,023 0,006 0,000 0,6 XREE 23,676 111,125 20,637 1,244 5,214 2,212 0,365 340,5 Примечания: 1 породы кординской свиты [Лиханов, Ревердатто, Вершинин, 2006, среднее по двум образцам (Е-8 и Е-10)]; 2Ars - арсенопирит, Pyr - пирротин, Py - пирит, Au - золото. Notes: 1rocks of the Kordinskaya suite [Likhanov, Reverdatto, Vershinin, 2006, average for two specimens (Е-8 and Е-10)]; 2Ars - arsenopyrite, Pyr - pyrrhotite, Py - pyrite, Au - gold. Таблица 4 Индикаторные отношения для изученных образцов Table 4 Indicator ratios for the studied specimens № обр. 61 62 63 64 65 26-З 40-З Kd1 Минерал2 Ars Ars Ars Pyr Py Au Au Kd1 XREE 23,68 111,13 20,64 1,24 5,21 2,21 0,36 340,45 XLREE 20,49 99,71 13,80 1,05 3,95 1,90 0,33 298,00 XMREE 0,77 5,39 1,07 0,04 0,27 0,07 0,01 13,50 XHREE 2,41 6,02 5,77 0,15 1,00 0,24 0,03 28,95 MH 8,50 16,56 2,39 6,88 3,94 7,82 12,89 10,29 Eu/Eu*3 0,53 0,53 0,61 0,90 0,68 0,75 0,72 0,58 Ce/Ce*3 1,33 1,08 1,27 1,36 1,14 1,07 1,17 0,85 Tm/Tm*3 1,00 0,97 1,00 1,26 1,01 0,98 1,04 1,00 TE34 0,07 0,17 0,04 0,06 0,04 0,08 0,06 0,06 TE44 0,07 0,02 0,04 0,24 0,03 0,04 0,03 0,03 Lan/Ybn55 6,89 20,14 1,56 6,68 4,01 9,63 17,32 12,84 Lan/Smn5 4,55 2,68 1,97 5,23 2,78 6,52 5,36 4,21 Gdn/Ybn5 1,02 3,24 0,74 1,24 1,31 1,37 1,76 1,86 Lan/Ybn6 0,54 1,57 0,12 0,52 0,31 0,75 1,35 1,00 Lan/Smn6 1,08 0,64 0,47 1,24 0,66 1,55 1,27 1,00 Gdn/Ybn6 0,55 1,74 0,40 0,67 0,70 0,74 0,94 1,00 Th/U 4,31 4,98 5,70 1,11 2,07 6,09 12,10 7,09 Co/Ni 0,79 3,72 1,07 0,35 0,13 0,11 0,15 0,52 Hf/Sm 3,22 0,57 3,11 0,91 0,49 2,09 1,37 0,62 Nb/La 0,46 0,09 1,90 0,18 0,09 0,22 0,22 0,21 Th/La 0,48 0,14 1,93 0,23 0,10 0,35 0,97 0,25 Примечания: 1 породы кординской свиты [Лиханов, Ревердатто, Вершинин, 2006, среднее по двум образцам (Е-8 и Е-10)]; 2 Ars - арсенопирит, Pyr - пирротин, Py - пирит, Au - золото; Ce и Eu аномалии рассчитаны по формулам: Ce/Ce *=Cen/V(Lan*Prn) и Eu/Eu*=Eun/V(Smn*Gdn), [Monecke et al., 2002а]. Аномалия тулия рассчитана аналогично: Tm/Tm*=Tmn/V(Ern*Ybn); 4 расчет тэтрадного эффекта фракционирования REE (TE3, TE4) произведен по формулам: TE3 = И Tb 2 + Dy 1 0 _Gd2/3Ho1/3 " LGd1/3Ho2/3 " и Tm 2 + Yb LEr2/3Lu1/3 "J Er1/3Lu2/3 "J TE4 = взятых из работы [Monecke et al., 2002b]; 5 отношение значений, нормированных на хондрит; 6 отношение значений, нормированных на состав вмещающих пород кординской свиты. Notes: 1 rocks of the Kordinskaya suite [Likhanov, Reverdatto, Vershinin, 2006, average for two specimens (Е-8 and Е-10)]; 2 Ars - arsenopyrite, Pyr - pyrrhotite, Py - pyrite, Au - gold. 3 Ce and Eu anomalies calculated with the formulas: Ce/Ce*=Cen/V(Lan*Prn) and Eu/Eu*=Eun/V(Smn*Gdn), [Monecke et al., 2002а]. Thulium anomaly calculated similarly: Tm/Tm*=Tmn/V(Ern*Ybn); 4 calculation of the tetrahedral effect of REE fractioning (TE3, TE4) performed using the formulas: TE3 = TE4 = и Tb 2 + Dy 1 0 _Gd2/3Ho1/3 " LGd1/3Ho2/3 " и Tm 2 + Yb LEr2/3Lu1/3 "J Er1/3Lu2/3 "J borrowed from the work [Monecke et al., 2002b]; 5 Ratio of values scaled to chondrite; 6 Ratio of values scaled to the composition of hoisting rocks of the Kordinskaya suite. При нормировании на хондрит [McDonough, Sun, 1995] паттерны распределения REE характеризуются плавным уменьшением содержаний LREE (XLREE/XHREE=2,39-16,56; Lan/Ybn=1,56-20,14) и равномерным распределением HREE (Gdn/Ybn=0,74-3,24) (табл. 4, рис. 5, а). Наиболее фракционированы в отношении распределения HREE и LREE образцы самородного золота (№№ 40-З; XLREE/XHREE=12,89; Lan/Ybn=17,32) и арсенопирита (№ 62; ILREE/IHREE=16,56; Lan/Ybn=20,14). Образец арсенопирита № 63, напротив, отличается практически прямолинейным характером хондрит-норми-рованного спектра (рис. 5, а), индикаторные отношения для него составляют: ELREE/EHREE=2,39; Lan/Ybn=1,56; Lan/Smn=1,97; Gdn/Ybn=0,74. Для вмещающих регионально-метаморфи-зованных пород кординской свиты, не затронутых гидротермальным процессом, характерны более высокая сумма REE (340,45 г/т), пологий тренд снижения концентраций REE в ряду от La до Lu (ILREE/EHREE= 10,29; Lan/Ybn=12,84), равномерное распределение HREE (Gdn/Ybn=1,86) (данные о концентрациях REE в неизмененных породах кординской свиты взяты из работы [Лиханов, Ревердатто, Вершинин, 2006]. Значения отношений здесь и далее даются как среднее по двум образцам Е-8 и Е-10). Относительно вмещающих пород все рассмотренные рудные минералы истощены REE, а паттерны их распределения, в целом, сходны с таковыми для вмещающих пород (за исключением обр. № 63), что может указывать на вынос металлов из пород при рудообразовании [Kun et al., 2014]. Однако присутствующие отличия (разная степень дифференциации REE) могут свидетельствовать о привносе части вещества из другого источника. Рис. 5. Распределения REE в изученных образцах а - значения нормированы на хондрит [McDonough, Sun, 1995]; b - значения нормированы на состав вмещающих пород кординской свиты [Лиханов, Ревердатто, Вершинин, 2006, среднее по двум образцам (Е-8 и Е-10)] Fig. 5. REE distribution in the studied specimens a - values scaled to chondrite [McDonough, Sun, 1995]; b - values scaled to the composition of hoisting rocks of the Kordinskaya suite [Likhanov, Reverdatto, Vershinin, 2006, average for two specimens (Е-8 and Е-10)] Нормированные на состав вмещающих пород кординской свиты концентрации REE в рудных минералах показывают преобладающий тренд концентрирования HREE относительно LREE (отношение Lan/Ybn изменяется от 0,12 до 1,57) (рис. 5, b; табл. 4). В целом значения отношений Lan/Ybn = = 0,12-1,57; Lan/Smn = 0,47-1,55; Gdn/Ybn = 0,40-1,74 показывают значительное выполаживание REE-спектров. Наиболее плоской формой характеризуется спектр самородного золота (№ 40-З), отношения Lan/Ybn, Lan/Smn, Gdn/Ybn стремятся к единице (табл. 4; рис. 5, b). Такое поведение REE указывает на наследование состава вмещающих пород [Борисов и др., 2011], а в случае с самородным золотом косвенно подтверждает выводы В.Г. Петрова о первично-осадочной природе золота региона, которое при гидротермальном процессе могло претерпеть ремобилизацию и переотложение. Единично устанавливается наличие тэтрадного эффекта фракционирования REE для третьей (TE3) и четвертой (TE4) тэтрады (табл. 4). В первом случае (№ 62, арсенопирит) проявлен слабый TE3 W-типа, а во втором - TE4 M-типа (№ 64, пирротин). TE4 M-типа обусловлен наличием слабой положительной аномалии тулия (1,26). Подобная аномалия отмечалась А.Н. Некрасовой с соавторами для самородного золота Енисейско-Восточно-Саянской провинции [Некрасова и др., 2010]. Наличие TE REE может указывать на магматическую или высокотемпературную дифференциацию вещества [Monecke et al., 2002b]. Об участии глубинного флюида при рудообразова-нии может говорить слабая отрицательная корреляция EREE и Eu/Eu*, проявленная для изученных проб [Знаменский и др., 2014]. Такой флюид мог быть связан с постмагматическими эманациями Чиримбинско-го массива гранитоидов, связь оруденения с которым подтверждается термобарогеохимическими исследованиями флюидных включений и определениями изотопного состава серы сульфидной [Гибшер и др., 2017]. Однако низкие концентрации REE и их паттерны с тенденцией обогащения LREE указывают на флюид метаморфического генезиса [Горячев и др., 2008; Волков, Мурашов, Сидоров, 2016]. Поведение европия характеризуется доминирующей отрицательной аномалией, абсолютное значение которой изменяется от 0,90 до 0,53 (см. табл. 4; рис. 5, а). Церий проявляет тенденцию к накоплению в рассмотренных образцах, что выражено в положительной аномалии с абсолютными значениями от 1,07 до 1,36. Наличие отрицательных аномалий европия в комбинации с положительными - церия, указывает на высокую степень восстановленности рудообразую-щего флюида [Kun et al., 2014]. Индикатором окислительно-восстановительных свойств флюида является Th/U отношение, значение которого для изученных образцов выше единицы и изменяется от 1,11 до 12,10, также указывая на восстановительный характер флюида. Восстановленность рудообразующего флюида подтверждается и отношением алканов к алкенам, которое в нашем случае выше единицы. В газовой фазе включений в сульфидах и кварце месторождения доминируют алканы [Гибшер и др., 2017]. Полученные данные говорят о том, что сульфиды и золото преимущественно концентрируют LREE и в то же время деплетированы HFSE, что подтверждается отношениями Hf/Sm, Nb/La и Th/La, значения которых обычно меньше единицы (табл. 4). Такое поведение рассматриваемых элементов указывает на обогащение флюида хлоридными комплексами. Обогащение гидротерм фтором ведет к одновременному концентрированию REE и HFSE, при этом отношения Hf/Sm, Nb/La и Th/La больше единицы, что характерно для образца арсенопирита (№№ 63). Однако, термобарогеохимические исследования подтверждают наличие только хлоридных комплексов [Гибшер и др., 2017]. Индикаторным отношением, указывающим на температуру образования минералов, является Содержание благородных металлов в изученных образцах, г/т Content of precious metals in the studied specimens, ppm Таблица 5 Table 5 № обр. 61 62 63 64 65 26-З 40-З Минерал Ars Ars Ars Pyr Py Au Au Ru 0,004 0,003 0,002 0,006 0,002 0,000 0,002 Pd 0,145 0,235 0,387 0,015 0,072 1,931 1,256 Ag 18,084 11,495 10,593 3,623 11,915 9,11' 9,821 Pt 0,037 0,044 0,044 0,000 0,004 0,829 0,030 Au 4,920 3,608 2,395 2,626 2,111 89,47* 90,181 Re 0,003 0,029 0,008 0,025 0,001 - - Au/Ag 0,27 0,31 0,23 0,72 0,18 9,82 9,18 Примечание: 1 в мас. % по данным микрорентгеноспектрального анализа. СЭМ Tescan Vega III SBH с ЭДС Oxford X-Act, анализ выполнен в R&D центре НорНикель ИГДГиГ СФУ, г. Красноярск, аналитик С.А. Сильянов. Note: 1 in wt. % as per the data of the X-ray microspectral analysis. SEM Tescan Vega III SBH with EDS Oxford X-Act, analyzed in the Norilsk Nickel R&D center of the Institute for Mining, Geology and Geotechnology of the Siberian Federal University, Krasnoyarsk by S.A. Silyanov. Co/Ni-отношение. Его значение для изученных образцов изменяется от 0,11 до 3,72 (табл. 4). Для большинства образцов Co/Ni меньше либо близко к единице, что говорит о низкой и средней температуре минералообразования. Для образца арсенопирита (№ 62) Co/Ni = 3,72, что может быть интерпретировано локальным увеличением температуры при образовании минерала либо о возможном влиянии глубинных гидротерм [Kun et al., 2014]. Средние температуры рудообразования подтверждаются термоба-рогеохимическими исследованиями жильного кварца месторождения. Исследование показывает, что месторождение сформировано при температуре 180-410°С и давлении 0,2-3,3 кбар [Гибшер и др., 2017]. Распределение благородных металлов. Из благородных металлов в сульфидах преобладает серебро (табл. 5). Максимальные его концентрации (10,618,1 г/т) определены в арсенопиритах и пирите. Для образца пирротина характерно минимальное содержание металла - 3,6 г/т. Содержание золота значительно ниже и изменяется от 2,1 до 4,9 г/т. Из элементов платиновой группы преобладает палладий с концентрациями от 0,0n (для пирита и пирротина) до 0,4 г/т (для арсенопиритов). Концентрации платины не превышают 0,0n г/т в арсенопиритах и 0,00n г/т в пирите, для пирротина содержание металла ниже предела обнаружения. Максимальные концентрации рения (0,0n г/т) установлены для образцов арсенопи-рита (№ 62) и пирротина (№ 64), для остальных сульфидов доля рения не превышает 0,00n г/т. Рутений во всех сульфидах содержится в количествах не более тысячных долей грамма на тонну. Самородное золото характеризуется пробой 902-908%о (табл. 5). Основным примесным элементом является серебро в количестве до 9,8 мас. %. Также характерна примесь палладия до 1,9 г/т и платины до 0,8 г/т. Содержания рутения не превосходят 0,00n г/т, рений не определялся. Золото-серебряное отношение в сульфидах колеблется в узком диапазоне 0,18-0,72, а в самородном золоте возрастает до 9,18-9,82. По существующим представлениям, в месторождениях, где самородное золото является основным минералом Au и Ag, величина Au/Ag в рудах должна приближаться к величине отношения в самородном золоте [Пальяно-ва, 2008]. На основании полученных нами данных, можно предполагать наличие других минералов серебра (например, акантита, ютенбогаардтита и др.) в рудах месторождения Панимба. Наличие сульфидов золота и серебра не отмечалось ранее в рудах месторождения Панимба, однако на основании золото-серебряного отношения в сульфидах можно предполагать, что они имеются. Заключение 1. Абсолютный возраст кварцевого жильно-прожилкового золото-сульфидно-вкрапленного ору-денения месторождения Панимба лежит в интервале 817,2±5,3-744±17 млн лет (по мусковиту, Ar-Ar метод) и 815,0±37,6-762,3±33,3 млн лет (по циркону из рудного сланца, U-Pb метод). Возраст регионального метаморфизма оценен в 960±32-889,0±26,6 млн лет. Гранитообразование и сопутствующий контактовый метаморфизм произошли 868,9±6,5 млн л. н. 2. Жильный кварц месторождения сформирован Mg-Na-Cl-содержащими водно-углекислотно-углево-дородными флюидами соленостью 8-23 мас. % NaCl-экв в интервале температур и давлений 180-410°С, 0,2-3,3 кбар соответственно. Температуры формирования сульфидов укладываются в этот интервал: ар-сенопирит 300-460°С, пирротин 258-359°С. Пиковые температуры образования углеродистого вещества в кварце (248-587°С) и сланцах (201-610°С) незначительно выше. 3. Рудоносные флюиды средних-низких температур характеризовались высокой восстановленно-стью, что подтверждается наличием положительных аномалий церия и отрицательных - европия; значением Th/U>1; отношением алканов к алкенам в сульфидах и кварце месторождения (больше единицы), а также преобладанием хлоридных комплексов. 4. Арсенопирит месторождения характеризуется системным дефицитом железа и преобладанием серы над мышьяком. Для минерала характерна структурная разупорядоченность, выраженная в образовании позиций железа с ближайшим окружением с преобладанием серы и мышьяка, при этом доля атомов железа с преобладанием серы выше, что согласуется с данными химического состава. 5. Рассмотренные арсенопириты наиболее насыщены микровключениями (рудные и породообразующие минералы, а также минералы - носители редких и рассеянных элементов). В пирите и пирротине микровключений значительно меньше, а в золоте самородном они отсутствуют. Отмечается корреляция содержания REE от количества микровключений в минерале. 6. Пирротин месторождения характеризуется слабым дефицитом железа. Пирит крайне стехио-метричен, что подтверждается мессбауэровскими данными, которые показывают, что 98% атомов железа находятся в окружении, соответствующим минералу. Самородное золото месторождений высокопробно (902-908%о) и обнаруживает значительные примеси только серебра. 7. Распределение рассеянных элементов показывает схожесть составов для групп минералов: арсе-нопирит, пирит и пирротин, золото. Арсенопирит характеризуется более близким микроэлементным составом по отношению к вмещающим породам. Самородное золото и арсенопирит схожи по распределению Sb, W и Sn. Все изученные минералы характеризуются повышенными содержаниями сурьмы, при отсутствии в рудах макроскопических выделений минералов этого элемента. 8. Золото-серебряное отношение в сульфидах (0,18-0,72) и самородном золоте (9,18-9,82) указывает на возможность обнаружения в рудах сульфидов серебра и золота (например, акантита, ютенбо-гаардтита и др.). 9. Арсенопирит почти всегда проявлен в рудах в виде метакристаллов, футляровидных образований и пойкилобластов, содержащих многочисленные включения породообразующих и рудных минералов. Для минерала также характерна особенность включать в себя минералы, содержащие редкие и рассеянные элементы (циркон, монацит, торит, апатит). Для сульфидов железа (пирит, пирротин) количество микровключений минимальное, а в самородном золоте минеральные включения почти не встречаются. Наличие подобных закономерностей говорит о своеобразности механизма роста арсенопирита и других сульфидов. На эти особенности арсенопирита следует обращать внимание при генетической интерпретации геохимических данных. 10. Полученные данные по изучению распределения редких элементов в сульфидах и золоте позволяют предполагать комплексный источник рудного вещества. Так схожесть распределения REE в рудных минералах и вмещающих породах, а также выпола-живание спектров при нормировании на состав вмещающих пород говорит о наследовании части вещества протолита при рудообразовании. В целом низкие концентрации редких земель и спектры их распределения с обогащением LREE говорят о метаморфоген-ной природе рудного флюида. В противоположность этому наличие тэтрадных эффектов фракционирования лантанидов, отрицательная корреляция XREE и Eu/Eu* и высокие отношения Co/Ni указывают на участие глубинных эманаций. Полигенность рудного флюида подтверждается и изотопией серы сульфидной, данные которой говорят

Скачать электронную версию публикации