Скарны шеелит-сульфидных месторождений востока России

СКАРНЫ ШЕЕЛИТ-СУЛЬФИДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ВОСТОКА РОССИИ

Обобщены ранние и приведены новые данные по скарнам крупнейших на Востоке России шеелит-сульфидных месторождений: Лермонтовскому, Восток-2 и Агылки. Выделено три временных периода, в течении которых формировались скарны месторождений. Показаны основные черты сходства и различия разновременных групп скарнов по геологической позиции скарновых тел, по сопутствующему им оруденению, по типоморфным признакам главных породообразующих минералов (пироксену, гранату) и др. Дана оценка основных физико-химических параметров процесса образования скарнов.

The paper summarizes the earlier and presents new data on skarns of the largest in the East Russia scheelite-sulfide deposits: Lermontovskoe, Vostok-2, and Agylki. Three periods of skarn formation have been distinguished in the deposit. The similarity and difference of different-time skarn groups are discussed from the geological position of skarn bodies, accompanying mineralization, typomorphic features of the main rock-forming minerals (pyroxene, garnet), and others. Estimation of the main physico-chemical parameters of the skarn formation is given.

Восток России является одним из перспективных вольфрамоворудных регионов. Здесь уже известны крупные скарново-шеелит-сульфидные месторождения в Якутии (Агылки) и Приморском крае (Лермонтовское, Восток-2, рис. 1). На базе двух последних до настоящего времени работают горнодобывающие предприятия.

В предлагаемой работе обобщены материалы по скарнам перечисленных месторождений с целью возможной последующей оценки перспектив малоизученных рудопроявлений региона, таких как Тисовое, Скрытое, Кордонное и др. Основопологающими в области изучения скарнов рассматриваемых месторождений можно считать работы Г.Н. Степанова (1977) - по Востоку-2, автора (1984) -по Лермонтовскому, Б.Л. Флерова с соавторами (1974) - по Агылкам. На разных вопросах минералогии скарнов, околорудных метасоматитов и руд, их зональности и генезиса, а также на вопросах прогнозирования шеелитовой минерализации акцентировано внимание в работах Ю.Г. Иванова (1974), А.Е. Силаева (1985), В.С. Кудрина и др. (1985), М.А. Кудриной и др. (1985), Ф.Р. Апельцина (1985), М.В. Бораданова и др. (1985) и многих других.

Рисунок 1 - Тектоническая позиция скарново-шеелит-сульфидных месторождений (1 - вулканиты и вулканогенные пояса; 2 - комплексы пород мелового возраста; 3 - комплек-сы пород триасово-юрского возраста; 4 - комплек-сы пород палеозойского возраста; 5 - щиты, сре-динные массивы; 6 - глубинные разломы: а) сдви-ги, б) надвиги; 7 - скарново-шеелит-сульфидные месторождения: 1 - Агылки, 2 - Лермонтовское, 3 - Восток-2)

Скарны изученных месторождений развиваются по породам вулканогенно-кремнисто-карбонатно-терригенной формации. На месторождениях Лермонтовском и Восток-2, кремнисто-карбонатные породы наблюдаются в виде олистолитов (от нескольких сантиметров до сотен метров) пермского возраста в вулканогенно-терригенном матриксе триаса (А.И. Ханчук, 1993), а на месторождении Агылки пласт известняков (3-5 м) залегает согласно с вмещающими его терригенными породами триаса.

Районы всех месторождений характеризуются развитием разнообразных по петрохимическому составу и происхождению интрузивных образований от габбро (или спессартитов на Агылках) до гранитов и аплитов (М.Г. Руб и др., 1982). Для месторождений Приморского региона установлено, что скарны и шеелит-сульфидная минерализация пространственно и, вероятно, генетически ассоциируют с гранитоидами имеющими коровую природу (Л.Н. Хетчиков и др., 1991, 1996, 1998).

Особенностью процесса скарнообразования изученных месторождений является его проявление в несколько периодов (стадий). Многостадийность скарнового процесса была впервые изучена Л.И. Шабыниным (1978) на примере железорудных месторождений, где ранние магнезиальные скарны магматической стадии замещаются известковыми скарнами постмагматического периода. Такая же многостадийность процесса для месторождений шеелит-сульфидного типа была впервые показана автором (1984) на примере Лермонтовского месторождения. Детальное изучение скарнов месторождения Агылки, а также сопряженной с месторождением Восток-2 территории рудопроявления Тисовое, позволило и на них выявить аналогичную закономерность, а именно, формирование скарнов в три временных периода: ранний, средний и поздний.

На всех месторождениях в ранний период кристаллизуются безрудные (менее 0.01% WO₃) минеральные ассоциации скарнов, сложенные преимущественно гранатом (гроссуляром), волластонитом, везувианом, эпидотом и пироксеном (от диопсида до ферросалита). Для околоскарновых образований, развивающихся по алюмосиликатным породам (роговикам и гранитоидам), кроме пироксена, типичны амфибол и плагиоклаз. Скарны имеют инфильтрационно-биметасоматическу природу и образуют как моно- и полиминеральные прожилки и зоны (до первых метров) в мраморах (зональность отсутствует), так и тела с зональным строением (рис. 2). Обобщенная метасоматическая колонка имеет следующий вид:

- алюмосиликатная порода (гранитоид, биотитовый роговик);

- амфибол-плагиоклазовая околоскарновая порода;

- пироксен-плагиоклазовая околоскарновая порода;

- пироксеновый скарн (часто отсутствует);

- пироксен-эпидотовый или эпидотовый скарн (для месторождения Агылки);

- пироксен-гранатовый или гранат-пироксеновый скарн (иногда с везувианом);

- гранатовый или гранат-везувиан-волластонитовый скарн (пироксен редко);

- волластонитовый скарн (часто с небольшим количеством граната и пироксена);

- зона гидротермально измененных мраморов (не всегда хорошо выражена);

- мрамор.

В целом, она отражает эндогенную зональность в распределении минеральных ассоциаций скарнов относительно интрузивного контакта или рудоподводящих структур. Так, ассоциации с волластонитом более типичны в скарновых телах, локализованных непосредственно вблизи от интрузивных тел, а в скарновых телах на удалении от них в составе ассоциаций преобладает пироксен, при подчиненном значении граната и везувиана.

Используя классификацию скарнов по температурным фациям В.А. Жарикова (1978), можно заметить, что высокотемпературные фации с волластонитом характерны для скарнов месторождений, расположенных в более эрродированных районах (Лермонтовское), в то время как для районов со слабой эррозией в скарнах преобладают пироксен-гранатовая и пироксен-эпидотовая фации, при полном отсутствии волластонитовой (Агылки).

Рисунок 2 - Строение ранних скарнов шеелит-сульфидных месторождений (1 - гранат; 2 - пироксен; 3 - эпидот; 4 - везувиан; 5 - амфибол; 6 - а) сульфиды, б) шеелит; 7 - плагиоклаз; 8 - волластонит; 9 - а) мраморы, б) гидротермальные карбонаты; 10 - а) роговики, б) кремнистые породы; 11 - а) гранитоиды, б) измененные гранитоиды; 12 - а) вулканогенные породы, б) окварцевание)

В целом, ранние скарны имеют более широкий ареал распространения, по сравнению со скарнами других периодов, но во всех случаях не выходят за зону контактового ореола интрузивных пород. Так, на Лермонтовском месторождении ранние скарны встречаются как в контакте штока, так и крупного Шивкинского массива высокоглиноземистых грантоидов. На месторождении Восток-2 они наблюдались в обрамлении Бисерного массива биотитовых гранитов, хотя их признаки появляются и на глубоких горизонтах вблизи штока месторождения. На Агылках зоны ранних скарнов имеют подчиненное распространение и отмечаются только в непосредственной близости от контакта с дайками гранодиорит-порфиров.

Аналогичные по минеральному составу скарны известны на многих плутоногенных месторождениях вольфрама палеозойского и более древнего возраста, сведения по которым обобщены М.Т. Энауди с соавторами (1984). По их данным, эти образования трактуются как «скарноиды» и имеют метаморфогенную природу. В нашем случае, вопрос о метаморфогенной природе скарнов раннего периода является дискуссионным, так как, судя по химическому составу известняков (табл. 1), в них нет достаточного количества глинозема, магния, железа и др, необходимых для образования скарновых тел наблюдаемой мощности (более 1 м). Тем не менее, принадлежность этих скарнов к продуктам ранней постмагматической стадии (после образования роговиков) - очевидна.

Таблица 1

Скарны среднего периода имеют более простой минеральный состав. На всех месторождениях они сложены пироксеном - геденбергитом. Иногда (на Лермонтовском месторождении и глубоких горизонтах Восток-2) по контакту пироксенового скарна с мраморами наблюдается оторочка волластонита. Строение околоскарновых пород такое же. как и в предыдущем случае (рис. 3).

Особенностью этих скарнов является их повышенная вольфрамоносность (более 0.15% WO₃) и постоянная вкрапленность сульфидных минералов (пирротин, халькопирит) до 10-15%. В случае, когда скарновые зоны расположены вблизи интрузивного контакта, по роговикам вдоль них часто наблюдается мономинеральная зона более крупнозернистого (в сравнении с биотитом из роговиков) биотита, часто с порфировидными выделеиями (2-3 мм) амфибола. Интересен и тот факт, что в этих скарнах шеелит-сульфидная минерализация наблюдается преимущественно в гнездах кварцевого состава, где включения мелких (до 1 мм) идиоморфных кристаллов шеелита находятся в сростках с кристаллами пироксена более поздней генерации, реже апатита и плагиоклаза (андезина). В обрамлении таких гнезд сульфиды выполняют интерстиции зерен или по спайности замещают пироксен, причем, амфибол здесь хотя и обычен, но имеет подчиненное распространение, по сравнению с аналогичной по минеральному составу фацией метасоматитов позднещелочной стадии. Арсенопирит для этих руд не типичен. Учитывая перечисленные факты, можно предположить, что шеелит-сульфидная минерализация для этих скарнов является сопутствующей (по В.А. Жарикову и др. 1987). Термобарометрическое изучение кварца из гнезд показало, что на всех месторождениях температура его кристаллизации лежит в диапазоне 300-350^оС, независимо от того к какой температурной фации отнесены скарны раннего периода.

Рисунок 3 - Строение поздних скарнов шеелит-сульфидных месторождений. Условные обозначения см. на рис. 2

Скарны позднего периода, особенностью которых является сопутствующая полиметаллическая минерализация, изучены недостаточно в виду их незначительного распространения. На Лермонтовском месторождении такие скарны наложены на скарны раннего и среднего периодов. В их минеральном составе преобладает гранат, а пироксен имеет подчиненное распространение. На месторождении Восток-2 поздние скарны наблюдаются в мраморах экзоконтакта Бисерного масссива гранитоидов в виде инфильтрационных зон андрадитового состава. Здесь их взаимоотношения со скарнами других периодов не установлены.

Типоморфной особенностью скарнов является химический состав главных породообразующих минералов: гранатов, пироксенов амфиболов и др. (табл. 2).

Таблица 2

Обращает на себя внимание узкая область состава гранатов (рис. 4), соответствующих гроссуляру (15-25% андрадитового минала) и характеризующих минеральные ассоциации ранних скарнов.

Рисунок 4 - Состав гранатов шеелит-сульфидных месторождений (1 - гранаты из ранних скарнов, сопутствующих вольфрамовой минерализации; 2 - гранаты из поздних скарнов с полиметаллической минерализацией)

Причем, для гранатов из более высокотемпературных скарнов Лермонтовского месторождения доля альмандин-спессартитовой составляющей не превышает 10%, а для гранатов из месторождения Агылки (более низкотемпературные скарны) она достигает 20%. Следует отметить, что наблюдаемые на месторождениях Лермонтовское и Восток-2 поздние скарны с гранатами андрадитового состава, вероятно, следует считать производными другого (не связанного с вольфрамом) этапа, так как в них установлена полиметаллическая минерализация. По содержанию альмандин-спессартитового компонента, количество которого редко превышает 10%, поздние гранаты не отличаются от гранатов из ранних скарнов.

Состав пироксенов рассматриваемых месторождений варьирует в диапазоне от диопсида до геденбергита (рис. 5). Среди них выделены три группы, характеризующие скарны соответствующих периодов.

В первой группе пироксены имеют диопсид-салитовый состав. Они типичны для безгранатовых парагенезисов. Скарны с таким составом пироксена наблюдаются в виде реликтов среди кварцево-шеелитовых руд, локализованных непосредственно на контакте с гранитоидами. Присутствие их в контактах штока Лермонтовского месторождения и крупного массива гранитоидов на рудопроявлении Тисовом, может косвенно указывать на более высокие температуры образования ранних скарнов этих месторождений, в сравнении со скарнами месторождения Агылки, где диопсидовые скарны отсутствуют. Широкая область состава пироксенов (салит-ферросалит) характеризует главным образом гранатсодержащие ассоциации скарнов. В эту же область попадают пироксены из пироксен-плагиоклазовых пород, причем состав пироксенов из зон по гранитоидам приближается к салиту. Пироксены второй и третьей групп соответствуют геденбергиту, но различаются по содержанию иогансенитовой составляющей. Так, в пироксенах из скарнов с сопутствующей вольфрамовой минерализацией (вторая группа), количество иогансенитового минала не превышает 10%, в то время как в пироксенах из скарнов с полиметаллическим оруденением (третья группа) его содержание достигает 18%. Это сближает последние с пироксенами из полиметаллических месторождений.

Рисунок 4 - Состав гранатов шеелит-сульфидных месторождений (1 - гранаты из ранних скарнов, сопутствующих вольфрамовой минерализации; 2 - гра-наты из поздних скарнов с полиметаллической минерализацией)

Константы равновесия (Кр) сосуществующих пироксенов и гранатов (табл. 2), расчитанные по методике В.А. Жарикова (1966), показывают, что:

1. Ранние скарны Лермонтовского месторождения имеют узкий диапазон вариаций значений Кр от 1.0 до 10.2. Значения близкие к единице типичны для скарновых тел расположенных в контакте с гранитоидами, а близкие к 10.2 - на удалении от него. Следует отметить, что диапазон вариаций Кр не зависит от того, локализованы ли скарны в контакте штока или крупного массива гранитоидов. В целом, незначительные колебания этого параметра могут косвенно указывать на относительно постоянный температурный градиент в контактовом ореоле этого месторождения. Скарны с полиметаллической минерализацией имеют константу равновесия от 0.47 до 1.5. Последнее значение, по мнению автора, не является корректным, так как при детальном петрографическом изучении таких скарнов выявляются признаки (взаимоотношения минералов, реакционные каемки, повышенные количества амфибола, эпидота и др.), свидетельствующие о непарагенности ассоциаций этих пироксенов и гранатов.

2. Константы равновесия для скарнов месторождения Восток-2 (от 10.9 до 25.0), а также скарнов на сопряженной с ним территории рудопроявления Тисовое (от 25.3до 47.3) изменяются в более широком диапазоне и имеют более высокие значения. Причем, с увеличением глубины залегания скарновых тел наблюдается закономерное понижение значений константы равновесия до 9-16 (против 10-25 на верхних горизонтах). Если предположить, что и месторождение Восок-2, и рудопроявление Тисовое имеют один и тот же рудогенерирующий источник, то на глубоких горизонтах первого следует ожидать скарны с Кр меньше 9 (такие же как и на Лермонтовском), а так же становится вполне понятной общая относительно повышенная марганцовистость скарновых минералов для второго.

3. Для скарнов месторождения Агылки установлен еще более широкий спектр вариаций Кр - от 2.3 до 40.4 и более. Здесь, как и на Лермонтовском месторождении, для скарнов с константой равновесия более 40.4, парагенность сосуществующих пироксенов и гранатов проблематична уже потому, что пироксены с содержанием геденбергитового минала более 90% присущи только скарнам позднего периода, с сопутствующими им сульфидной и шеелитовой минерализацией. Следует отметить, что первые значения Кр типичны для скарнов, локализованных в контакте с дайками, а вторые - на небольшом (10-20 м) удалении от них. Этот факт, в совокупности с данными по петрологии роговиков, может свидетельствовать о крайне неравномерном температурном градиенте в поле контактового ореола, создаваемого серией субпараллельных даек гранитоидов.

Полученные результаты по минералогии и зональности скарнов, хорошо согласующиеся с теоретическими (Д.С.Коржинский, 1955) и экспериментальными исследованиями (В.А.Жариков,1982; Г.П.Зарайский, 1989), позволяют сделать ряд выводов:

- все месторождения характеризуются растянутым во времени полистадийным процессом скарнообразования, что выражается как в структурно-тектоническом плане, так и рудоносности скарнов разных периодов. По геологической позиции, минеральному составу, физико-химическим условиям кристаллизации скарны раннего и среднего (вольфрамсодержащие) периодов можно считать производными одного постмагматического раннещелочного гидротермального этапа минерализации (по Д.С Коржинскому, 1955). Скарны позднего периода с полиметаллическим оруденением, вероятнее всего, следует относить к более поздним проявлениям магматической деятельности в районах изученных месторождений;

- результаты изучения константы равновесия сосуществующих пироксенов и гранатов указывают, что скарны с вольфрамовой минерализацией на всех месторождениях кристаллизовались из растворов повышенной кислотности (Кр более 1), а из растворов пониженной кислотности кристаллизовались скарны с полиметаллическим оруденением (Кр менее 1);

- намечается тенденция повышения кислотности растворов по мере их продвижения (удаления) от интрузивного контакта, и аналогично - от ранних ассоциаций к поздним. В этом же направлении более высокотемпературные ассоциации с волластонитом (750-500^оС) сменяются относительно низкотемпературными - пироксен-гранатовыми(650-450^оС) и пироксен-эпидотовыми (менее 500^оС);

- скарны всех месторождений формировались из хлоридных растворов и, судя по парагенезису пироксена с плагиоклазом, относятся к фации нормальной щелочности. При этом, формирование скарнов раннего периода происходило при повышенной активности в растворах Al, Mg, летучих F, OH, на что указывает присутствие в них гроссуляра, гидрогроссуляра, диопсида, фторапатита, сфена и др. Скарны среднего периода кристаллизовались при повышенной активности Fe, на фоне увеличивающейся роли в растворах СО₂ и серы, в восстановительной среде (присутствие пирротина), в температурном интервале 450-320^оС;

- значительные вариации константы равновесия для скарнов, расположенных на одном гипсометрическом уровне (месторождение Агылки), могут быть объяснены неравномерностью температурного поля контактового ореола, создаваемого серией субпараллельных даек гранитоидов, удаленных от предполагаемого на глубине интрузивного штока. В противоположность этому, шток гранитоидов месторождения Лермонтовского расположен в равномерном температурном поле контактового ореола, создаваемого крупным массивом такого же петрохимического состава;

- соотношение объемов высоко- и низкотемпературных ассоциаций в скарнах позволяет рассматривать изученные месторождения Лермонтовское, Восток-2 и Агылки как эволюционный ряд скарновых месторождений разных температурных фаций (от высоко-, до относительно низкотемпературных).

ЛИТЕРАТУРА

1. Апельцин Ф.Р., Лугов С.Ф. и др. Локальное прогнозирование плутоногенных месторождений молибдена, вольфрама и олова. М.: Недра, 1985. 243 с.

2. Бораданов В.М., Кудрина М.А. Возможность использования особенностей состава скарнов при оценке их продуктивности на вольфрам // Критерии прогнозной оценки скарново-шеелитовых месторождений. М.: 1985, С.30-38

3. Гвоздев В.И. Минеральные ассоциации и генезис Лермонтовского скарново-шеелитового месторождения // Дисс…канд. геол.-минер. Наук, 1984, Владивосток. 301 с.

4. Жариков В.А. Соответствие составов сосуществующих пироксена и граната известковых скарнов // Докл. АН СССР, 1966, т.170, №2, с.425-428.

5. Жариков В.А., Омельяненко Б.И. Классификация метасоматитов // Метасоматизм и рудообразование. М.: Наука, 1978. С.9-28.

6. Жариков В.А. Физико-химические исследования околорудного метасоматизма // Геохимия. 1982, №12. С.1754-1787.

7. Зарайский Г.П. Зональность и условия образования метасоматических пород. М.: Наука, 1989. 341 с.

8. Иванов Ю.Г. Геохимические и минералогические критерии поисков вольфрамового оруденения. М.: Недра, 1974.

9. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов // Основные проблемы в учении о магматических рудных месторождениях. 2-е изд. М.: Изд-во АН СССР, 1975. С.335-456.

10. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности // 2-е изд. М.: Наука, 1982. 104 с.

11. Кудрин В.С. Тектонические и структурно-геологические критерии прогнозной оценки скарновых месторождений вольфрама // Критерии прогнозной оценки скарново-шеелитовых месторождений. М.: 1985. С.7-17.

12. Кудрина М.А., Кудрин В.С. Стадийность минералообразования - один из критериев прогнозной оценки скарново-шеелитовых месторождений // Минералы, горные породы и месторождения полезных ископаемых в геологической истории. Л.: Недра, 1985. С.134-140.

13. Руб М.Г., Павлов В.А., Гладков Н.Г. и др. Оловоносные и вольфрамоносные гранитоиды некоторых районов СССР. М.: Наука, 1982. 261 с.

14. Силаев А.Е. Зональность скарново-шеелитовых месторождений и ее роль при оценке рудопроявлений. // Критерии прогнозной оценки скарново-щеелитовых месторождений. М.: 1985. С.38-49.

15. Степанов Г.Н. Минералогия, петрография и генезис скарново-шеелит-сульфидных месторождений Дальнего Востока. М.: Наука, 1977. 178 с.

16. Флеров Б.Л., Бичус Б.Я. и др. Скарновое медно-вольфрамовое месторождение // Минералогия эндогенных месторождений Якутии. Новосибирск. Наука. 1974. С.41-63.

17. Ханчук А.И. Геологическое строение и развитие континентального обрамления северо-запада Тихого океана. Автореф. дисc. д.г.-м.н. М.: 1993. 31 с.

18. Хетчиков Л.Н., Пахомова В.А., Гвоздев В.И., Руб.К. Особенности флюидного режима некоторых гранитоидных систем Приморья // Владивосток. РИО ДВО АН СССР. Препринт, 1991.40 с.

19. Хетчиков Л.Н., Говоров И.Н. и др. Особенности генезиса гранитоидов Дальнинского комплекса Сихотэ-Алиня по данным изотопных и термобарогеохимических исследований // Тихоокеанская геология. 1996, т. 3, №2, с.17-28.

20. Хетчиков Л.Н., Пахомова В.А., Гвоздев В.И. и др. Изотопный возраст гранитоидов и руд Лермонтовского скарново-шеелит-сульфидного месторождения Сихотэ-Алиня (Россия) // Геология рудных месторождений. 1998, т. 40, №1, с.74-80.

21. Шабынин Л.И. Магнезиально-скарновые железорудные месторождения. М.: Недра, 1978. 232 с.

22. Энауди М.Т., Мейнерт Л.Д., Ньюбери Р.Дж. Скарновые месторождения // Генезис рудных месторождений. М.: Мир, 1984, т. 1, с.401-515.