Вернинское месторождение золота расположено в Бодайбинском золоторудном районе Ленской золотоносной провинции и находится в пределах Вернинско-Невского рудного поля, которое входит в Маракано-Тунгусский рудно-россыпной узел. Руды месторождения представлены двумя типами промышленной золотой минерализации: кварц-сульфидным прожилково-вкрапленным и кварцево-жильным. Локализация рудных тел этих типов пространственно совмещена в толще метаморфизованных терригенно-карбонатных пород неопротерозойского возраста, за исключением жильной зоны Первенец, обособленной в системе разломов. По минеральному составу месторождение относится к кварцевой малосульфидной формации пирит-арсенопиритового типа (содержание сульфидов не превышает 3–5% (Мартыненко и др., 2017)).
Необходимо отметить, что в пределах Бодайбинского рудного района сосредоточена группа золоторудных месторождений, однако значительная часть ресурсов золота приурочена к сверхкрупному месторождению Сухой Лог (>1500 т Au). Второе по ресурсам в регионе – крупное месторождение золота Вернинское, общие запасы которого утверждены ФБУ ГКЗ Роснедра в 2015 г. в 328.3т Au (Мартыненко и др., 2017).
Несмотря на длительную историю изучения золоторудных месторождений Бодайбинского рудного района, проблема их происхождения до сих пор остается дискуссионной. Среди основных точек зрения на генезис месторождений выделяется метаморфогенно-гидротермально-осадочная гипотеза, которая предполагает, что формирование месторождений связано с перераспределением осадочного золота под действием процессов регионального метаморфизма (Буряк, 1982; Буряк и др., 1997; Large et al., 2007). Другая гипотеза предполагает, что золотые месторождения района формировались в связи с палеозойским орогенезом и связанным с ним метаморфизмом (Шер, 1974; Дистлер и др., 1996; Кучеренко и др., 2012). Так же имеется полигенная метаморфогенно-плутоногенная гипотеза, связывающая образование золоторудных месторождений района с процессами тектоно-магматической активизации (Рундквист, 1997; Крупные…, 2006). В современных публикациях месторождения золота Бодайбинского района обычно рассматриваются как месторождения золота в терригенных породах или орогенные месторождения золота (Yakubchuk et al., 2014; Goldfarb et al., 2014; Yudovskaya et al., 2016; Prokofiev et al., 2019; Chugaev et al., 2022, и др.).
В данной статье приведены новые данные по параметрам и составу рудообразующих флюидов, сформировавших два типа руд Вернинского месторождения.
ГЕОЛОГИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Геолого-тектоническая позиция месторождения Вернинское, расположенного в северной части Байкало-Патомского пояса (БПП), отделенного от Сибирской платформы Акиткано-Джербинским и Жуинским краевыми глубинными разломами, показана на рис. 1. Месторождение расположено в пределах Бодайбинского синклинория, формирование терригенных формаций которого завершилось в неопротерозое (Рыцк и др., 2011). Покровно-складчатое сооружение черносланцевых толщ синклинория, метаморфизованных до зеленосланцевой фации и смятых в складки более высокого порядка субширотного простирания, осложнено системой субширотных надвигов (Русинов и др., 2008).
Рис. 1.
Позиция Бодайбинского синклинория и месторождения Вернинское в Байкало-Патомском поясе (БПП) (по Рыцк и др., 2011 с добавлением). 1 – Сибирский кратон, 2 – Байкало-Муйский внутренний пояс, 3 – выступы раннедокембрийского фундамента, 4 – прибайкальский краевой прогиб, 5 – неопротерозойские континентальные рифты (Олокитский) и эпикратонные прогибы (Мамский, Патомский), 6 – Бодайбинская впадина, 7 – границы тектонических подразделений и разрывные нарушения, 8 – маркирующая толща низкокалиевых платобазальтов и продуктов размыва древней коры выветривания в структурах неопротерозойских рифтов и прогибов, 9 – Позиция месторождения Вернинского. На врезке: 1 – Сибирский кратон, 2 – БМП, 3 – БПП, 4 – Баргузинский супертеррейн, 5 – Бодайбинский синклинорий, 6 – позиция месторождения Вернинское, 7 – разломы.
Гранитоидные массивы (421 ± 15 млн лет (Зорин и др., 2008)), сформировавшиеся после складчатости, в основном обнажены в периферийной части Бодайбинского синклинория. Однако, по геофизическим данным, на глубине 6 км предполагается наличие ряда не выходящих на поверхность массивов гранитоидов (Distler et al., 2004), для которых информация о возрасте отсутствует. Непосредственно в пределах Вернинско-Невского рудного поля выходов магматических пород не обнаружено. Ближайший интрузив – Константиновский шток – расположен в 6 км северо-западнее рудного поля и представляет собой локальный выход палеозойских гранитоидов (303 + + 3 млн лет (Рыцк и др., 2021)).
Главной рудовмещающей структурой месторождения является Вернинская антиклиналь второго порядка субширотного простирания, опрокинутая на юг (рис. 2), в пределах которой ритмично переслаиваются метаморфизованные отложения аунакитской свиты верхнего протерозоя. Строение Вернинской антиклинали осложнено дислокационными зонами складчатых и разрывных нарушений.
Рис. 2.
Схематическая карта Вернинского месторождения с рудными зонами (по Мартыненко и др., 2017, с добавлениями). 1–6 – метаморфизованные осадочные породы свит: 1 – Ангарской (PR3an), 2 – Вачской (PR3vc), 3–6 – Аунакитской (PR3au): 3, 4, 5 – чередование высокоуглеродистых филлитовых сланцев, слабоуглеродистых алевролитов, песчаников; 6 – горизонт известняков; 7 – жильная зона Первенец, 8 – разрывные нарушения, выявленные по геофизическим данным 9 – зоны прожилково-вкрапленных руд.
Основной, по значению и масштабу распространения, тип золотой минерализации – прожилково-вкрапленный кварц-сульфидный – представлен тремя рудными зонами, приуроченными к зонам смятия в наиболее деформированных участках антиклинали. Сульфидная минерализация представлена арсенопиритом и пиритом, иногда с кварцем.
Рудные тела Вернинского месторождения локализованы в породах нижней и средней подсвиты аунакитской свиты. Основная рудовмещающая толща – нижняя подсвита аунакитской свиты (PR3au1) мощностью 170–300 м, разделена на три пачки и вскрыта в ядре антиклинали в северо-восточной и центральной частях площади.
Отложения первой пачки (PR3${\text{au}}_{1}^{1}$) представлены, в основном, серицит-кварцевыми песчаниками. Вторая пачка нижней подсвиты аунакитской свиты (PR3${\text{au}}_{1}^{2}$) вскрывается лишь на северо-восточном фланге рудного поля и на глубоких горизонтах, где слагает ядро Вернинской антиклинали. Она характеризуется ритмичным переслаиванием углеродистых филлитовидных сланцев, алевролитов и слюдисто-кварцевых песчаников. В пределах пачки выявлена кварцево-жильная зона Центральная. Третья пачка нижней подсвиты (PR3${\text{au}}_{1}^{3}$) представлена ритмичным переслаиванием горизонтов флишоидов, слагаемых преимущественно темноцветными углеродистыми филлитовидными сланцами и песчаниками, включая горизонт известковистых песчаников, который служит маркирующим горизонтом структуры складки. Суммарная мощность пачки – 300–400 м, она вмещает зоны прожилково–вкрапленной кварц–сульфидной минерализации с заключенными в них рудными зонами №№ 1 и 2.
Средняя подсвита аунакитской свиты (PR3au2), мощностью 140–200 м, сложена толщей флишоидных пород, представленных переслаиванием филлитовидных и кварц-серицитовых сланцев (60–70%) с мелкозернистыми карбонат–серицит–кварцевыми, реже кварцитовидными песчаниками (25–40%). Породы подсвиты широко развиты в пределах рудного поля, слагая ядра и крылья синклинальных структур подчиненного порядка. По минеральным ассоциациям, метасоматически преобразованные породы аунакитской свиты можно отнести к березитоподобным. Однако существенным отличием от березитизации является отсутствие околожильного окварцевания, типичного для березитов парагенезиса и слабо щелочной характер раствора (Русинов и др., 2008).
Кварцево-жильная минерализация проявлена в зонах разрывных тектонических нарушений, после формирования складчатости. Активизация глубинных северо-северо-западных разломов выявленных по геофизическим данным, привело к синрудным деформациям покровно-складчатой толщи, что обусловило формирование флюидопроводящей структуры (Котов и др., 2016).
На месторождении выделяются жильные зоны (Первенец, Центральная, Южная, Северная) субширотного простирания и отдельные кварцевые жилы субширотного, северо-западного и субмеридионального простираний. Кварцевые жилы на 95–99% состоят из молочно-белого кварца, в котором часто присутствуют ксенолиты вмещающих пород, гнезда карбонатов (кальцит, анкерит), а также мусковита. В кварце из кварцевых жил месторождения не проявлены следы наложенных послерудных процессов. Кварцевые зерна не несут следов послерудных деформаций в краевых зонах и в ядре (рис. 3). Из рудных минералов, наиболее характерны арсенопирит, пирит, реже сфалерит, галенит, халькопирит, блеклые руды и самородное золото (пробность 920–970‰) (Мартыненко и др., 2017).
Рис. 3.
Рудный кварц месторождения Вернинское. а – гнездовые скопления золота в кварце. б – крупнокристаллический агрегат кварца, николи скрещены, в – крупнокристаллический агрегат кварца из жилы, г – крупнокристаллический агрега-т кварца, николи скрещены.
Возраст минералообразования месторождения Вернинское, определенный по изотопным соотношениям Rb и Sr в образцах пород и вкрапленно-прожилковых сульфидных руд, изменяется от 434 ± 4 до 440 ± 8 млн лет (Chugaev et al., 2022). Данные о возрасте кварцевых жил Вернинского месторождения отсутствуют. Имеются оценки возраста вкрапленно-прожилковых и кварцево-жильных руд месторождения Сухой Лог, расположенного в 12 км от месторождения Вернинское, в Хомолхинской свите (PR3hm1) Бодайбинского синклинория, которые составляют 425 ± 9 и 321 ± 14 млн лет соответственно (Laverov et al., 2007).
ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Авторами работы была изучена представительная коллекция руд и пород месторождения Вернинское – 30 образцов, отобранных в карьере месторождения из рудных тел № 1, № 2 и жильной зоны Первенец, а также из керна скважин из слепого рудного тела № 3. Пробы отбирались из прожилково-вкрапленных и жильных руд, а также из вмещающих пород на удалении от них.
Микротермометрические исследования индивидуальных флюидных включений проводились в лаборатории геохимии ИГЕМ РАН с использованием микротермокамеры THMSG-600. Комплекс позволяет в режиме реального времени производить измерения температур фазовых переходов внутри включений в температурном интервале от –196 до 600°С, наблюдать за ними при больших увеличениях и получать электронные микрофотографии. Солевой состав растворов определялся по температурам эвтектик (Борисенко, 1977). Концентрация солей в растворе включений оценивалась по температурам плавления газгидратов (Collins, 1979). Концентрации углекислоты и метана в растворе оценивались также из объемных соотношений фаз и плотностей углекислоты и метана в газовой фазе. Давление оценивалось для гетерогенного флюида по пересечению изохоры и изотермы. Оценка концентраций солей и давлений флюида проводились с использованием программы FLINCOR (Brown, 1989). Точность определения температур гомогенизации ФВ составляла ±1.0°С, температур эвтектики ±1.5°С, температур плавления льда и газгидратов, а также температур гомогенизации углекислоты ±0.1°С, плавления углекислоты ±0.5°С, расчета солености ±0.1 мас. %-экв. NaCl, расчета плотностей флюида ±0.01°С, оценки давлений ±5 бар.
Валовый анализ состава флюидов включений был выполнен из навесок 0.5 г класса –0.5 + 0.25 мм мономинеральных фракций кварца и сфалерита в ЦНИГРИ (аналитик – Ю.В. Васюта) по методике, опубликованной в работе (Кряжев и др., 2006). Включения в кварце вскрывали термически при 500°С. Методом газовой хроматографии (хроматограф ЦВЕТ-100) определяли количество воды для расчета концентраций элементов в гидротермальном растворе. Анализировались также углекислота, метан и углеводороды. После приготовления водных вытяжек в растворе методом ионной хроматографии (хроматограф ЦВЕТ-3006, чувствительность 0.01 мг/л) определяли Cl, SO4 и F, методом ICP MS (масс-спектрометр Elan-6100) – K, Na, Ca, Mg и другие элементы.
РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ ФЛЮИДНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ
Изучены образцы кварца из прожилково-вкрапленных руд и жил месторождения Вернинское. В кварце из пяти проб были обнаружены флюидные включения размером более 10 мкм, пригодные для микротермометрических исследований. По фазовому составу при комнатной температуре первичные включения подразделены на 3 типа (рис. 4): 1) углекислотно-водные флюидные включения; 2) газовые флюидные включения, заполненные плотной углекислотой с небольшой каймой водного раствора, и 3) двухфазовые газово-жидкие включения водно-солевых растворов. Среди флюидных включений в соответствии с известными критериями (Реддер, 1987) были выделены первичные, первично-вторичные и вторичные флюидные включения. К первичным отнесены флюидные включения, равномерно распределенные в объеме минерала-хозяина, либо приуроченные к зонам роста. Вторичными считались включения, приуроченные к секущим минерал-хозяин микро-трещинам. Первично-вторичные флюидные включения приурочены к микро-трещинам, не достигающим внешних границ кристаллов и зерен, а по фазовому наполнению аналогичны первичным включениям. Нередко встречаются ассоциации газовых включений с углекислотно-водными включениями, что свидетельствует о гетерогенном состоянии минералообразующего флюида. Такие ассоциации захватываются на линии двухфазового равновесия, и температуры гомогенизации углекислотно-водных флюидных включений совпадают с температурами захвата включений (Реддер, 1987).
Рис. 4.
Флюидные включения в кварце Вернинского месторождения. а, б – углекислотно-водные типа 1 (а – +25°С, б – +3°С), в, г – газовые типа 2 (а – +20°С, б – –15°С), д, е – двухфазовые водно-солевые. Масштаб 10 мкм.
Получены данные исследования флюидных включений в кварце для обоих типов промышленных руд месторождения (табл. 1, 2, рис. 5–7).
Таблица 1.
Результаты микротермометрических исследований индивидуальных флюидных включений в кварце золотых руд месторождения Вернинское
| № про-бы | Тип включе-ний(*) | n | Тгом., °С | Т эвт., °С | Т пл. льда, °С | Т пл. СО2, °С | Т гом. СО2, °С | Т пл. газг., °С | С солей, мас. % экв. NaCl | С СО2 моль/кг р-ра |
С СН4 моль/кг р-ра |
d, г/см3 |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Кварц из прожилково-вкрапленных руд | ||||||||||||
| В10/32 | 1 П | 53 | 330–286 | –25… –32 | –3.8… –5.5 | –57.1…–58.4 | 0.9…10.2 Ж | 8.7–10.6 | 5.4–4.0 | 8.6–8.0 | 1.0–0.9 | 1.00–1.04 |
| 2 П | 10 | – | – | – | –56.9…–59.5 | 9.3…30.8 Ж | – | – | – | – | 0.54–0.87 | |
| 1 П–В | 12 | 258–252 | –30 | –4.0 | –60.8 | –2.7 Г | 10.8 | 6.1 | 1.4 | 0.7 | 0.88 | |
| 2 П–В | 2 | – | – | – | –64.7 | 11.9 Ж | 7.9 | – | – | – | 0.85 | |
| 2 В | 8 | – | – | – | –57.4…–59.1 | 7.9…28.1 Г | – | – | – | – | – | |
| В14/21 | 1 П | 12 | 329–276 | –27… –31 | –3.7… –5.2 | –58.1…–58.4 | 5.7…9.8 Ж | 9.3–10.0 | 5.9–8.1 | 6.0–7.3 | 0.7–0.9 | 1.01–1.04 |
| 2 П | 5 | – | – | – | –57.2…–57.7 | 10.1…28.5 Ж | – | – | – | – | 0.64–0.86 | |
| 2 В | 3 | – | – | – | –57.3 | 24.4 Г | – | – | – | – | 0.24 | |
| 3 В | 3 | 261 | –26 | –3.3 | – | – | – | 5.3 | – | – | 0.83 | |
| Жильный кварц | ||||||||||||
| В14/17 | 1 П | 46 | 300–273 | –29… –32 | –3.4… –4.6 | –58.4…–59.0 | 0.4…13.0 Ж | 8.8–10.0 | 1.4–6.1 | 3.3–7.3 | 0.3–0.8 | 1.00–1.05 |
| 2 П | 16 | – | – | – | –57.6…–59.6 | –2.4…5.9 Ж | – | – | – | – | 0.89–0.94 | |
| 2 В | 3 | – | – | – | –57.6 | 28.3 Г | – | – | – | – | 0.30 | |
| 3 В | 18 | 192–136 | –26… –32 | –3.4… –3.5 | – | – | – | 5.5–5.6 | – | – | 0.92–0.97 | |
| В14/41 | 1 П | 24 | 356–307 | –27… –30 | –4.1… –5.0 | –57.5…–60.2 | 1.4…7.4 Ж | 8.7–10.6 | 5.1–4.7 | 8.1–5.6 | 0.9–0.6 | 1.02–1.05 |
| 2 П | 13 | – | – | – | –57.4 | 2.1 Ж | – | – | – | – | 0.92 | |
| 1 П–В | 19 | 259–246 | –26 | –2.9 | Не опр. | 15.2 Г | 8.7 | 4.4 | 2.0 | 0.6 | 0.87 | |
| 1 В | 4 | 179 | –31 | –3.4 | –58.0 | 28.5 Ж | 7.8 | 5.0 | 2.3 | 0.2 | 1.03 | |
| 3 В | 3 | 143 | –33 | –3.1 | – | – | – | 5.0 | 0.96 | |||
| П14/4 | 1 П | 26 | 301–272 | –25… –30 | –3.7… –4.8 | –57.2…–60.6 | –13.5… 24.5 Ж | 9.0–11.8 | 1.6–7.5 | 5.9–7.1 | 0.7–1.1 | 0.98–1.04 |
| кварц зоны Первенец | 2 П | 14 | – | – | – | –57.9…–59.4 | –13.7…12.5 Ж | – | – | – | – | 0.84–1.00 |
| 1 П–В | 5 | 272 | –29 | –3.7 | –59.7 | –41.7 Г | 12.0 | 5.9 | 1.4 | 1.2 | 0.81 | |
| 3 В | 3 | 145 | –28 | –3.9 | – | – | – | 6.2 | – | – | 0.97 | |
Примечания.(*) 1 – углекислотно-водно-солевые; 2 – газовые, 3 – газово-жидкие водно-солевых растворов. Генетический тип включений. П – первичные, П-В – первично-вторичные, В – вторичные. Г – гомогенизация углекислоты в газ, Ж – в жидкость. n – количество включений. Тгом – температура гомогенизации, Тэвт. – температура эвтектики, Тпл – температура плавления, С – соленость, d – плотность флюида.
Таблица 2.
Химический состав рудообразующих флюидов в жильном и прожилково-жильном типах руд Вернинского месторождения
| Компонент | Жильный В14/41 |
Прожилково-вкрапленный В10/32 |
|---|---|---|
| Макрокомпоненты, г/кг воды | ||
| CO2 | 265.4 | 208.5 |
| CH4 | 0.16 | 0.18 |
| Cl– | 1.24 | 1.24 |
| HC${\text{O}}_{3}^{ - }$ | 8.56 | 16.47 |
| Na | 3.07 | 6.70 |
| K | 0.08 | 0.215 |
| Ca | 0.26 | – |
| Mg | 0.33 | 0.11 |
| Микрокомпоненты, 10–3 г/кг воды | ||
| Br | 84.8 | 460.4 |
| As | 134.5 | 146.4 |
| Li | 26.5 | 16.1 |
| B | 268.7 | 282.9 |
| Rb | 0.85 | 0.53 |
| Cs | 1.03 | 1.62 |
| Sr | 17.5 | 0.88 |
| Mo | – | 0.09 |
| Ag | 1.86 | 0.12 |
| Sb | 8.85 | 38.9 |
| Zn | 14.3 | 7.02 |
| Cd | – | 0.19 |
| Pb | 0.22 | – |
| Bi | – | 0.01 |
| U | 0.03 | – |
| Ga | 1.01 | 0.21 |
| Ge | 1.89 | 1.03 |
| Mn | 36.5 | – |
| Fe | 38.1 | 12.2 |
| Co | 0.30 | 0.17 |
| Ni | 5.81 | 0.60 |
| V | 0.92 | 3.21 |
| Cr | 0.71 | 0.21 |
| Y | – | 0.05 |
| Zr | – | 0.03 |
| Sn | 6.2 | – |
| Ba | 5.36 | |
| W | 0.37 | 0.73 |
| Au | 0.031 | 0.124 |
| Tl | 0.016 | 0.012 |
| REE | 0.404 | 0.062 |
| K/Rb | 94 | 406 |
Рис. 5.
Диаграмма “температура–концентрация солей” для рудообразующих флюидов месторождения Вернинское. 1 – прожилково-вкрапленные руды, 2 – жильные руды.
Рис. 6.
Оценка давлений минералообразующих флюидов разных типов руд месторождения Вернинское: 1 – прожилково-вкрапленные руды, 2 – жильные руды.
Рис. 7.
Химический состав рудообразующих флюидов, формировавших прожилково-вкрапленные (1 образец В10/32) и жильные (2 образец В14/4) руды месторождения Вернинское.
По данным изучения более 100 индивидуальных флюидных включений в кварце прожилково-вкрапленных руд (табл. 1, рис. 5), температуры гомогенизации первичных и первично-вторичных флюидных включений типа 1 в кварце изменяются в интервале температур от 252 до 330°С. Концентрация солей в растворе флюидных включений этого типа составляет 4.0–8.1мас. %-экв. NaCl. Концентрация углекислоты в рудообразующем флюиде достигала 1.4–8.6 моль/кг р-ра, а метана 0.7–1.0 моль/кг р-ра. Плотность углекислотно-водного флюида 0.88–1.04 г/см3. Судя по величине температуры эвтектики (от –25 до –32°С), в рудообразующих флюидах среди солей преобладали хлориды и гидрокарбонаты натрия, магния и железа.
Гомогенизация углекислоты во флюидных включениях типа 2, сингенетичных включениям 1 типа, происходит в жидкую фазу при температурах от +9.3 до +30.8°С. Плавление углекислоты наблюдается в интервале температур от –56.9 до –64.7°С. Температуры плавления ниже температуры плавления чистой углекислоты (–56.6°С) связаны с наличием в ней примесей метана или азота. Плотность углекислоты изменяется от 0.54 до 0.87 г/см3.
Давление флюида оценивалось для ассоциаций флюидных включений типов 1 и 2 в кварце, захватывавшихся в периоды гетерогенизации флюида. Оно рассчитывалось методом пересечения изохор и изотерм для всего интервала плотностей углекислотного флюида и температур гомогенизации включений типа 1 в кварце прожилково-вкрапленных руд (рис. 6). Величина давления изменяется от 570 до 1960 бар при изменении температур от 252 до 330°С.
Вторичные включения типа 3 гомогенизируются при температуре 261°С. Они содержат водный раствор, в котором преобладают хлориды натрия, железа и кальция (температура эвтектики –26°С) с концентрацией солей 5.3 мас. %-экв. NaCl. Плотность водного флюида 0.83 г/см3.
Химический состав растворов из флюидных включений в кварце прожилково-вкрапленных руд Вернинского месторождения приведен в табл. 2 и на рис. 7. Во флюиде среди катионов главную роль играют (г/кг H2O): Na (6.7), а K (0.22) и Mg (0.11) находятся в подчиненном количестве. Установлено наличие таких компонентов, как (г/кг H2O): Cl– (1.2), ${\text{HCO}}_{3}^{ - }$ (16.5), CO2 (209) и CH4 (0.2), а также B (0.3) и Br (0.5). Кроме того, в составе флюида выявлены многие микрокомпоненты (мг/кг H2O): As (146), Li (16), Rb (0.5), Cs (1.6), Sr (0.9), Mo (0.09), Ag (0.12), Sb (38.9), Zn (7.0), Cd (0.2), Bi (0.01), Ga (0.2), Ge (1.03), Fe (12.2), Co (0.17), Ni (0.6), V (3.2), Cr (0.2), Y (0.05), Zr (0.03), W (0.73), Au (0.124), Tl (0.012) и REE (0.06).
По данным изучения около 200 индивидуальных флюидных включений (табл. 1, рис. 5) температуры гомогенизации первичных и первично-вторичных флюидных включений типа 1 в кварце из рудных жил изменяются в интервале температур от 246 до 356°С. Концентрация солей в растворе флюидных включений этого типа 1.4–7.5 мас. %-экв. NaCl. Концентрация углекислоты во флюиде достигала 1.4–8.1 моль/кг р-ра, а метана 0.2–1.2 моль/кг р-ра. Плотность углекислотно-водного флюида 0.81–1.05 г/см3. Судя по величине температуры эвтектики (от –25 до –32°С), в рудообразующих флюидах среди солей преобладали хлориды и гидрокарбонаты натрия, магния и железа.
Гомогенизация углекислоты во флюидных включениях типа 2, сингенетичных включениям 1 типа, происходит в жидкую фазу при температурах от –13.7 до +12.5°С. Плавление углекислоты наблюдается в интервале температур от –57.9 до –59.6°С. Температуры плавления ниже температуры плавления чистой углекислоты (–56.6°С) связаны с наличием в ней примесей метана или азота. Плотность углекислоты изменяется от 0.84 до 1.00 г/см3.
Давление флюида оценивалось для ассоциаций флюидных включений типов 1 и 2 в кварце, захватывавшихся в периоды гетерогенизации флюида. Оно рассчитывалось методом пересечения изохор и изотерм для всего интервала плотностей углекислотного флюида и температур гомогенизации включений типа 1 в кварце жил. Величина давления изменяется от 1390 до 3170 бар при изменении температур от 246 до 356°С (рис. 6).
Вторичные включения типа 3 гомогенизируются при температурах 192–136°С. Они содержат водный раствор, в котором преобладают хлориды натрия, железа и кальция (температуры эвтектики от –26 до –32°С) с концентрацией солей 5.0–6.2 мас. %-экв. NaCl. Плотность водного флюида 0.92–0.97 г/см3.
Химический состав растворов из включений в жильном кварце Вернинского месторождения приведен в табл. 2 и на рис. 7. Во флюиде среди катионов главную роль играют (г/кг H2O): Na (3.1), а K (0.08), Ca (0.26) и Mg (0.33) находятся в подчиненном количестве. Установлено наличие таких компонентов, как (г/кг H2O): Cl– (1.2), ${\text{HCO}}_{3}^{ - }$ (8.6), CO2 (265) и CH4 (0.2), а также B (0.3) и Br (0.1). Кроме того, в составе флюида выявлены многие микрокомпоненты (мг/кг H2O): As (135), Li (27), Rb (0.9), Cs (1.0), Sr (17.5), Ag (1.9), Sb (8.9), Zn (14.3), Pb (0.22), U (0.03), Ga (1.01), Ge (1.9), Mn (36.5), Fe (38.1), Co (0.30), Ni (5.8), V (0.9), Cr (0.7), Sn (6.2), Ba (5.4), W (0.37), Au (0.031), Tl (0.016) и REE (0.40).
В целом физико-химические параметры и химический состав флюида, формировавшего прожилково-вкрапленные и жильные руды месторождения Вернинское, близки, что свидетельствует об их образовании в единой флюидной системе (табл. 1, 2, рис. 5, 6), однако между этими параметрами имеются некоторые различия, заметно превышающие ошибку в определении.
Данные исследования флюидных включений показали, что флюиды, формировавшие жильные руды, имеют более высокую начальную температуру (356–246°С), более высокую плотность углекислоты в газовых включениях (1.00–0.84 г/см3) и флюидное давление (3170–1390 бар), по сравнению с флюидами, формировавшими прожилково-вкрапленные руды (температура 330–252°С, плотность СО2 0.87–0.54 г/см3, давление 1960–570 бар). Флюиды, формировавшие жильные руды, обогащены СО2, Sr, Ag, Ga, Ge, Mn, Fe, Ni, Sn, Ba, РЗЭ, а флюиды, формировавшие прожилково-вкрапленную минерализацию, обогащены ${\text{НСО}}_{3}^{ - },$ Br, Sb, V, Au.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ И ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Данные исследования флюидных включений показали, что минералообразующие флюиды Вернинского месторождения были средне-температурными, высоко барическими, слабо минерализованными углекислотно-водными хлоридно-гидрокарбонатными. Такие флюиды, содержащие небольшие концентрации солей и высокие – углекислоты, характерны для состава рудообразующих флюидов орогенных месторождений золота (Ridley, Diamond, 2000; Bodnar et al., 2014; Goldfarb, Groves, 2015; Prokofiev, Naumov, 2020 и др.). Класс орогенных месторождений золота (преимущественного архейских и фанерозойских) был выделен сравнительно недавно научным коллективом иностранных геологов (Groves et al., 1998 и др.). Изменившиеся за два десятилетия представления о месторождениях этого класса связаны, в первую очередь, с переоценкой глубины рудообразования, вертикальный диапазон которой увеличен в последние годы в два раза – с 10 до 20 км – от мезо- до гипотермального (Goldfarb, Groves, 2015; Goldfarb et al., 2014 и др.). Последняя модель формирования орогенных месторождений (Groves et al., 2020), предполагает глубинный (нижнекоровый или мантийный) источник рудообразующего флюида и тектонический контроль процесса формирования золотой минерализации этого типа. В рамках этой модели установленные нами различия в параметрах и составе минералообразующих флюидов, формировавших разные типы руд Вернинского месторождения можно объяснить взаимодействием глубинного флюида с вмещающими терригенными породами в процессе рудоотложения. При формировании жильного кварца в относительно мощных трещинах флюид мог в меньшей степени изменять свои параметры при взаимодействии с вмещающими породами, чем кварц прожилково-вкрапленных руд, отлагавший минерализацию в узких трещинах, и, соответственно, на большей поверхности взаимодействовавший с вмещающими породами. Т.е. начальные параметры флюида, формировавшего жильный кварц, были ближе всего к характеристикам флюида, осуществлявшего транспорт рудных компонентов, а сравнение этих данных с параметрами флюидов, формировавших прожилково-вкрапленную минерализацию, показывают их изменение в ходе рудоотложения. В частности, можно сделать заключение о том, что углекислота во флюиде была глубинная, а гидрокарбонат-ион образовался при реакции флюида с карбонатной составляющей вмещающих пород.
Максимальная величина оценок флюидного давления (3170 бар), связанная с присутствием в жильном кварце чисто углекислотных флюидных включений с максимально высокой плотностью углекислоты (1.00 г/см3), согласуется с такой картиной и позволяет оценить глубину источника флюидов примерно в 12 км при геобарическом градиенте 260 бар на 1 км.
Если соотнести ранее опубликованные (Prokofiev et al., 2019) данные по изотопному составу углерода углекислоты из флюидных включений в кварце Вернинского месторождения с типом руд (табл. 3), то они также обнаруживают различия в составе флюидов. Для углекислоты из кварца из прожилково-вкрапленных руд ${{{{\delta }}}^{{{\text{13}}}}}{{{\text{С}}}_{{{\text{С}}{{{\text{О}}}_{{\text{2}}}}}}}$ изменяется от –2.9 до –1.9, а из жил – от –4.1 до –3.2, что подтверждает вывод об изменении состава флюидов при формировании разных типов руд Вернинского месторождения. Общий диапазон значений изотопного состава углерода соответствует магматическому (гранитоидному) или даже мантийному источнику CO2 (Hoefs, 2009). В пользу участия магматических флюидов в процессе формирования жильных руд может свидетельствовать низкая величина K/Rb отношения (Irber, 1999), равная 94 для флюида, формировавшего жильные руды (обр. В14/41, жильные руды, табл. 2). Во флюиде, формировавшем прожилково-вкрапленные руды, K/Rb отношение выше и составляет 406, что может быть связано с взаимодействием флюида с вмещающими породами. Отметим, что участие флюидов, связанных с гранитным очагом, наряду с флюидами из других источников, было показано для орогенных месторождений золота Западной Африки (Lawrence et al., 2013).
Таблица 3.
Изотопный состав углерода углекислоты газовых включений в кварце прожилково-вкрапленных (1) и жильных (2) руд Вернинского месторождения золота
| Проба | Тип руд | ${{{{\delta }}}^{{{\text{13}}}}}{{{\text{С}}}_{{{\text{С}}{{{\text{О}}}_{{\text{2}}}}}}}$ |
|---|---|---|
| В 10/32 | 1 | −1.9 |
| В 14/21 | 1 | −2.9 |
| В 14/17 | 2 | −3.4 |
| В 14/41 | 2 | −4.1 |
| П 14/4 | 2 | −3.2 |
Таким образом, проведенные исследования показали наличие различий в физико-химических параметрах и химическом составе флюидов, формировавших разные типы руд Вернинского месторождения золота. Полученные результаты не противоречат как полигенной метаморфогенно-плутоногенной гипотезе (Рундквист, 1997; Крупные…, 2006), связывающей образование золоторудных месторождений Бодайбинского района с процессами тектоно-магматической активизации, так и модели орогенных месторождений золота (Groves et al., 2020).
Работа выполнена в рамках темы Государственного задания ИГЕМ РАН.