Геология рудных месторождений, 2020, T. 62, № 3, стр. 247-271

ВВЕДЕНИЕ

Интерес к золото-сурьмяным месторождениям обусловлен открытием крупных объектов этого типа во многих металлогенических провинциях мира. Они известны в России (Якутия), Южной Африке (Зимбабве), Вьетнаме, Австралии, Китае и других странах. Чаще всего такие месторождения залегают в углеродисто-терригенных толщах, иногда пространственно ассоциируют с гранитоидными интрузиями. Au–Sb-месторождения отличаются от близких по составу Ag–Sb-, Hg–Sb-, Au–Sb–Hg-месторождений по геологическим, минералого-геохимическим особенностям и РТ-условиям формирования руд, в результате чего они были выделены в отдельную золото-сурьмяную или золото-антимонитовую рудную формацию (Оболенский, Оболенская, 1972). В составе руд золото-сурьмяных месторождений, наряду с пиритом и арсенопиритом, преобладают минералы Sb – антимонит, антимониды, сульфоантимониды некоторых металлов (Au, Ag, Fe, Pb и др.) и Sb-сульфосоли. Соотношения золотого и сурьмяного оруденения в рудах месторождений этого типа не всегда ясны. В ряде случаев отмечается, что сурьмяное оруденение наложено на более ранние золоторудные ассоциации (Бортников и др., 2010; Ковалев и др., 2014), однако существуют такие месторождения, где формирование золотой и сурьмяной минерализации связано с единым рудообразующим процессом (Nevolko et al., 2019). Взгляды на происхождение золото-сурьмяных месторождений остаются предметом дискуссий. Наиболее распространены следующие точки зрения:

1) золото-сурьмяные месторождения относятся к типу орогенных малоглубинных (Groves et al., 1998; Ashley, Crow, 2004);

2) золотое и сурьмяное оруденения разобщены во времени и являются производными разных рудообразующих процессов – орогенного и эпитермального (Бортников и др., 2010; Неволько, Борисенко, 2009);

3) золото-сурьмяное оруденение генетически связано с гранитоидными интрузиями (тип intrusion-related) (Lang, Baker, 2001; Nevolko et al., 2018, 2019).

Вероятно, существуют и полигенные Au–Sb-месторождения. По-видимому, месторождения этого типа могут иметь различную генетическую природу. Следовательно, для проведения дальнейших прогнозно-металлогенических или генетических исследований генезис таких объектов необходимо выявлять в каждом конкретном случае.

Большинство промышленных месторождений юго-восточной части Восточного Саяна представлено преимущественно орогенными золото-кварцевыми и золото-сульфидно-кварцевыми объектами, в меньшем количестве известны плутоногенно-гидротермальные месторождения (Гордиенко и др., 2016; Дамдинов, 2019). Все эти месторождения, как правило, не содержат в минеральном составе антимонита, а примесь Sb в рудах обусловлена наличием небольшого количества блеклых руд (тетраэдрита, фрейбергита). В то же время, при проведении геолого-съемочных работ в конце 1960-х годов XX века, в юго-восточной части Восточного Саяна отмечались редкие проявления золота, где в качестве одного из главных рудных минералов был диагностирован антимонит. Такие проявления известны в северо-западной части исследуемого региона. Согласно современному металлогеническому районированию региона, район развития золото-сурьмяного оруденения приурочен к Жомболокскому золоторудному узлу Хамсаринской структурно-металлогенической зоны, где были обнаружены многочисленные мелкие проявления и пункты золото-сурьмяной минерализации. Наиболее крупным объектом рудного узла является рудопроявление Туманное, расположенное в бассейне р. Кадыр-Ос – левого притока р. Сенца. Это слабо изученное (ввиду труднодоступности) перспективное проявление, в пределах которого, учитывая достаточно большую площадь развития выходов рудных кварцевых жил, пунктов минерализации и свалов рудного кварца на поверхности, возможно открытие промышленного месторождения. Однако какие-либо подробные сведения о составе и происхождении золото-сурьмяного оруденения юго-восточной части Восточного Саяна в настоящее время отсутствуют, что обуславливает актуальность исследований этого нового для рассматриваемого региона типа оруденения.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

В ходе полевых работ проводились геологические наблюдения взаимоотношений рудных кварцевых жил, околорудных метасоматитов и вмещающих пород (гранитоидов), сопровождающиеся отбором образцов и штуфных проб.

Большая часть химико-аналитических исследований проводилась в ЦКП “Аналитический центр минералого-геохимических и изотопных исследований ГИН СО РАН”. Содержания породообразующих, примесных элементов (в том числе РЗЭ), золота и серебра в породах и рудах определялись методами силикатного, атомно-абсорбционного, рентгено-флюоресцентного, химико-спектрального и ICP-AES анализов в ГИН СО РАН (аналитики Б.Ж. Жалсараев, А.А. Цыренова, Б.Б. Лыгденова, Л.А. Левантуева, Л.В. Митрофанова, О.В. Корсун, М.Г. Егорова, И.В. Звонцов). Изотопный состав серы определялся в ЦКП МИИ ИГМ СО РАН (аналитик В.Н. Реутский), кислорода – в ГИН СО РАН (аналитики В.Ф. Посохов, В.Л. Посохова).

U-Pb-датирование было проведено в ГИН СО РАН по методике, опубликованной в (Хубанов и др., 2016) на ИСП-массспектрометре Element XR (Thermo Finnigan), с системой лазерной абляции UP-213 (New Wave Research). U/Pb изотопные отношения нормализовали на соответствующие значения изотопных отношений стандартных цирконов TEMORA-2, Plesovice.

⁴⁰Ar/³⁹Ar датирование было проведено в ЦКП МИИ ИГМ СО РАН по методике, описанной подробно ранее (Травин и др., 2009). Навески образцов, совместно с мусковитом МСА-11 (возраст 311.0 ± 1.5 млн лет), используемым в качестве монитора и откалиброванным с помощью международных стандартных образцов биотита LP-6 и мусковита Bern-4m (Baksi et al., 1996), заворачивались в алюминиевую фольгу, помещались в кварцевую ампулу и после откачки из нее воздуха запаивались. Затем пробы облучались в кадмированном канале научного реактора ВВР-К типа в Физико-техническом институте при ТПУ (г. Томск). Градиент нейтронного потока не превышал 0.5% в размере образца. Эксперименты по ступенчатому прогреву проводились в кварцевом реакторе с печью внешнего прогрева. Холостой опыт по определению ⁴⁰Ar (10 мин при 1200°С) не превышал 5 × 10^–10 нсм³. Очистка аргона производилась с помощью ZrAl- SAES-геттеров. Изотопный состав аргона измерялся на масс-спектрометре Argus фирмы GV-Instruments. Ошибки измерений соответствуют интервалу ±1σ.

Изучение петрографических шлифов и аншлифов проводилось на поляризационных микроскопах Olimpus BX51 и Полам Р-312. Химический состав рудных минералов исследовался в ГИН СО РАН на сканирующем электронном микроскопе Leo-1430 с энергодисперсионной приставкой для количественного анализа Inca-Energy, аналитики С.В. Канакин и Е.А. Хромова.

Флюидные включения (ФВ) в кварце изучались методами термометрии и криометрии. Для определения температуры общей гомогенизации, температур эвтектики и плавления льда водных растворов, температур частичной гомогенизации и плавления сжиженных газов использовалась микротермокамера THMSG-600 фирмы Linkam с диапазоном измерения температур от –196 до +600°С. Стандартная аппаратурная ошибка измерений составляет ±0.1 в отрицательной и ±5°С в положительной области температур. Общую соленость водных растворов во включениях находили по температуре растворения дочернего кристалла галита (Bodnar, Vityk, 1994). Преобладающая солевая система в водном растворе включений определялась по температуре эвтектики, характеризующей водно-солевую систему (Борисенко, 1977).

КРАТКИЙ ОБЗОР МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКОГО РАЙОНИРОВАНИЯ ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ВОСТОЧНОГО САЯНА

Описанию особенностей геологического строения, тектоники и металлогении юго-восточной части Восточного Саяна посвящено значительное количество публикаций (Геология и рудоносность…, 1989; Геология и метаморфизм…, 1988; Гордиенко и др., 2016; Добрецов, 1985; Жмодик и др., 2006; Кузьмичев, 2004; Федотова, Хаин, 2002; Kuzmichev, 2015; Khain et al., 2002 и др.), поэтому здесь приведены лишь краткие сведения о металлогенической структуре региона, опубликованные в работе (Дамдинов, 2019). Рассматриваемая территория выделена в качестве Окинского рудного района. Более мелкими подразделениями рудного района являются структурно-металлогенические зоны – Ильчирская, Боксон-Гарганская, Окинская и Хамсаринская, в состав которых входят золоторудные зоны и узлы. Границами выделенных подразделений являются либо глубинные разломы, например Жомболокский, отделяющий Хамсаринскую зону, либо крупные тектонические швы – границы Боксон-Гарганской зоны. Максимальная плотность развития месторождений и проявлений золота приходится на обрамление Гарганской “глыбы” и окаймляющие ее выходы офиолитов, что в совокупности с проявлениями Тисса-Сархойского рудного узла составляет Боксон-Гарганскую структурно-металлогеническую зону, включающую Урик-Китойскую золоторудную зону, в составе которой объединяются Гарганский, Улзытинский, Урикский и Холбинский рудные узлы; Ольгинскую золоторудную зону и самостоятельные рудные узлы – Тисса-Сархойский, Оспинский и Дибинский. В пределах Ильчирской структурно-металлогенической зоны выделяются Уртагольская и Сагансайрская золоторудные зоны. В Окинской структурно-металлогенической зоне известен Хонченский рудный узел.

Хамсаринская структурно-металлогеническая зона большей частью расположена на территории Республики Тыва. В рассматриваемой части Восточного Саяна в состав Хамсаринской зоны входят Хужирский, Илейский и Жомболокский золоторудные узлы. Все известные проявления золота пространственно ассоциируют с выходами массивов и тел гранитоидов таннуольского интрузивного комплекса. Хужирский рудный узел пространственно ассоциирован с Сайлагским массивом гранитоидов, расположенным в междуречье р. Оки и еe притока – р. Сайлаг. Наиболее крупным объектом рудного узла является Коневинское золоторудное месторождение. Жомболокский золоторудный узел расположен в водораздельной части рек Жомболок – Сенца, где известен ряд рудопроявлений золота и сурьмы. Наиболее крупным объектом здесь является Au-Sb проявление Туманное. Илейский рудный узел расположен к востоку от Хужирского и включает серию мелких проявлений, также локализованных среди гранитоидов.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РУДОПРОЯВЛЕНИЯ ТУМАННОЕ

Рудопроявление Туманное открыто при проведении геолого-съемочных работ в августе 1967 г., в бассейне р. Кадыр-Ос – левого притока р. Сенца. Структурная позиция участка определяется его расположением в зоне влияния Жомболокского глубинного разлома субширотного простирания. Рудоконтролирующими структурами являются системы трещин отрыва и скола, сформировавшиеся при проявлении сдвиговых деформаций вдоль главных широтных зон разломов по системе правого сдвига. Взбросо-сдвиговые нарушения представлены широкими полосами катаклаза, интенсивной трещиноватости и рассланцевания, которые в совокупности образуют мощные зоны смятия. Нарушения субмеридионального простирания развиты значительно слабее, чем зоны северо-западного (близкие к субширотному) простирания. В рудный этап эти разрывные нарушения в большинстве случаев не функционировали, однако сыграли немалую роль как рудоограничительные структуры.

В составе рудного поля принимают участие биотит-амфиболовые и биотит-гранатовые гнейсы, амфиболиты и мраморизованные известняки билинской свиты позднего протерозоя в северной части участка, южнее – известняки венд-кембрийской боксонской серии (?) (фиг. 1). Осадочно-метаморфические породы прорваны метадиабазами и порфиритами субвулканической интрузии, отнесенной к окинскому субвулканическому комплексу ордовикского возраста, и гранитоидами таннуольского комплекса. Состав последних будет рассмотрен подробнее, поскольку они непосредственно вмещают оруденение.

Фиг. 1.

Геологическая карта рудопроявления Туманное. 1 – четвертичные аллювиальные, пролювиальные и ледниковые отложения; 2 – субвулканическая интрузия (окинский комплекс?, О); 3 – светло-серые, серые и темно-серые полосчатые мелко- и тонкозернистые известняки (боксонская серия?, V-€); 4 – таннуольский интрузивный комплекс (€–O): слева – желтовато-светло-серые, розовато-светло-серые среднезернистые лейкограниты; справа – серые, зеленовато-серые биотит-роговообманковые кварцевые диориты, гранодиориты; 5 – билинская свита (R₃): слева – зеленовато-серые, темно-серые гранат-биотитовые гнейсы; справа – светло-серые мраморизованные известняки; 6 – зоны милонитизации и рассланцевания; 7 – кварцевые жилы и их свалы; 8 – линии разрывных нарушений; 9 – места отбора проб гранитоидов для U-Pb датирования; 10 – место отбора пробы мусковита для Ar/Ar датирования.

Гранитоиды центральной части рудопроявления (зона Антимонитовая), вмещающие кварц-антимонитовые жилы, представлены преимущественно серыми среднезернистыми биотит-роговообманковыми гранодиоритами гипабиссальной фации глубинности. Породы сложены идиоморфными зернами частично серицитизированного и альбитизированного плагиоклаза, в результате чего состав плагиоклаза соответствует альбиту-олигоклазу, и относительно крупными выделениями калиевого полевого шпата, содержащими пойкилитовые вростки плагиоклаза, и темноцветными минералами. Темноцветные минералы представлены магнезиальной роговой обманкой, частично замещенной хлоритом и актинолитом. Содержание кварца достигает 10–15 об. %. Текстуры пород массивные, структуры гипидоморфнозернистые, пойкилитовые, среднезернистые. Вблизи кварц-антимонитовых жил гранитоиды подвержены интенсивному дроблению по узким (первые метры) зонам, вплоть до появления рыхлого дробленого материала.

Гранитоиды восточной части участка (зона Восточная), вмещающие жилы кварца с пирит-арсенопиритовой минерализацией, имеют светло-зеленовато-серый цвет, лейкократовый облик, часто покрыты желтыми и светло-бурыми охрами вторичных минералов (лимонит и др.). Породы сложены агрегатом крупных зерен калиевого полевого шпата, серицитизированного плагиоклаза, деформированного кварца с волнистым погасанием и пластинчатого мусковита, редко отмечаются мелкие реликты биотита. Текстуры пород массивные, структуры крупнозернистые, гипидиоморфнозернистые. Кварц слагает крупные зерна неправильной изометричной формы, характеризуется волнистым погасанием. Вблизи кварцевых жил гранитоиды катаклазированы, в них появляются участки дробления и ориентированные агрегаты кварц-серицитового состава. Калиевый полевой шпат присутствует в виде крупных выделений неправильной формы. Плагиоклаз сильно серицитизирован и альбитизирован, слагает преимущественно таблитчатые кристаллы. Мусковит присутствует в виде редких пластинчатых выделений и практически не содержит в химическом составе парагонитовой молекулы. Редкие зерна биотита часто хлоритизированы.

Предыдущими исследователями гранодиориты были отнесены ко второй, а лейкограниты – к третьей фазам таннуольского интрузивного комплекса (Грачев и др., 1968ф¹¹), однако непосредственные взаимоотношения между выделенными фазами внедрения не наблюдаются, поскольку разные по составу гранитоидные тела разделены долиной р. Кадыр-Ос.

По химическому составу гранитоиды, относимые к разным фазам внедрения, также обособляются на две группы, соответствующие, согласно содержанию SiO₂, гранодиоритам (62.9–64.1 мас. %) и лейкогранитам (74.4–76.4 мас. %). Эти две группы гранитоидов различаются по содержаниям многих породообразующих окислов (фиг. 2, табл. 1). Имеются различия и в отношениях. Так, лейкограниты имеют калиевую специализацию, отношение K/Na составляет 1.07–3.0, в гранодиоритах это отношение – 0.61–0.66. Коэффициент глиноземистости (Al' = Al₂O₃/(FeO + Fe₂O₃ + MgO)) в гранодиоритах ниже, в пределах 2.27–2.45, тогда как в лейкогранитах этот коэффициент повышен, варьирует от 5.76 до 15.22.

Фиг. 2.

Вариационные диаграммы Харкера для вмещающих гранитоидов рудопроявления Туманное. 1 – гранодиориты зоны Антимонитовой; 2 – лейкограниты зоны Восточной.

По распределению элементов-примесей различия между гранодиоритами и лейкогранитами уже не такие явные. Для всех изученных пород характерно умеренное обогащение легкими РЗЭ (La/Yb_n = 5.6–15.2). Лейкограниты отличаются слабо проявленной отрицательной Eu-аномалией (Eu/Eu* = 0.47–0.58), тогда как гранодиориты такой аномалии не имеют. В целом же графики распределения РЗЭ близки по конфигурации кривых, а также по уровню содержаний РЗЭ (фиг. 3а).

Фиг. 3.

Спайдер-диаграммы для гранитоидов: а – графики распределения РЗЭ, нормированные по хондриту С1 (Sun, McDonough, 1989); б – графики распределения некогерентных элементов в гранитоидах, нормировано по составу верхней коры (Kerrick, Wyman, 1997). 1 – гранодиориты зоны Антимонитовой; 2 – лейкограниты зоны Восточной; в, г – диаграммы Rb – Y + Nb и Nb – Y (Pearce et al., 1984): 1 – лейкограниты, 2 – гранодиориты.

На нормированных графиках распределения некогерентных элементов все гранитоиды характеризуются максимумами по Pb, Ba (фиг. 3б). В гранодиоритах отмечается положительная Sr-аномалия, отрицательные – по Nb и Hf. Лейкограниты характеризуются минимумом по Sr. В целом по уровню содержаний некогерентных элементов все изученные гранитоиды близки и отвечают составу верхней коры. В то же время, на диаграммах Пирса все изученные гранитоиды попадают в поле гранитов вулканических дуг – островодужных гранитов (фиг. 3в, г). Таким образом, изученные гранитоиды несут геохимические черты надсубдукционных гранитов, однако, в то же время, соответствуют составу верхнекоровых образований. Такой мантийно-коровый характер распределения свидетельствует о формировании гранитоидов в обстановке активной континентальной окраины, как уже было ранее показано для гранитоидов, вмещающих Коневинское золоторудное месторождение, относящихся к тому же таннуольскому интрузивному комплексу (Дамдинов и др., 2016).

Здесь следует отметить, что участками в гранитоидах проявления Туманное повышены содержания Au (на уровне 0.01–0.1 г/т), а также некоторых других рудообразующих компонентов. Так, концентрации As достигают 1794 г/т в сульфидизированных лейкогранитах и присутствуют на уровне 5–20 г/т в гранитоидах, не содержащих сульфидной минерализации. Близкими уровнями концентраций характеризуется и Sb (от первых г/т до 800 г/т). Содержание Bi неравномерное, в единичных пробах достигает 33 г/т, хотя в большинстве случаев – ниже предела обнаружения (менее 1 г/т). Mo присутствует в гранитоидах на уровне 0.8–11 г/т.

СТРОЕНИЕ РУДНЫХ ЗОН

В пределах рудопроявления Туманное выделены три рудные зоны, характеризующиеся линейностью, приуроченностью к разрывным нарушениям и определенным типам минерализации – Антимонитовая, Восточная и Левобережная (см. фиг. 1).

Зона Антимонитовая сложена серыми среднезернистыми гранодиоритами, в пределах которых развиты относительно маломощные (10–20 м) разрывные нарушения северо-западного простирания, падающие на юго-запад под углом 85°, оперяющие Жомболокский глубинный разлом. Зоны сложены развальцованными катаклазитами гранодиоритов, местами окварцованных и сульфидизированных, и вмещают линзующиеся кварц-антимонитовые жилы и прожилки. Кварц в жилах светло-серый, мелкозернистый, трещиноватый. Содержание рудных минералов достигает 5–10 об. %. Среди них преобладает антимонит с примесями других рудных минералов, описание которых приведено в следующем разделе. Мощности жил колеблются от первых сантиметров до 0.7 м, при прослеженной протяженности от 40 до 110 м. Падение жил юго-западное 210° с углами 75°–90°. По данным предшественников (Грачев и др., 1968ф), средние содержания золота в разных жилах варьируют от 4 до 23 г/т, максимальное – 445 г/т. Средние содержания серебра – от 8 до 63 г/т, максимальное – 334 г/т. Отдельные свалы рудного кварца прослеживаются практически по всему гранитоидному массиву, вмещающему рудопроявление.

Зона Восточная расположена на левобережье р. Кадыр-Ос, в восточной части участка. Основными структурами, контролирующими распределение оруденения, являются разрывные нарушения, маркирующиеся рядом субпараллельных зон метасоматически измененных сульфидизированных и катаклазированных лейкократовых гранитов. Рудные тела представляют собой серию сближенных крутопадающих жил, приуроченных к сколовым трещинам северо-западного простирания, мощностью до 1 м. Околожильное пространство представляет собой мощную зону сульфидизированных и частично окварцованных измененных лейкократовых гранитов, выделяющихся развитием бурых и желтых охр вторичных минералов на выветрелой поверхности. Мощность зон изменения в совокупности достигает первых сотен метров. Кварц в жилах светло-серый до молочно-белого, мелкозернистый. Содержание рудных минералов низкое, не более 1–2 об. %. Они слагают редкую вкрапленность, либо присутствуют в виде редких мелких гнезд линзовидной формы. Преобладают пирит и арсенопирит, остальные рудные минералы присутствуют в меньших количествах и описаны в следующем разделе. Содержания золота в жилах варьируют от 2 до 66 г/т, серебра – достигают 38 г/т.

Зона Левобережная была изучена В.С. Грачевым и др. в 1968 году и представлена единичной кварц-карбонатной жилой, приуроченной к зоне скарнирования на контакте гранитоидов с метаморфическими породами билинской свиты (Грачев и др., 1968ф). Жила имеет мощность до 1.5 м, протяженность – 6.5 м. Среди рудных минералов нашими предшественниками были диагностированы галенит, сфалерит, пирит, халькопирит, блеклая руда и самородное золото. Однако в настоящее время рудная зона перекрыта делювиально-коллювиальными отложениями, в связи с чем еe детальное изучение невозможно.

СОСТАВ РУД

Жильные минералы представлены преобладающим кварцем, в небольших количествах присутствуют серицит, карбонат, флюорит и мусковит. Кварц представлен тремя разновидностями: крупнозернистый агрегат изометричных, часто округлых или вытянутых зерен неправильной формы с волнистым погасанием (кварц-1), средне-мелкозернистый агрегат (кварц-2), сложенный продуктами дробления кварца-1, и тонкие секущие прожилки тонкозернистого кварца (кварц-3), приуроченные к трещинкам и ассоциирующие с карбонатом и рудными минералами. В жильном кварце, содержащем пирит-арсенопиритовую минерализацию (зона Восточная), отмечаются участки катаклаза и деформационные микроструктуры, выраженные в шлифах в виде волнистого, решетчатого или пятнистого погасания (фиг. 4а). Кварц из кварц-антимонитовых жил подвержен интенсивным хрупким деформациям – катаклазу и милонитизации (фиг. 4б). Многочисленные трещины в катаклазированном кварце часто заполняются агрегатом карбонатов, кварца-3, рудных минералов (фиг. 4в). Пластинчатые агрегаты мусковита слагают тонкие оторочки в зальбандах кварцевых жил, реже присутствуют в виде отдельных скоплений в эндоконтактовых частях жил, причем при петрографических наблюдениях видно, что агрегаты мусковита приурочены к трещинкам в агрегате катаклазированного кварца, тогда как серицит слагает пятнообразные скопления либо равномерно рассеян в основной массе милонитизированного кварца (фиг. 4г).

Фиг. 4.

Фотографии шлифов жильного кварца: а – деформационная микроструктура кварца (кварц-1) из жилы № 5, (обр. Ту-11, жила № 5, зона Восточная); б – катаклазированный кварц (кварц-2) с участками тонкозернистого милонита из кварц-антимонитовой жилы (обр. Ту-49, жила № 1, зона Антимонитовая); в – карбонатные прожилки развиваются по трещинам в катаклазированном кварце (обр. Ту-49, жила № 1, зона Антимонитовая); г – пластинки мусковита приурочены к трещинам в катаклазированном кварце (обр. Ту-10, жила № 6, зона Восточная).

Минеральный состав руд

Две рудные зоны, выделенные на участке, отличаются по составу оруденения, содержат различные минеральные ассоциации, названные согласно типоморфным химическим элементам – золото-висмутовой и золото-сурьмяной (табл. 2). Однако часть рудных минералов присутствует в обоих случаях – арсенопирит, пирит, антимонит, андорит, цинкенит, халькопирит, галенит, сфалерит.

Таблица 2.  

Состав минеральных ассоциаций рудопроявления Туманное

Главные минералы	Второстепенные	Редкие
	Золото-висмутовая ассоциация
Пирит, арсенопирит	Тетрадимит (Bi2Te2S), самородный висмут, кобеллит (Pb22Cu4(Bi,Sb)30S69), антимонит (Sb2S3), цинкенит (Pb9Sb22S42), самородное золото	Пирротин, халькопирит, галенит, сфалерит, андорит (PbAgSb3S6), молибденит
	Золото-сурьмяная ассоциация
Антимонит (Sb2S3)	Пирит, арсенопирит, андорит (PbAgSb3S6), самородное золото, Ag-содержащий тетраэдрит, цинкенит(Pb9Sb22S42)	Халькопирит, халькостибит (CuSbS2), ауростибит (AuSb2), сурьма самородная, галенит, сфалерит

Золото-висмутовая ассоциация по минеральному составу соответствует главным рудным парагенезисам месторождений одноименного (золото-висмутового) формационно-геохимического типа (Гармаев и др., 2013; Горячев, Гамянин, 2006; Дамдинов и др., 2009; Vikent’eva et al., 2018). Ассоциация развита в кварцевых жилах с вкрапленной пирит-арсенопиритовой минерализацией зоны Восточной. Количественно среди рудных минералов преобладают пирит и арсенопирит, однако типоморфными для этой ассоциации являются минералы Bi – тетрадимит (Bi₂Te₂S), самородный висмут, кобеллит (Pb₂₂Cu₄(Bi,Sb)₃₀S₆₉) в парагенезисе с самородным золотом (фиг. 5а, б). Кроме того, в небольших количествах присутствуют минералы золото-сурьмяной ассоциации: антимонит (Sb₂S₃), цинкенит (Pb₉Sb₂₂S₄₂), андорит (PbAgSb₃S₆), в исчезающе малых количествах установлены другие сульфидные минералы: пирротин, халькопирит, галенит, сфалерит, молибденит, диагностируемые в виде микровключений в пирите и арсенопирите.

Фиг. 5.

Морфология рудных минералов золото-висмутовой ассоциации: а – срастание самородного золота (1) и самородного висмута (2), корродирующее халькопирит (3); б – неоднородное выделение самородного золота (1 – пробность 838‰, 2 – пробность 651 ‰,) в срастании с самородным висмутом (5) и теллуровисмутитом (3, 4); в – кобеллит (Pb_12.48(Cu_1.53Fe_1.28)_2.81(Bi_6.42Sb_8.55)_14.97S_32.86) (2) с включением тетрадимита (3) обрастает кристалл пирита (1); г – сросток антимонита (2) с цинкенитом (4) обрастающий зерно кварца (3), 1 – зерно пирита. Изображения в обратно рассеянных электронах.

Пирит и арсенопирит слагают гипидиоморфные кристаллы, часто образующие полиминеральные сростки, либо вкрапленность в кварце. По химическому составу никаких различий между пиритами и арсенопиритами золото-висмутовой и золото-сурьмяной ассоциаций не выявлено. Кроме того, многие присутствующие в агрегатах минералов золото-сурьмяной ассоциации кристаллы пирита и арсенопирита частично корродированы, что позволяет отнести эти минералы к одному раннему парагенезису. Арсенопирит характеризуется высокой сернистостью и имеет отношение S/As 1.15–1.46, в среднем – 1.3, содержание As варьирует в пределах 26–30 ат. %, при среднем значении 28 ат. %. Средний состав арсенопирита рассчитывается на формулу Fe_1.073As_0.839S_1.088. Пирит содержит примеси As – до 2.94 мас. %, хотя встречаются и пириты, не содержащие примесей на уровне чувствительности анализа (0.1 мас. %).

Висмутовые минералы – тетрадимит, кобеллит и самородный висмут слагают выделения неправильной формы, либо обрастают кристаллы пирита и арсенопирита, часто ассоциируют с самородным золотом (фиг. 5в).

Минералы золото-сурьмяной ассоциации – антимонит, цинкенит и андорит, присутствуют в небольшом количестве, в виде микровключений в минералах золото-висмутовой ассоциации и редких агрегатов в кварце (фиг. 5г).

Золото-сурьмяная ассоциация развита в составе кварц-антимонитовых жил зоны Антимонитовой. Среди рудных минералов преобладает антимонит, кроме него присутствуют пирит, арсенопирит, андорит (PbAgSb₃S₆), самородное золото, Ag-содержащий тетраэдрит, цинкенит (Pb₉Sb₂₂S₄₂), в подчиненном количестве встречаются халькостибит (CuSbS₂), ауростибит (AuSb₂), сурьма самородная.

Антимонит слагает участки сплошных аллотриоморфнозернистых агрегатов, либо прожилковидных обособлений, заполняющих пространство между зернами кварца, часто антимонит заполняет трещинки, просечки либо присутствует в виде игольчатых зерен в секущих карбонатных и кварцевых прожилках (фиг. 6а, б). Местами агрегаты антимонита корродируют ранние идиоморфные зерна пирита и арсенопирита, редко рассеянные по массе антимонитового агрегата (фиг. 6в). Кроме того, в агрегате антимонита присутствуют также удлиненные или линзовидные выделения цинкенита (Pb₉Sb₂₂S₄₂), мелкие зерна халькостибита (CuSbS₂), обычно приуроченные к краям зерен антимонита.

Фиг. 6.

Морфология минералов Au-Sb-ассоциации: а – фотография образца кварц-антимонитовой жилы; в нижнем левом углу – выделение самородного золота (помечено точечным пунктиром); б – цементная текстура кварц-антимонитового агрегата; в – агрегат идиоморфных зерен пирита (py) корродируется антимонитом (аnt); г – срастание самородного золота (Au) с андоритом (PbAgSb₃S₆) (аnd).

Арсенопирит образует ромбовидные кристаллы в антимонитовом агрегате, в некоторых случаях края зерен арсенопирита корродированы. По химическому составу арсенопирит из золото-сурьмяной ассоциации практически полностью отвечает таковому из золото-висмутовой ассоциации.

Выделения золота неправильной ксеноморфной формы присутствуют непосредственно в кварце, а также в виде полиминеральных срастаний самородного золота, серебросодержащего тетраэдрита (Ag – 12.8–14.7 мас. %) и андорита (PbAgSb₃S₆); иногда в этих же срастаниях присутствуют частично корродированные кристаллы пирита (фиг. 6г). Андорит также отмечается в виде кайм, оторочек и прожилков в агрегатах антимонита, пирита и арсенопирита. Редко встречающиеся халькостибит и ауростибит (AuSb₂) слагают либо включения в антимоните, либо самостоятельные выделения неправильной формы в кварце. Самородная сурьма зафиксирована в составе сложных срастаний с антимонитом и андоритом, с оторочками окислов сурьмы.

Самородное золото образует три генерации, соответствующие разным минеральным парагенезисам. Первая генерация (золото-1) представляет собой изометричные выделения самородного золота, ассоциирующие с пиритом и арсенопиритом, часто в виде включений (фиг. 7а). Золото характеризуется относительно низкой пробностью – в пределах 650–725‰. Золото-2 слагает ксеноморфные включения и сростки с минералами Bi, в том числе, с самородным висмутом (см. фиг. 5а). Золото этой генерации имеет пробность в интервале 750–850‰. В виде реликтов отмечаются выделения низкопробного золота-1 (см. фиг. 5б). Золото-3 выделяется в составе золото-сурьмяной ассоциации и находится в парагенезисе с Sb-сульфосолями. Морфология золотин – ксеноморфные трещинные и цементационные формы (фиг. 7б, в), реже изометричные зерна в срастаниях с Sb-сульфослями (см. фиг. 6г). Au имеет значения пробности в интервале 850–925‰, также содержит реликты низкопробного золота (золото-1 и золото-2). Следует отметить, что в сплошном антимонитовом агрегате самородное золото не обнаружено, что позволяет считать, что золото в этом парагенезисе целиком входит в состав ауростибита.

Фиг. 7.

Морфология самородного золота: а – включение золота-1 (2) в пирите (1); б, в – ксеноморфные выделения золота-3 в кварце.

Высокую пробность (около 1000‰) имеет золото, подверженное гипергенным преобразованиям. Это золото входит в состав гипергенных минеральных ассоциаций, которые в данной работе не обсуждаются.

В результате, в рудах проявления Туманное выделены следующие минеральные парагенезисы:

Золото-висмутовая ассоциация:

1) Пирит + арсенопирит(+галенит-халькопирит-пирротин-сфалерит) + золото-1

2) Тетрадимит + кобеллит + Bi самородный + + золото-2

3) Антимонит + цинкенит(+ауростибит)

4) Андорит + золото-3

Золото-сурьмяная ассоциация:

1) Пирит + арсенопирит

2) Антимонит + цинкенит + халькостибит + + ауростибит

3) Андорит + самородное золото (золото-3) + + Ag-содержащий тетраэдрит.

Общую последовательность минералообразования можно представить в следующем виде: пирит + арсенопирит(+сульфиды) + золото-1 → →  Bi-минералы (тетрадимит, самородный висмут и др.) + золото-2 → антимонит + сульфоантимониды → Sb-сульфосоли + золото-3.

ФЛЮИДНЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ

Для уточнения РТ-параметров рудоотложения были проведены термобарогеохимические исследования флюидных включений (ФВ) в жильных минералах. В связи с высокой степенью деформаций кварца, первичные включения в нем крайне редки и невелики по размеру. Термометрические эксперименты удалось провести по 14 первичным ФВ. Включения в большинстве случаев имеют крайне мелкие размеры от 2 до 7 мкм, изометричные, близкие к ромбовидной или квадратной форме, реже неправильной формы, вытянутые или угловатые. По фазовому составу среди ФВ преобладают двухфазовые (фиг. 8), в редких случаях трехфазовые (газ + водный раствор + тв. фаза) с неустановленной твердой фазой.

Фиг. 8.

Первичные флюидные включения в кварце рудопроявления Туманное. Цифрами показаны температуры гомогенизации. Длина масштабной линейки – 5 мкм.

Из-за малого размера ФВ, не все параметры удалось определить достоверно. Общий интервал температур гомогенизации для кварца, содержащего золото-висмутовую минеральную ассоциацию, составляет 242–457°C, причем максимум определений приходится на интервал 242–301°С, единичные включения гомогенизируются при температурах 375 и 457°С (фиг. 9, табл. 4). В кварце, содержащем золото-сурьмяную ассоциацию, общий интервал температур гомогенизации составляет 192–346°С. В первом приближении можно сделать вывод о том, что кварц, содержащий золото-висмутовую ассоциацию, относительно более высокотемпературный (среднее значение Т_гом. – 295°С), чем кварц с антимонитом (среднее значение Т_гом. – 270°С). Схожее распределение имеют и общие солености растворов. Так, в ФВ из жил с золото-висмутовой ассоциацией соленость варьирует в интервале 5.9–12.9 мас. % экв. NaCl, тогда как в ФВ из кварца с золото-сурьмяной ассоциацией – 5.7–6.5 мас. % экв. NaCl. В связи с малыми размерами ФВ определения температур эвтектики представляются не совсем достоверными, однако наблюдаемые значения в кварце из разных ассоциаций близки, что говорит о сходстве солевых систем минералообразующих растворов, среди которых, вероятно, преобладает MgCl₂ с примесью хлоридов Fe, Na и K.

Фиг. 9.

Гистограмма распределения температур гомогенизации ФВ в кварце. Темно-серым цветом показаны значения Т_гом для кварца, содержащего золото-висмутовую ассоциацию, светло-серым – золото-сурьмяную.

ИЗОТОПЫ СЕРЫ И КИСЛОРОДА

Изотопный состав серы в антимоните имеет значения от –2.5 до –3.8‰, в пирите – –1.5‰, что попадает в интервал ювенильной серы (табл. 5). Расчет изотопного состава серы в равновесном H₂S рудообразующего флюида по уравнению (Ohmoto, Rye, 1979), проведенный для температуры 300°С, показывает интервал значений от –0.2 до –1.5‰ в антимоните и –2.7‰ в пирите. Такие значения отвечают магматической сере, что свидетельствует о поступлении серы из материнского магматического расплава.

Значения изотопного состава кислорода в жильном кварце попадают в интервал 9.6–15.8‰ (табл. 6). Следует отметить, что “утяжеление” значений δ¹⁸О в кварце происходит в ходе формирования более поздних Sb-содержащих ассоциаций. Так, в кварце, содержащем раннюю пирит-арсенопиритовую ассоциацию, значения δ¹⁸O = = 13.0–14.2‰, в кварце из кварц-антимонитовых жил δ¹⁸O = 15.1–15.8‰.

Расчетная температура, полученная на основе изотопных составов кислорода в паре мусковит-кварц из кварцевой жилы № 6 (обр. Ту-9, см. табл. 6) зоны Восточной, имеет значение 305°С. Вычисления проведены согласно уравнениям, представленным в работах (Zheng et al., 1993a, b).

Изотопный состав кислорода равновесного флюида для температуры 305°С показывает значения в интервале 6.1–8.9‰, при среднем значении (n = 5) = 7.56‰. Следует отметить, что расчетный изотопный состав флюида для сосуществующих кварца и мусковита показывает значение δ¹⁸O = = 7.3‰. Полученные значения попадают в интервал изотопного состава магматогенного флюида (6–10‰) (Hoefs, 2009). Некоторое обогащение тяжелым изотопом кислорода кварца из кварц-антимонитовых жил обусловлено, по-видимому, примесью метаморфогенных вод, поскольку такие жилы приурочены к линейным зонам тектонического дробления, где граниты превращены в тонкораздробленные милониты и катаклазиты. Следовательно, наблюдаемый разброс значений изотопного состава флюида обусловлен смешением отдельных порций первичного магматического флюида с метаморфогенными водами.

Изотопные составы кислорода в кварце из вмещающих гранитов имеют значения 12.5‰ для лейкогранитов и 11.3‰ – для гранодиоритов. Эти значения близки к изотопному составу кислорода в жильном кварце.

МИНЕРАЛЬНАЯ ТЕРМОБАРОМЕТРИЯ

Расчет давлений формирования кварцевых жил, несущих золото-висмутовую минеральную ассоциацию, производился по фенгитовому геобарометру, основанному на содержании Si, Mg и Fe (Камзолкин и др., 2015). Расчет давлений производился для температуры 305°С, установленной по результатам изотопной термометрии в этом же образце (Ту-9) по 9 анализам мусковита (табл. 7). Интервал значений давления минералообразования 856–3051 бар. Среднее значение для 9 проб – 1847 бар.

Расчет температуры образования пирит-арсенопиритовой ассоциации, проведенный с использованием арсенопиритового геотермометра (Kretschmar, Scott, 1976), показывает общий интервал значений 194–383°С (табл. 8). Из гистограммы распределения температур видно, что интервалы, рассчитанные по арсенопиритам из разных ассоциаций (золото-висмутовой и золото-сурьмяной), практически полностью перекрываются (фиг. 10). Среднее значение температуры по данным арсенопиритового геотермометра составляет 280°С, что соответствует модальному значению температур гомогенизации ФВ.

Фиг. 10.

Гистограмма распределения температур формирования арсенопирита, рассчитанных по арсенопиритовому геотермометру (Kretschmar, Scott, 1976). 1 – арсенопирит из золото-висмутовой ассоциации, 2 – арсенопирит из золото-сурьмяной ассоциации.

ИЗОТОПНОЕ ДАТИРОВАНИЕ

Изотопное датирование рудовмещающих гранитоидов проводилось U-Pb-методом по циркону с использованием LA-ICP-MS. Изученные цирконы представляют собой преимущественно идиоморфные кристаллы призматической формы, реже обломки дипирамидальных кристаллов, с размером зерен до 100–150 мкм по длинной оси. В расчете значений возраста в пробе 3106 учитывались данные по 20 точкам (индивидуальным зернам циркона), в пробе Ту-26 – по 30 точкам.

На диаграмме с конкордией эллипсы цирконов формируют дискордии, по пересечению которых рассчитаны следующие значения: возраст лейкогранитов зоны Восточной, вмещающих жилы с пирит-арсенопиритовой минерализацией (золото-висмутовая ассоциация) – 491 ± 7 млн лет; возраст гранодиоритов, вмещающих кварц-антимонитовые жилы (золото-сурьмяная ассоциация) – 486 ± 4 млн лет (фиг. 11а, б; табл. 9, 10). Следовательно, гранитоиды, вмещающие оруденение на разных участках, несмотря на некоторые различия в минеральном и химическом составе, близки по возрасту и относятся к разным фазам внедрения одного (таннуольского) интрузивного комплекса.

Фиг. 11.

U–Pb изотопные диаграммы с конкордией для цирконов из образцов: а) 3106 – лейкогранит; б) Ту-26 – гранодиорит.

С целью определения возраста оруденения было проведено исследование ⁴⁰Ar/³⁹Ar методом ступенчатого прогрева мусковита из кварцевой жилы, содержащей пирит-арсенопиритовую минерализацию (жила № 6, зона Восточная). В высокотемпературной части спектра выделяется кондиционное плато, характеризующееся 52% выделенного ³⁹Ar и значением возраста 439.4 ± 3.5 млн лет (фиг. 12, табл. 11). На этом основании можно говорить, что закрытие изотопной системы мусковита произошло 439.4 ± 3.5 млн лет назад.

Фиг. 12.

Возрастной ⁴⁰Ar/³⁹Ar спектр для мусковита из жилы № 6 проявления Туманное (обр. Ту-6).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Геологические наблюдения показывают, что рудные жилы не выходят за пределы вмещающих гранитоидных тел, причем состав рудной минерализации в жилах из разных типов гранитоидов несколько отличается. Так, кварцевые жилы, содержащие пирит-арсенопиритовую с минералами Bi минерализацию (Au-Bi-ассоциация), залегают в светлых измененных лейкогранитах, тогда как кварц-антимонитовые жилы отчетливо приурочены к зонам катаклаза в серых среднезернистых биотит-амфиболовых гранодиоритах. Такое различие вмещающего субстрата, на первый взгляд, предполагает отсутствие связи между разными типами оруденения (Au-Bi и Au-Sb). Однако при детальном исследовании минерального состава выяснилось, что выделенные типы оруденения, несмотря на различия, характеризуются наличием «сквозных» минералов (пирит, арсенопирит, антимонит, андорит и др.), химические составы которых не отличаются, в частности это видно по S/As-отношению в арсенопирите в разных типах руд (см. табл. 8). Геохимические характеристики руд, несмотря на некоторые отличия, тем не менее, несут много сходных черт – близкие уровни концентрации, а также схожие отношения некоторых рудообразующих элементов (As, Cu, Pb, Zn, Au, Ag). Это позволяет считать, что разные рудные ассоциации являются продуктами эволюции единой рудообразующей системы. Косвенно этот вывод подтверждается и близким возрастом гранитоидов, вмещающих оруденение.

Проведенные термобарогеохимические исследования позволили установить, что физико-химические параметры рудообразующих растворов, формировавших разные рудные ассоциации, несмотря на некоторые различия, сопоставимы. В частности, все изученные параметры – интервалы температур гомогенизации, эвтектики, а также значения общей солености рудообразующих флюидов в разных типах руд перекрываются. Однако модальные значения физико-химических параметров при формировании золото-висмутовой ассоциации выше, чем для золото-сурьмяной, что согласуется с более поздним отложением последней, наблюдаемым по соотношениям рудных минералов. Такое распределение параметров может свидетельствовать в пользу того, что разные рудные ассоциации отлагаются в ходе некоторого снижения РТ-параметров рудоотложения.

Повышенная сернистость арсенопирита свидетельствует об его относительно низкотемпературных условиях формирования, поскольку известно, что арсенопирит, ассоциирующий с пиритом и содержащий 30 ат. % As, формируется при температуре не более 363°С (Kretschmar, Scott, 1976). Диаграмма в цитируемой работе используется в качестве арсенопиритового геотермометра, согласно которому был получен интервал значений температуры формирования арсенопирита, варьирующий от 194 до 383°С, при среднем значении 280°С, что примерно соответствует значению, полученному по изотопному геотермометру и близко к среднему значению температур гомогенизации ФВ. В то же время, часть включений гомогенизируется при температурах, достигающих 450°С, что говорит о наличии ранней генерации относительно высокотемпературного кварца. С учетом того, что температуры формирования арсенопирита достигают 383°С, можно предположить, что формирование арсенопирита (и ранней золото-висмутовой ассоциации) происходило в связи с отложением кварца в широком диапазоне температур (от более 380 до около 200°С). Поскольку мусковит, температура формирования которого оценивается в 305°С, кристаллизуется позже раннего кварца, можно сделать вывод, что кварц-1 формировался при температуре от 450 до как минимум 375°С (нижняя граница оценивается по наличию ФВ с такой температурой гомогенизации). Кварц-2, ассоциирующий с мусковитом, формируется при температуре, близкой к 300°С, что соответствует модальному значению температур гомогенизации ФВ из жил с золото-висмутовой ассоциацией.

Наблюдаемые соотношения рудных минералов свидетельствуют о том, что ассоциация Bi-минералов явно позднее пирит-арсенопиритовой. Температура плавления самородного висмута составляет 271°С, следовательно минеральные парагенезисы, содержащие самородный висмут, отлагались при температуре ниже 270°С. Поскольку наименьшее зафиксированное значение температуры гомогенизации ФВ, отражающее минимально возможную температуру минералообразования, составляет около 200°С, то можно сделать вывод, что отложение ассоциации минералы Bi + золото-2 происходило в интервале от 270 до не менее чем 200°С.

Интервал давлений формирования кварцевых жил с золото-висмутовой ассоциацией, полученный по фенгитовому геобарометру, составляет 856–3051 бар, при среднем значении 1847 бар. Такой широкий разброс значений может быть обусловлен вариациями флюидного (гидростатического) давления при формировании кварцевых жил. В то же время, расчет давлений для температуры 305°С, согласно свойствам системы NaCl–H₂O (Steele-MacInnis et al., 2012), на основе измеренных температур гомогенизации ФВ из кварца с золото-висмутовой рудной ассоциацией, показывает значения 445–926 бар по двум ФВ, с Т_гом.= 275 и 242°С. По остальным изученным включениям расчет провести не удалось. Если принять, что солевой состав флюида предположительно отвечает системе MgCl₂–H₂O, то расчетные значения давлений, полученные на основе фазовых отношений системы NaCl–H₂O, в данном случае занижены. Это обусловлено тем, что критическая кривая системы MgCl₂ имеет больший наклон, чем критическая кривая системы NaCl (фиг. 13) (Steele-MacInnis et al., 2015), в результате чего отношение ΔP/ΔT имеет более высокие значения. Следовательно, при одних и тех же значениях температуры значения давлений захвата ФВ для системы MgCl₂–H₂O, будут выше, чем для флюидов состава NaCl–H₂O. В таком случае, значения давлений минералообразования могут быть близки к значениям, полученным по данным фенгитового геобарометра (в среднем 1.8 кбар).

Фиг. 13.

РТ-проекции критических кривых систем NaCl–H₂O и MgCl₂–H₂O (Steele-MacInnis et al., 2015).

PT-параметры формирования золото-сурьмяной ассоциации можно оценить лишь по данным исследований ФВ. Эта ассоциация формируется в связи с наиболее поздним кварцем-3, однако в составе кварц-антимонитовых жил присутствуют и реликты ранних генераций кварца. В результате, интервал температур гомогенизации включений из кварц-антимонитовых жил перекрывается с таковым для жил с золото-висмутовой ассоциацией. Тем не менее, соотношения минералов доказывают более позднее время отложения Sb-содержащих парагенезисов и позволяют предполагать более низкие РТ-параметры их отложения.

Известные температуры образования антимонита и цинкенита в полиметаллических рудах месторождения Херия (Herja) в Румынии, установленные по данным изучения ФВ, а также минеральным и изотопным геотермометрам, соответствуют интервалу в 280–220°С, причем антимонит является относительно более высокотемпературным по сравнению с цинкенитом (Damian, 2003). Температуры формирования тетраэдрита и андорита в рудах Ag-полиметаллического месторождения Халлефорс (Швеция), оцениваются в 230–200°С и 180°С соответственно (Jasinsky, 1983). Измеренный интервал температур гомогенизации ФВ из кварц-антимонитовых жил, если исключить единичное значение 346°С, отвечающее, по-видимому, ФВ из реликтового раннего кварца, составляет 192–305°С. Такие значения в целом согласуются с цитируемыми литературными данными по условиям формирования Sb-содержащих минералов.

Расчет давления по температурам гомогенизации ФВ для системы NaCl–H₂O для температуры образования антимонита (280°С) показывает значение 976 бар для одного ФВ, с температурой гомогенизации 217°С. Отсутствие независимых определений давления не позволяет более точно определить значения этого параметра для кварц-антимонитовых жил.

Геологические наблюдения показывают, что в настоящее время, гипсометрически, кварцевые жилы с пирит-арсенопиритовой минерализацией находятся примерно на 300 м ниже, чем кварц-антимонитовые жилы. Следовательно, согласно геобарическому градиенту (300 бар на 1 км), давления минералообразования двух рудных ассоциаций должны различаться примерно на 100 бар.

На основе имеющихся наблюдений и литературных данных можно примерно оценить температурные условия отложения рудных минеральных ассоциаций:

1. Арсенопирит + пирит + золото-1 – >380–>200°С

2. Висмутовые минералы + золото-2 – 270–>200°С

3. Антимонит + сульфоанимониды + ауростибит – ~300–~200°С

4. Sb-сульфосольная ассоциация + золото-3 – 220–180°С

Проведенное А.А. Оболенским с соавторами термодинамическое моделирование процессов переноса и отложения Au и Sb (Оболенский и др., 2009) показало, что при простом охлаждении (без учета влияния давления) хлоридно-натриевых гидротермальных растворов, содержащих рудные компоненты и ион HS^- в интервале 300–100°С минералы, соответствующие ранним ассоциациям – пирит, арсенопирит и сульфосоли, отлагаются при разных значениях pH от кислых (3.6) до слабо щелочных (6.5), тогда как отложение антимонита и сульфоантимонидов происходит при изменении pH растворов от слабо щелочных до близнейтральных и кислых. Отложение золота в этих условиях происходит на всем интервале понижения температуры, что доказывается присутствием разных генераций самородного золота в рудах проявления Туманное. Решающим фактором отложения золота является уменьшение активности серы, что ведет к распаду гидросульфидных комплексов Au.

Такой механизм подтверждается и экспериментальными исследованиями. Так, по данным (Krupp, 1988; Zhu & Hu, 2000), перенос золота и сурьмы в гидротермальных растворах при температуре выше 200°С происходит в форме комплексных соединений Au(HS)₂ и Sb₂S₂(OH)₂. Согласно экспериментальным исследованиям И.Я. Некрасова, Bi также переносится преимущественно в гидросульфидной форме (комплекс H₂Bi₂S₄) (Некрасов, 1991). Отложение антимонита и других сульфидных минералов ведет к уменьшению концентраций H₂S (HS^-) и, соответственно, снижению активности серы и распаду гидросульфидных комплексов золота и других тяжелых металлов, что в совокупности с понижением температуры ведет к осаждению самородного золота в ассоциации с Bi- и Sb-содержащими минералами, а в дальнейшем – к формированию сульфосольной ассоциации, отложение которой идет на низкотемпературной стадии рудообразующего процесса, при низкой активности серы в гидротермальных растворах.

Согласно установленным минеральным парагенезисам и фазовым диаграммам “активность S₂ – Т ” для систем Fe–As–S и Cu–Fe–Pb–Ag–Sb–S в интервале температур от 380 до 180°С активность серы снижалась от –7 логарифмических единиц, что соответствует линии стабильности арсенопирита при Т = 380°С (Kretschmar, Scott, 1976), до –17.5 единиц – линии стабильности андорита при Т = 180°С (Jasinsky, 1983). Падение активности серы обусловило последовательное отложение разных генераций золота и сопутствующих рудных ассоциаций – от простых сульфидов к сульфоантимонидам и сульфосолям, с увеличением количества отлагаемых компонентов, что видно по элементному составу образующихся рудных минеральных ассоциаций:

1. Fe–As–Au–S

2. Bi–Te–Sb–Au–S

3. Sb–Cu–Pb–Au–Ag–S

4. Zn–Cu–Pb–Sb–Au–Ag–S

Результаты U–Pb датирования гранитоидов свидетельствуют о том, что возраст гранодиоритов, относимых к первой фазе таннуольского интрузивного комплекса, и лейкогранитов, относимых ко второй фазе, согласуется в пределах ошибки.

По мусковиту, выделенному из кварцевой жилы, содержащей рудные минералы золото-висмутовой ассоциации, ⁴⁰Ar/³⁹Ar-методом ступенчатого прогрева получен возраст 439 ± 3.5 млн лет. Такой возраст моложе почти на 40–50 млн лет, чем возраст вмещающих гранитоидов. Однако в окрестностях рудопроявления Туманное не наблюдается крупных магматических тел близкого возраста, внедрение которых могло бы привести к переуравновешиванию изотопной системы мусковита. В то же время, широкое распространение деформационных микроструктур кварца, а также характер распределения мусковита показывают, что мусковит (как и кварц) был подвержен воздействию пострудных тектонических деформаций, а полученное значение изотопного возраста отвечает времени проявления этих деформаций. Косвенным подтверждением вторичных изменений мусковита являются широкие вариации содержаний главных компонентов в химическом составе слюд (см. табл. 7).

Минералогические и изотопно-геохимические характеристики руд полностью соответствуют месторождениям, связанным с гранитоидами (тип intrusion-related). Разные типы оруденения (золото-висмутовая и золото-сурьмяная ассоциации) отвечают известной вертикальной зональности месторождения типа intrusion-related, где в нижних частях рудно-магматических систем формируются месторождения Au–Bi–Te–W ± (As, Mo), в верхних частях – Au–As–Sb–Hg (Lang, Baker, 2000). Следовательно, наблюдаемые в пределах рудопроявления Туманное рудные зоны с разными типами оруденения представляют собой разные уровни эрозионного среза одной рудно-магматической системы.

Раннеордовикский возраст рудогенерирующих гранитоидов соответствует времени перехода от островодужного к аккреционно-коллизионному этапу гранитоидного магматизма Алтае-Саянской складчатой области, согласно материалам С.Н. Руднева (Руднев, 2013). В то же время, геохимические характеристики гранитоидов таннуольского интрузивного комплекса свидетельствуют об их формировании в обстановке континентальной окраины. Следовательно, в раннепалеозойское время в разных частях окраины Палеоазиатского океана существовали и островные дуги, и активные континентальные окраины, где субдукция шла под Тувино-Монгольский микроконтинент. Этот вывод согласуется с положением островодужных и окраинно-континентальных гранитоидов в разных частях рассматриваемой в данной работе юго-восточной части Восточного Саяна (юго-западной и северо-западной соответственно, в современных координатах). Окончательный облик рудопроявление Туманное приобрело 439 ± 3.5 млн лет назад, во время наложенного тектоно-термального события, связанного с раннепалеозойским орогенезом. Ранее было отмечено, что масштабные аккреционно-коллизионные процессы проявились в этот временной интервал (500–420 млн лет назад) на всей территории современной юго-восточной части Восточного Саяна (Дамдинов и др., 2018).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Золото-сурьмяные рудопроявления в юго-восточной части Восточного Саяна представляют собой кварцевожильные зоны, локализованные в лейкогранитах и гранодиоритах. Структурно-вещественные характеристики оруденения этого типа, такие как геологическое положение рудных тел, особенности минерального и химического состава руд, изотопные характеристики рудных и жильных минералов, свидетельствуют о его магматогенной природе. Рудообразующий потенциал вмещающих гранитоидов подтверждается также повышенными концентрациями в них таких элементов, как Au, As и Sb, наличием золотого оруденения в скарнах на экзоконтакте гранитного массива (зона Левобережная), а также тем фактом, что аналогичные гранитоиды, относимые к таннуольскому комплексу, вмещают порфирово-эпитермальное Коневинское золоторудное месторождение, расположенное в 40 км к северо-востоку от уч. Туманного (Дамдинов и др., 2016).

Главные минералы руд представлены антимонитом, пиритом, арсенопиритом, также присутствуют минералы Bi (тетрадимит, кобеллит, самородный Bi), антимониды и сульфосоли (цинкенит, халькостибит, ауростибит, тетраэдрит, андорит), самородное золото трех генераций: золото-1 с пробностью 650–725‰, золото-2 с пробностью 750–850‰ и золото-3 с пробностью 850–925‰.

В составе руд выделены золото-висмутовая и золото-сурьмяная рудные ассоциации, представляющие собой продукты эволюции единой рудообразующей системы, в ходе которой происходило последовательное снижение РТХ-параметров рудоотложения. В ходе эволюции системы происходило уменьшение активности серы, что приводило к осаждению сменяющихся рудных ассоциаций от простых сульфидов до сульфосолей, в направлении увеличения количества отлагающихся компонентов, и формированию разных генераций самородного золота с постепенным увеличением пробности от ранних ассоциаций к поздним.

Золото-сурьмяное оруденение Восточного Саяна можно отнести к плутоногенно-гидротермальному генетическому классу, формировавшемуся в связи со становлением гранитоидных массивов таннуольского интрузивного комплекса, если предположить, что рудоотложение происходило на завершающей стадии консолидации гранитоидных массивов и их подъема к верхним уровням земной коры. Источником вещества и флюидов могли служить остаточные глубинные магматические камеры. В заключение можно сделать вывод, что золото-сурьмяное оруденение юго-восточной части Восточного Саяна относится к плутоногенно-гидротермальному генетическому классу и связано со становлением раннепалеозойских надсубдукционных гранитоидов таннуольского интрузивного комплекса.