1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геология рудных месторождений
  4. T. 64, № 4, 2022

Геология рудных месторождений, 2022, T. 64, № 4, стр. 382-405

Коклановское W–Mo месторождение (Зауралье): минералого-геохимическая зональность

К. А. Новоселов a, *, Е. В. Белогуб a, Е. Е. Паленова a, М. В. Заботина a, В. А. Котляров a

a Институт минералогии ЮУ ФНЦ МиГ УрО РАН
456317 Миасс, терр. Ильменский заповедник, Россия

* E-mail: const31@yandex.ru

Поступила в редакцию 16.08.2020
После доработки 12.01.2022
Принята к публикации 24.01.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

Коклановское W–Mo месторождение (Зауралье) приурочено к одноименному массиву лейкогранитов P2, который прорывает толщу нижнепалеозойских кристаллических сланцев с линзами гипербазитов, мраморов и скарнов. Промышленное штокверковое W–Mo оруденение охватывает как экзоконтакт, так и эндоконтакт Коклановского массива и связано с грейзенизацией. Промышленное разделение руд основано на типе вмещающей породы. Преобладают руды гранитного и сланцевого типа (суммарно 88.7%). Резко подчиненное значение имеют гипербазитовый и скарновый типы. Молибден концентрируется преимущественно в молибдените, редко примесь Mo отмечается в шеелите. Вольфрам связан, главным образом, с шеелитом, крайне редко встречается вольфрамит. Содержания молибдена и вольфрама в рудах и породах не коррелируют между собой. В минеральном составе руд преобладают пирит, молибденит и шеелит, второстепенные – халькопирит, пирротин, магнетит, среди редких установлены арсенопирит, герсдорфит, никелин, пентландит, тетраэдрит, борнит, галенит, самородный висмут, висмутин, сульфосоли висмута, уранинит.

Ключевые слова: Коклановское, Зауралье, грейзен, скарн, вольфрам, молибден

ВВЕДЕНИЕ

Эндогенные месторождения молибдена и вольфрама связаны преимущественно с постмагматической стадией становления гранитоидных массивов. Для молибдена это месторождения порфирового семейства (молибден-порфировые, медно-молибден-порфировые), для обоих металлов – комплексные редкометальные месторождения, ассоциирующие с грейзенами и скарнами (Смирнов, 1982; Pirajno, 2009).

Редкометальные, в том числе грейзеновые, месторождения обычно сгруппированы в пояса и связаны с коллизионными гранитоидами (Щерба, 1968; Shcherba, 1970, Рундквист и др., 1970; Pirajno, 2009). Уральский редкометальный пояс протягивается в меридиональном направлении вдоль восточного склона Урала на расстояние почти 800 км примерно от широты 50° до 58° с.ш. (фиг. 1) (Щерба, 1968; Shcherba, 1970). Его образование генетически связано с “Гранитной осью Урала” – комплексом гранитных массивов, сформированных в условиях жесткой коллизии при закрытии Уральского палеоокеана. С постмагматической стадией внедрения гранитоидов связаны месторождения W–Mo руд: Южно-Шамейское (W–Mo), Баженовское (Bi–Mo) на Среднем Урале, Боевско-Биктимировская группа (W), Биргильдинское (W), Аджетаровское (W), Дрожиловское (Cu–Mo), Смирновское (Mo) – на Южном Урале (Левин и др., 1995; Mao et al., 2003; Золоев и др., 2004; Бекмагамбетов и др., 2011; Грязнов, Елохин, 2012; Елохин, 2009).

Фиг. 1.

Позиция Коклановского месторождения на географической схеме (а) и схеме регионального районирования Южного Урала (б) (Puchkov, 2017): A – Предуральский прогиб, B – Западно-Уральская зона, C – Центрально-Уральская зона, D – Тагило-Магнитогорская зона, E – Восточно-Уральская зона, F – Зауралье. Заливкой показан Уральский редкометальный пояс; (в) – геологическая карта месторождения (мезо-кайнозойские осадки сняты) (Баль и др., 2014ф): 1 – серпентиниты, ультрамафиты; 2 – граниты; 3 – габбро-диориты, диориты; 4 – долериты, габбро-долериты; 5–7 – сланцы: 5 – кварц-биотитовые, 6 – полевошпат-кварц-амфиболовые, 7 – полевошпат-кварц-биотит-амфиболовые; 8 – скарны; 9–10 – границы распространение оруденения: 9 – молибденового, 10 – вольфрамового.

В статье рассмотрены особенности Коклановского W–Mo месторождения в Зауралье, открытого в 1985 г. и изученного в ходе геологоразведочных работ разной детальности (Бирючев и др., 1988ф11; Конаныхин и др., 1989ф22; Баль и др., 2014ф33). Предыдущими исследованиями показано, что W–Mo руды связаны, главным образом, с грейзенами. Учтенные на сегодняшний день запасы руды на месторождении составляют 251770.4 тыс. т при средних содержаниях Mo 0.059% и WO3 0.054%.

Изучению гранитоидов Коклановского массива, с которыми генетически связаны W–Mo руды, посвящена серия публикаций А.В. Морозовой (2007, 2008), в которых проводилось сопоставление с другими специализированными на редкие металлы интрузиями. Метасоматическая зональность на месторождении была охарактеризована С.С. Карагодиным с соавторами (1989). Перечисленными специалистами была предложена модель длительного многостадийного образования месторождения с последовательной сменой метасоматических формаций. Минеральный состав руд был рассмотрен только в общих чертах (Золоев и др., 2004; Грязнов, Елохин, 2012). Геохимические особенности руд месторождения ранее были рассмотрены с позиций описательной статистики (Елохин, Витов, 2004; Елохин, 2009; Грязнов, Елохин, 2012). Пространственное распределение элементов и формы их нахождения в рудах в этих публикациях не были отражены. Между тем, для постмагматических редкометальных месторождений в целом свойственна комплексность, многостадийность и зональность (Щерба, 1968; Рундквист и др., 1970; Смирнов, 1982; Pirajno, 2009) и, таким образом, критически важным является изучение состава руд как с позиций генезиса, так и извлечения полезных компонентов (Изоитко, 1989; Изоитко и др., 1997). Восполнение этого пробела и детальная характеристика минерального состава редкометальных руд и является целью предлагаемой работы.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ КОКЛАНОВСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Коклановское (Кирдинское) W–Mo месторождение находится в Курганской обл., в 30 км к юго-юго-западу от г. Катайска и расположено на Улугушском поднятии, приуроченном к сочленению Зауральского мегантиклинория и Восточно-Уральского прогиба (Пумпянский и др., 2003; Пумпянский, Телегина, 2004). Поднятие находится в западной части регионального гравиметрического минимума, который можно объяснить наличием гранито-гнейсового купола мощностью до 8–9 км. Оно сложено, в основном, метаморфическими породами, условно отнесенными к алексеевской свите нижнего палеозоя (Баль и др., 2014ф). Для поднятия характерно большое количество интрузивных массивов, преимущественно гранитоидного состава, становление которых происходило в орогенную (коллизионную) стадию герцинского цикла развития региона. Чехол рыхлых мезо-кайнозойских отложений несогласно перекрывает доюрские образования.

В Улугушском поднятии описан полный формационный ряд орогенного магматизма: улугушский комплекс C1-2 (тоналит-гранодиорит-гранитная формация) → ухановский комплекс C2 (монцодиорит-гранитная формация) → красногвардейский комплекс P1 (гранитная формация) → лобановский комплекс P2 (Пумпянский и др., 2003; Пумпянский, Телегина, 2004). Изотопное K–Ar датирование гранитов лобановского комплекса дало значения от позднекарбоновых 328 ± 4 до раннетриасовых 252 ± 20 и позднетриасовых 226 ± 1 (T1–3) млн лет (Бирючев, 1988ф; Конаныхин и др., 1989ф).

Коклановское месторождение приурочено к одноименному массиву лейкогранитов лобановского комплекса, который прорывает толщу кристаллических сланцев с линзами гипербазитов, мраморов и скарнов с сопутствующим магнетитовым оруденением (фиг. 1в). Лейкограниты, в свою очередь, прорваны габброидами T1 и маломощными дайками риодацитов туринской серии Т1–2 (Карагодин, 1989).

Коклановский массив в плане имеет форму вытянутого в субмеридиональном направлении эллипса размером 2.5 × 1 км. Судя по геофизическим данным, размеры массива на глубине 2.5–3 км составляют 10–15 км при вертикальной мощности не менее 5 км (Конаныхин и др., 1989ф). На участке месторождения контакты массива имеют пологое (30°–40°) падение в восточном и юго-западном направлениях и более крутое (45°–60°) в северо-восточном и северном направлениях. Исходя из элементов залегания контактов, можно сказать, что, по крайней мере, часть кровли массива была эродирована.

Граниты вне рудного контура характеризуются повышенными концентрациями (кларки концентраций): Mo (48), Bi (45), W (18.5), Sn (2.96), Be (2.26) при весьма неравномерном распределении (Елохин, Витов, 2004). В распределении редкоземельных элементов отмечается истощение в отношении тяжелых лантаноидов и отрицательная европиевая аномалия (Морозова, 2007).

Опираясь на изучение петрохимических особенностей гранитов, А.В. Морозова (2008) сделала заключение о гип- и мезоабиссальных условиях формирования пород Коклановского массива. По величине Zr/Hf отношения, которое автором рассматривается как индикатор редкометальной рудоносности, коклановские граниты близки гранитам акшатауского комплекса в Центральном Казахстане, а также гранитам Малышевского и Кременкульского массивов на Урале, с которыми связываются W–Mo месторождения.

Восточнее Коклановского массива находится массив диоритов, в меньшей степени – габбро-диоритов раннепалеозойского возраста, вытянутый в северо-западном направлении. По петрохимическим данным породы относятся к субщелочным высокоглиноземистым K–Na серии (Конаныхин и др., 1989ф).

Толща вмещающих кристаллических сланцев неоднородна, содержит тела мраморов, гипербазитов, скарнов, дайки гранитоидов, габброидов. Ориентировка сланцеватости варьирует в широком диапазоне с преобладанием направления 50°–65° к оси керна. Участками наблюдается плойчатость.

Тела гипербазитов субсогласно залегают в кристаллических сланцах, имеют различную мощность, достигающую 27 м. Контакты с вмещающими породами могут быть как резкие, так и постепенные.

Тела скарнов мощностью до 10–15 м залегают согласно среди кристаллических сланцев и приурочены к их известковистым разновидностям и маломощным прослоям известняков. Контакты скарнов и сланцев постепенные.

Как кристаллические сланцы, так и граниты, прорываются габброидами и риодацитами триасового возраста, не содержащими редкометальную минерализацию. Тело габброидов на уровне эрозионного среза палеозойских пород имеет сечение овальной формы с размерами по длинной оси около 1 км, короткой – менее 500 м.

Коклановское W–Mo месторождение перекрывается осадочным чехлом мезо-кайнозойского возраста мощностью 120–140 м. Он представлен глинисто-песчаной толщей с прослоями диатомитов. Породы содержат глауконит, клиноптилолит (Белогуб и др., 2015). В нижней части осадочной толщи залегает горизонт оолитовых бурых железняков мощностью до 4.7 м (Новоселов и др., 2018), распространенный далеко за пределами контура W–Mo оруденения.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Пробы отобраны из керна скважин во время геологоразведочных работ, проведенных на месторождении в 2013 г. Для минералого-петрографического изучения были использованы методы оптической (отраженный и проходящий свет) и электронной микроскопии (СЭМ РЭММА-202М с энерго-дисперсионным спектрометром LZ Link Sistems, оснащенным Si-Li детектором. Использованы стандарты AstJMEX scientific Limited MJNM 25–53 Mineral Mount serial № 01-44. Условия съемки: разрешение детектора 160 эВ, ускоряющее напряжение 20–30 кВ, сила тока 3 × 10–10 А, диаметр пучка 1–2 мкм. Коррекция данных производилась с использованием программы Magellanes. Определение содержаний породообразующих оксидов осуществлялось методами классической мокрой химии. Перечисленные работы выполнены в Институте минералогии УрО РАН (Миасс).

Для моделирования и статистической обработки использованы данные анализов рядовых проб на молибден и оксид вольфрама, а также мультиэлементного полуколичественного спектрального анализа на 31 элемент (Баль и др., 2014ф). Общий объем выборки составил около 900 анализов.

Построение пространственной модели распределения компонентов руд выполнено методом обратно взвешенных расстояний, который представляет собой реализацию одного из самых известных и востребованных алгоритмов интерполяции (Никифоров, 2013). Метод предполагает, что объекты, которые находятся поблизости, более подобны друг другу, чем объекты удаленные друг от друга. При работе в каждую ячейку модельного грида помещается среднее значение из всех контрольных точек данных, участвующих в построении модели. Веса или вклады каждой контрольной точки рассчитываются так, чтобы вес точек обратно зависел от расстояния между ними и заполняемой ячейкой грида. Таким образом, вес контрольной точки, попавшей в математический центр очередной ячейки, должен быть равен единице, а вес самой удаленной будет равен нулю.

ВМЕЩАЮЩИЕ ПОРОДЫ И ИХ ИЗМЕНЕНИЯ

Рудовмещающими на месторождении являются граниты, кристаллические сланцы и, в меньшей мере, скарны и метагипербазиты.

Граниты и их изменения

Рудовмещающие граниты массивные, белые, измененные разности розоватые, зеленоватые (фиг. 2). Структура варьирует от равномернозернистой аллотриоморфнозернистой до порфировидной. Минеральный состав: альбит, ортоклаз, микроклин, кварц, биотит, мусковит. Калиевые полевые шпаты замещаются мусковитом, кальцитом и флюоритом, а также серицитом и глинистыми минералами. Кварц входит в состав аллотриоморфного агрегата гранитов, а также образует более крупные выделения размером до нескольких мм, содержащие газово-жидкие включения с углекислотой и связанные с процессом грейзенизации. Из темноцветных минералов в слабоизмененных гранитах редко встречается биотит в виде чешуек размером 0.1–1 мм, частично замещенных хлоритом, иногда мусковитом. Акцессорные минералы представлены цирконом, апатитом, рутилом.

Фиг. 2.

Вмещающие породы Коклановского месторождения: а – граниты грейзенизированные, б и в – грейзены апогранитовые, г – серпентиниты, д – листвениты, е – скарны гранатовые.

Изменения пород связаны с процессами грейзенизации, карбонатизации (“березитизации”), локально – аргиллизации (Карагодин, 1989). Типоморфная минеральная ассоциация грейзенов кварц + флюорит + мусковит ± микроклин ± пирит. Эндогрейзены представлены зелеными массивными мелкозернистыми кварц-мусковитовыми породами с гнездами темно-фиолетового флюорита и редкой неравномерной сульфидной вкрапленностью (см. фиг. 2).

Карбонатизация гранитов проявляется в замещении альбита доломитом и кальцитом, а также в развитии прожилков и просечек карбонатов, которые практически всегда сопровождаются серицитизацией, иногда – развитием рассеянного пирита и часто соседствует с гнездами минеральной ассоциации грейзенов – флюорита, сульфидов.

Наиболее поздние гидротермальные изменения гранитов проявлены в аргиллизации, которая связана с раннемезозойским вулканизмом (Карагодин, 1989). Аргиллизиты контролируются зонами дробления, брекчирования и повышенной трещиноватости пород.

По содержаниям основных петрогенных оксидов граниты довольно однообразны (табл. 1). Наиболее значительные вариации характерны для щелочных металлов (фиг. 3а). Большинство анализов слабоизмененных розовых гранитов содержат повышенные концентрации CO2 и серы (фиг. 3б). Эти химические особенности согласуются с наблюдаемым в шлифах замещением полевых шпатов кальцитом и распространением в измененных гранитах пирита. Граниты лобановского комплекса принадлежат магнетитовой серии (Ishihara, 1977) и на диаграмме SiO2–Fe2O3/FeO (фиг. 3в) расположены в поле гранитоидов, ассоциирующих с молибден-порфировыми месторождениями (Sinclair, 2007). Индекс ASI (насыщенность алюминием) (Zen, 1986) в слабоизмененных гранитах меньше 1, что позволяет их отнести к метаглиноземистым.

Таблица 1.  

Химический состав гранитов и эндогрейзенов (мас. %)

№
п/п 		Элемент
№ пробы 		SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O H2O– п.п.п. P2O5 SO3 общ CO2 Cумма
1 362/253.5 75.62 0.11 11.86 0.40 0.23 <0.01 0.05 1.66 2.66 6.31 <0.10 0.92 0.05 0.29 0.12 99.87
2 362/277.5 75.30 0.15 12.36 0.66 0.63 <0.01 0.06 1.17 2.81 5.66 0.10 1.20 0.07 0.60 0.23 100.17
3 362/323.9 75.98 0.08 12.88 0.37 0.26 <0.01 0.05 1.36 3.85 4.42 <0.10 0.96 <0.05 0.32 0.37 100.21
4 362/324.9 75.03 0.07 11.94 0.62 0.61 <0.01 0.05 1.50 3.02 5.12 <0.10 1.44 <0.05 0.61 0.64 99.40
5 362/363.5 71.42 0.20 13.01 0.95 0.42 0.01 0.23 2.53 2.53 5.52 <0.10 2.52 0.05 1.08 1.24 99.39
6 362/408.3 72.96 0.18 12.97 0.60 0.87 0.02 0.12 1.63 3.29 5.28 <0.10 1.40 0.05 0.38 1.08 99.37
7 372а/277.3 74.70 0.11 12.38 0.47 0.79 0.01 0.14 1.73 2.98 5.04 0.10 1.48 <0.05 0.29 0.74 99.93
8 374/415.9 74.82 0.13 12.18 0.45 0.67 0.01 0.05 2.28 3.38 4.26 <0.10 1.72 <0.05 0.48 0.94 99.95
9 383/462.7 73.28 0.21 13.14 0.70 1.20 0.03 0.30 1.41 3.89 5.08 0.10 0.90 0.06 0.29 0.31 100.3
10 372а/315.7 75.56 0.13 13.31 0.68 0.91 0.01 0.18 1.16 0.11 5.20 0.22 2.18 <0.05 0.59 0.28 99.65
11 372а/466 74.86 0.06 11.80 0.87 0.31 0.02 0.10 2.84 0.12 4.65 0.12 3.74 <0.05 0.99 1.70 99.49
12 362/302.2 70.28 <0.05 15.63 0.77 0.42 <0.01 0.16 3.68 0.10 4.12 0.26 3.82 0.06 0.60 <0.10 99.30
13 362/307.7 77.38 0.14 12.98 0.78 0.36 <0.01 0.32 0.93 0.07 4.52 0.20 2.14 <0.05 0.52 <0.10 99.82
14 374/407.5 75.44 0.13 12.88 0.67 0.45 0.01 0.14 1.80 0.14 5.16 0.14 2.72 <0.05 0.58 0.79 99.68
15 355/298.7 79.84 0.14 9.42 2.17 0.82 0.01 0.50 0.84 0.10 3.40 0.12 2.52 0.07 2.02 0.30 99.95
16 374/385.6 61.52 0.09 20.51 1.22 0.45 0.02 0.37 3.93 0.16 6.26 0.14 4.68 <0.05 0.27 0.17 99.35
17 379/605.1 82.30 0.05 7.76 2.27 0.84 0.02 0.14 1.09 0.24 2.40 <0.10 3.08 <0.05 3.08 <0.10 100.19

Примечание. 1–9 – грейзенизированные граниты, 10–17 – грейзены.

Фиг. 3.

Бинарные диаграммы, характеризующие состав лейкогранитов Коклановского массива и эндогрейзенов: а – Na2O–K2O; б – CO2–SO3; в – SiO2–Fe2O3/FeO. I – гранитоиды, ассоциирующие с молибден-порфировыми рудами; II – оловоносные граниты, III – граниты меднопорфировых месторождений (Sinclair, 2007).

Кристаллические сланцы

По доминирующему темноцветному минералу кристаллические сланцы можно условно разделить на амфиболовые (преимущественно актинолитовые) и биотитовые, реже встречаются сланцы с преобладанием хлорита. Границы между разновидностями сланцев, как правило, постепенные. Структура сланцев мелко-, редко – среднезернистая, гетеробластовая. В их минеральном составе присутствуют также кварц и полевые шпаты (альбит, ортоклаз), титанит, ильменит и лейкоксен. Акцессорные минералы представлены апатитом, редко алланитом.

По содержанию кремнезема сланцы преимущественно соответствуют породам основного состава. В химическом составе росту содержаний калия соответствует снижение содержаний кальция, в минералогическом отношении это проявляется в изменении соотношений между актинолитом и биотитом (табл. 2).

Таблица 2.  

Химический состав пород толщи кристаллических сланцев (мас. %)

№ п.п. № пр. SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O п.п.п. P2O5 SO3 общ CO2 F H2O– Σ
1 362/147.5 47.86 1.77 17.34 2.79 5.39 0.16 7.76 11.33 2.97 1.10 1.30 0.19 1.78 <0.10 0.53 <0.10 99.96
2 374/254.8 47.02 1.57 18.23 3.74 7.54 0.20 6.39 6.53 4.46 2.74 1.26 0.18 0.74 <0.10 0.14 <0.10 99.86
3 374/336.7 46.19 3.30 16.59 2.94 6.90 0.19 7.47 8.08 3.70 2.50 1.46 0.46 0.69 <0.10 0.35 <0.10 99.78
4 362/167.6 64.01 0.79 17.60 0.38 1.89 0.02 2.88 3.88 4.73 1.94 1.72 0.17 <0.10 0.17 0.17 <0.10 100.01
5 372а/161 44.93 2.89 16.14 3.65 8.37 0.20 7.35 6.99 3.05 3.29 2.22 0.28 0.59 0.68 0.68 0.14 99.50
6 372а/198.7 45.25 2.23 15.23 3.11 7.54 0.21 9.65 9.94 2.15 2.39 1.40 0.35 <0.10 <0.10 0.22 0.14 99.59
7 379/246.5 56.56 0.87 16.38 2.11 3.33 0.16 3.13 8.80 6.65 0.55 1.16 0.19 0.30 0.43 0.26 0.10 99.99
8 361/207.2 40.28 1.89 16.42 1.64 7.15 0.19 3.89 7.06 0.32 5.50 14.48 0.31 1.40 11.16 0.63 0.32 99.45
9 379/303 46.30 3.16 15.64 4.33 9.05 0.40 5.45 9.43 3.77 0.56 1.50 0.28 2.96 <0.10 0.12 <0.10 99.78
10 374/275.7 42.03 0.06 1.22 3.76 4.24 0.23 37.26 0.40 0.01 0.35 9.64 <0.05 0.81 1.28 0.39 0.24 99.44
11 379/536.7 41.16 <0.05 0.72 3.57 4.38 0.17 41.43 0.56 0.08 0.37 7.50 <0.05 0.47 0.31 0.11 0.10 100.04
12 374/277.4 56.70 <0.05 0.96 1.62 4.96 0.40 28.94 1.27 0.08 0.32 4.11 <0.05 0.47 0.44 0.56 0.10 99.46
13 365/180 41.67 0.48 11.99 5.20 4.35 1.09 3.79 28.96 0.29 0.33 1.36 0.18 <0.10 0.70 0.39 0.22 99.91
14 365/204 33.99 0.33 2.76 23.59 1.89 0.74 1.31 31.80 0.11 0.03 2.96 0.16 2.83 1.60 0.44 0.14 99.81
15 379/179.3 37.67 0.63 3.78 17.24 2.88 0.66 3.16 28.35 0.38 0.02 4.26 0.19 1.29 2.64 0.74 0.22 99.44

Примечание. 1–3 – сланцы биотит-амфиболовые; 4, 5 – сланцы биотитовые; 6, 7 – сланцы существенно хлоритовые; 8 – сланец пирит-карбонат-серицитовый (“березитизированный”), 9 – сланец магнетит-амфиболовый (ороговикованный); 10 – серпентинизированный гарцбургит, 11 – серпентинизированный дунит, 12 – тремолитит; 13–15 – скарн гранатовый.

Сланцы подвержены скарнированию, грейзенизации, карбонатизации и, локально, ороговикованию.

Скарнирование кристаллических сланцев проявляется в развитии метакристаллов граната или диопсида. Гранат образует идиоморфные зональные кристаллы с замутненным центром и прозрачной каймой, приуроченные к меланократовой части породы. Прозрачный гранат в виде струй мелких кристалликов, соответствующих внешней кайме зональных метакристаллов, распространен в лейкократовых участках и ассоциирует с хлоритом. Диопсид в биотит-амфиболовых сланцах замещает актинолит, реликты которого иногда сохраняются. Диопсид образует таблитчатые кристаллы и зерна, иногда пойкилитовые, размером до 2 мм. При наложенных процессах диопсид замещается амфиболом, затем карбонатом и хлоритом.

Грейзенизация сланцев проявлена в формировании разномасштабных жил, линз и гнезд. Типоморфные минералы грейзенов в сланцах – флюорит, микроклин, кварц, карбонат. С процессами грейзенизации, по-видимому, связано развитие серицита и кварца в экзоконтактах прожилков, а также образование редких просечек цеолитов. Процессы грейзенизации и карбонатизации тесно ассоциируют: карбонат-серицитовые агрегаты часто замещают калиевый полевой шпат вплоть до образования полных псевдоморфоз. Рудная минерализация грейзенизированных сланцев представлена преимущественно пиритом, молибденитом, шеелитом.

Карбонатизация в сланцах проявлена локально в ближнем экзоконтакте тела гранитов. Ассоциация “березитов” (серицит + кварц + кальцит + + пирит), развивается в виде тонких прожилков. В составе березитизированных пород присутствует рассеянный рутил.

Скарны

Послойные тела скарнов мощностью до 10–15 м залегают среди кристаллических сланцев и приурочены к их известковистым разновидностям и маломощным прослоям известняков. Среди собственно скарнов выделяются гранатовые, пироксен-гранатовые, гранат-пироксеновые, амфибол-гранатовые, а также магнетитовые разновидности. Содержание магнетита в последних оставляет 20–50%, для них характерна вкрапленность пирита. Контакты скарнов и вмещающих пород постепенные.

Скарны характеризуются массивными, неясно-полосчатыми, пятнистыми текстурами и гранобластовыми, нематогранобластовыми, редко пойкилобластовыми структурами. Основными породообразующими минералами являются гранат гроссуляр-андрадитового ряда, пироксен диопсид-геденбергитового ряда и амфибол (актинолит, реже роговая обманка). Второстепенные – кальцит, эпидот, титанит, кварц. Акцессорные везувиан, алланит, апатит; рудные минералы представлены пиритом, магнетитом, молибденитом, шеелитом. Скарны могут вмещать прожилки и гнезда грейзенов состава кварц-флюорит ± микроклин, иногда с пиритом и молибденитом.

Химический состав скарнированных пород сильно варьирует, что, по-видимому, связано как с составом эдукта, так и с интенсивностью наложенных процессов (см. табл. 2). Наибольшие содержания Al2O3, TiO2, а также (Na2O + K2O) наблюдаются в пироксеновых скарнах, тогда как содержания FeO и Fe2O3 повышены в пироксен-гранатовых скарнах. В грейзенизированных скарнах резко возрастает содержание Al2O3, связанное с развитием мусковита. Содержания CaO и MgO варьируют слабо, отношение MgO/CaO практически постоянно и составляет 0.6–0.7. Даже в макроскопически неизмененных пироксеновых, пироксен-гранатовых и эпидот-амфиболовых скарнах часто наблюдается примесь F, достигающая в отдельных пробах 0.72 мас. %.

Гипербазиты и их изменения

Тела гипербазитов залегают субсогласно с кристаллическими сланцами. Различаются серпентинизированные гипербазиты, а также тальк-тремолитовые породы.

Серпентиниты массивные, пятнистые за счет тальк-тремолит-карбонатных сегрегаций. Наименее измененные гипербазиты с реликтами первичных оливина и пироксена представлены серпентинизированными дунитами (?) и перидотитами. Структуры пород крупнозернистые, гипидиоморфнозернистые, текстуры массивные. Главными породообразующими минералами являются оливин, клинопироксен (клиноэнстатит?) и ортопироксен, которые в разной степени замещены серпентиновыми минералами (хризотил, антигорит, β-лизардит, бастит).

Гипербазиты подвержены гематитизации, оталькованию и тремолитизации. С процессами скарнирования связано развитие диопсида и карбонатов, грейзенизации – флогопита, лиственитизации – карбонатов, фуксита, кварца и пирита. Акцессорные минералы гипербазитов представлены, преимущественно, магнетитом, изредка сохраняется хромит, в грейзенизированных разностях присутствуют сульфиды (молибденит, халькопирит), шеелит, в лиственитизированных установлено самородное золото.

Тальк-тремолитовые породы, очевидно, являются продуктом изменения гипербазитов. Породы массивные, светлоокрашенные, мягкие. В составе диагностированы тальк и тремолит в различных соотношениях, участками – кальцит.

Тела гипербазитов часто пересечены прожилками грейзенов флюорит-кварцевого, флюорит-карбонат-кварцевого, полевошпат-карбонат-кварцевого состава с молибденитом. Гипербазиты могут вмещать мелкие дайки гранитов.

Химический состав гипербазитов довольно постоянен (см. табл. 2). Наблюдаются вариации содержаний FeO, Fe2O3, CaO, а также щелочных элементов, сумма которых часто превышает предел 1.5 мас. %, характерный для ультраосновных пород нормального ряда. Обращает на себя внимание присутствие в составе пород фтора. Эти особенности согласуются с флогопитизацией пород. В химическом составе тремолититов повышено содержание SiO2 и понижено – MgO, при этом содержания Ca и F также повышены.

ТИПЫ РУД

Промышленные W–Mo руды слагают штокверк, который залегает в породах экзоконтакта и эндоконтакта Коклановского массива (см. фиг. 1). Он прослежен скважинами до 2 км по простиранию и до 1.5 км по падению.

Руды Коклановского месторождения по вмещающему матриксу разделяются на несколько природных типов (табл. 3), среди которых преобладают гранитный и сланцевый, составляющие суммарно ~88.7%.

Таблица 3.  

Типизация W–Mo руд Коклановского месторождения

Природный тип руд Характеристика руд Минералогия руд Медиана Mo/WO3
Гранитный Существенно молибденовые руды, в грейзенизированных лейкогранитах Коклановского массива (эндогрейзены) Молибденит, пирит, шеелит, пирротин, галенит, тетраэдрит, халькопирит, магнетит, гематит 0.018/0.016
Сланцевый Молибденитовые и/или шеелитовые руды в грейзенизированных кристаллических сланцах в экзоконтакте Коклановского массива (экзогрейзены). Молибденит, шеелит, пирит, вольфрамит, висмут, висмутин, жозеит B, теллуриды Bi, арсенопирит, пирротин, галенит, тетраэдрит, халькопирит, борнит, гематит 0.015/0.034
Скарновый Молибденитовые и/или шеелитовые руды в скарнах и скарнированных кристаллических сланцах, вмещающих горизонты магнетитовых руд. Наложенная грейзенизация Молибденит, магнетит, пирит, шеелит, вольфрамит, арсенопирит, пирротин, халькопирит, гематит 0.023/0.026
Гипербазитовый Молибденитовые и/или шеелитовые руды в серпентинизированных гипербазитах с наложенной грейзенизацией Молибденит, пирит, хромит, магнетит, висмутин и висмут (в лиственитах), пирротин, пентландит, миллерит, герсдорфит, гематит 0.022/0.026

Примечание. Жирным выделены главные рудные минералы. Расчет медианных содержаний для проб с концентрациями Mo и WO3 более 0.005%.

Гранитный тип представлен грейзенизированными гранитами с прожилковой и рассеянно-вкрапленной молибденитовой минерализацией (фиг. 4а, б). Главными жильными минералами являются кварц и полевой шпат, второстепенные – слюды, кальцит, флюорит. Среди рудных минералов преобладают пирит и молибденит.

Фиг. 4.

Руды Коклановского месторождения: а – порфировидные граниты с прожилком кварц-флюорит-пиритового состава; б – грейзенизированный лейкогранит с прожилками кварц-молибденитового состава. Молибденит тяготеет к зальбандам прожилка; в – кристаллический сланец рассекается прожилком кварц-флюорит-пиритового состава; г – гранатовый скарн с густовкрапленной пиритовой минерализацией; д – густовкрапленная пирит-пирротин-магнетитовая руда. Диаметр керна 46 мм. Пирит – Py, молибденит – Mot, флюорит – Ft.

Распределение содержаний Mo и WO3 в изученной совокупности измененных гранитов асимметричное. Медианные значения составляют 0.018% и 0.016% соответственно для проб с концентрациями Mo и WO3, превышающими 0.05%.

Сланцевые руды представляют собой кристаллические сланцы амфиболового и биотитового состава с прожилково-вкрапленной редкометальной минерализацией (фиг. 4в). Зона сланцевых руд включает участки скарновых (фиг. 4г, д) и гипербазитовых руд. При удалении от гранитного массива интенсивность оруденения постепенно уменьшается. В минеральном составе в варьирующих количествах присутствуют амфибол, слюды, кварц, микроклин, альбит, хлорит, кальцит, флюорит. Среди рудных минералов преобладают пирит, молибденит и шеелит. Медианные значения содержаний Mo и WO3 составляют 0.015 и 0.034% соответственно при асимметричном распределении.

Скарновый и гипербазитовый типы руд имеют резко подчиненное значение и сопряжены с прослоями соответствующих пород в толще сланцев. В минеральном составе скарновых руд преобладают гранат (андрадит), кальцит и диопсид, присутствуют флюорит, амфибол, слюды. Среди рудных минералов преобладает пирит, реже встречаются халькопирит, пирротин, магнетит, шеелит, молибденит. Со скарнами связано попутное магнетитовое оруденение (см. фиг. 4д). Распределение WO3 и Mo в скарновых рудах невыдержанное, корреляционная связь между ними отсутствует. Медианные значения содержаний Mo и WO3 составляют 0.023 и 0.026% соответственно.

В гипербазитовый тип выделяются серпентинизированные гипербазиты и тальк-карбонат-тремолитовые породы с наложенным прожилковым W–Mo оруденением. Вмещающие гипербазиты состоят из серпентина, флогопита, тремолита, в меньшей степени талька, отмечаются кальцит, доломит, флюорит. Для гипербазитовых руд характерна специфическая рудная ассоциация, включающая в себя магнетитизированный хромит, пентландит и миллерит. Редкометальная минерализация в гипербазитах связана с карбонат-кварцевыми прожилками с молибденитом, шеелитом, пиритом, халькопиритом и пирротином. Медианные значения содержаний Mo и WO3 составляют 0.022 и 0.026% соответственно.

МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ РУД

Наиболее распространенными рудными минералами на месторождении являются пирит, пирротин и магнетит (см. табл. 3). Пирит развит во всех типах руд и метасоматитов. Он образует вкрапленность в породах, а также входит в состав различных прожилков в виде вкрапленности и гнезд (см. фиг. 4). Пирротин и магнетит имеют рудообразующее значение в скарнах.

Молибденит – главный промышленный рудный минерал на месторождении. Его распространение контролируется ореолом грейзенизации пород, охватывая как лейкограниты Коклановского массива, так и толщу сланцев, включая скарны и гипербазиты. Минерал формирует вкрапленность в грейзенах, входит в состав прожилков различного состава, образует пленки в трещинах пород. В кварцевых и кварц-полевошпатовых прожилках молибденит часто концентрируется в зальбандах и ассоциирует с пиритом, флюоритом, мусковитом (см. фиг. 4). Редко молибденит образует крупные сноповидные скопления, более типичны тонкокристаллические структуры с размером чешуек до 0.5 мм (фиг. 5). Срастания с другими рудными минералами для молибденита в целом не характерны. Взаимоотношения с пиритом и магнетитом позволяют предполагать более позднее происхождение молибденита. Молибденит и шеелит могут присутствовать в одних и тех же прожилках, но срастаний друг с другом не образуют.

Фиг. 5.

Главные рудные минералы: а – молибденит Mot в срастании с титанитом Tit в кварцевой жилке (отраженный свет); б – зерно шеелита в гранатовом скарне; в – реликтовые включения вольфрамита Wot в шеелите из кварц-полевошпат-пиритового прожилка в сланцах; г – срастания молибденита и уранинита (b, c) (изображение BSE).

Вольфрам концентрируется, главным образом, в шеелите и в редких случаях – в вольфрамите (см. фиг. 5). Шеелит тяготеет к сланцевым рудам и крайне редко наблюдается в гранитах. Чаще всего он встречается в кварцевых и полевошпат-кварцевых прожилках в ассоциации с пиритом, пирротином и флюоритом. В химическом составе шеелита может присутствовать примесь молибдена, которая в локальных зонах отдельных зерен достигает 16 мас. % MoO3. Вольфрамит имеет резко подчиненное значение по сравнению с шеелитом, встречен в виде реликтовых включений в шеелите из прожилков в сланцах. Размер таких включений обычно не превышает 0.2 мм (см. фиг. 5). Состав варьирует от практически чистого гюбнерита до марганцовистого ферберита, присутствуют примеси кальция, молибдена (табл. 4).

Таблица 4.  

Химический состав вольфрамита (мас. %)

Проба CaO WO3 MnO FeO MoO3 SUM Формула
372a/170.5 0.12 77.04 20.97 1.66 – 99.79 (Mn0.90Fe0.07Ca0.01)Σ0.98W1.01O4
0.03 77.11 21 1.35 – 99.49 (Mn0.90Fe0.06) Σ0.96W1.01O4
K374/212.2 0.13 77.43 8.51 13 – 99.06 (Fe0.55Mn0.37Ca0.01)Σ0.93W1.02O4
0.13 76.55 8.07 14.18 0.24 99.18 (Fe0.60Mn0.35Ca0.01)Σ0.96(W1.01Mo0.01) Σ1.02O4
0.19 76.82 6.9 15.28 0.63 99.82 (Fe0.64Mn0.29Ca0.01)Σ0.94(W1.01Mo0.01)Σ1.02O4
0.31 77.57 13.45 8.43 – 99.76 (Mn0.58Fe0.36Ca0.01) Σ0.95W1.01O4
0.21 77.31 10.39 11.52 0.32 99.74 (Fe0.49Mn0.44Ca0.01)Σ0.94(W1.01Mo0.01)Σ1.02O4
0.38 77.45 13.31 8.26 – 99.4 (Mn0.57Fe0.35Ca0.02) Σ0.94W1.02O4
Kok5 – 75.45 10.01 12.72 1.48 99.67 (Fe0.54Mn0.43)Σ0.97(W0.99Mo0.03)Σ1.02O4

Примечание. Прочерк – ниже предела обнаружения.

Минералы Bi выявлены в сланцевых рудах, гипербазитах и скарнах, как в составе прожилковой ассоциации, так и в виде рассеянной вкрапленности. Типичная форма выделений – ксеноморфные включения в пирите и жильных минералах. Минералы Bi представлены самородным висмутом, висмутином, сульфотеллуридами (жозеит-B) и теллуридами (цумоит), а также сульфосолями (свинцовыми и свинец-серебряными). Для всех минералов висмута характерны чрезвычайно тонкие срастания между собой (фиг. 6), что часто не позволяет точно их диагностировать (табл. 5, 6).

Фиг. 6.

Минералы висмута в рудах Коклановского месторождения (изображение BSE): а – висмут Bi, висмутин Bmt, сульфосоль Bi–Pb–Cu–S; б – в пирите Py включение висмутина Bmt; в – в пирите Py включение висмутина Bmt и сульфосолей Bi–Ag–Pb–Cu–S; г – жозеит-B с вростками самородного висмута Bi; д – сросток висмута Bi, халькопирита Ccp и галенита Gn; е – сросток халькопирита Ccp, теллуридов висмута Bi–Te и самородного висмута Bi.

Таблица 5.  

Химический состав висмутина (мас. %)

№ п/п S Cu Bi Sb Σ Формула
1 19.59 1.14 79.18 – 99.92 Bi1.86Cu0.09S3.00
2 19.75 0.77 79.11 0.11 99.74 Bi1.84Cu0.06S3.00
3 18.49 – 80.83 – 99.33 Bi2.01S3.00
4 18.75 0.29 80.51 – 99.55 Bi1.98Cu0.02S3.00
5 18.86 0.78 79.7 – 99.35 Bi1.94Cu0.06S3.00
6 17.73 0.55 81.63 – 99.91 Bi2.12Cu0.05S3.00
7 18.46 1.21 79.66 – 99.33 Bi1.99Cu0.10S3.00
8 18.8 – 81.17 – 99.97 Bi1.99S3.00

Примечание. Прочерк – ниже предела обнаружения.

Таблица 6.  

Химический состав сульфотеллуридов и теллуридов висмута (мас. %)

№ п/п S Bi Se Te Ag Σ Формула
1 2.45 73.68 0.72 22.67 – 99.53 Bi4.12Te2.08(S0.89Se0.11)1.00
2 2.49 74.14 0.68 22.37 – 99.68 Bi4.11Te2.03(S0.90Se0.10)1.00
3 2.46 73.72 0.51 23.21 – 99.89 Bi4.24Te2.19(S0.92Se0.08)1.00
4 – 60.31 – 38.48 0.98 99.77 (Bi0.96Ag0.03)0.99Te
5 – 61.23 – 37.86 0.85 99.94 (Bi0.99Ag0.03)1.02Te

Примечание. Прочерк – ниже предела обнаружения; анализы 1–3 – жозеит-B, анализы 4, 5 – цумоит.

Pb и Pb–Ag сульфосоли образуют очень тонкие выделения, часто ассоциируют с другими минералами висмута. В их химическом составе при близком содержании серы около 50 ат. %, содержания других элементов широко варьируют (табл. 7). Это обусловлено изоморфизмом между Bi3+, с одной стороны, и Pb2+, Ag+, Cu+ с появлением вакансий, с другой, и как следствие – нестехиометрическими соотношениями между элементами в сульфосолях Bi–Ag–Pb (Moëlo et al., 2008). В связи с этим, установление точного минерального вида сульфосолей этой системы требует привлечения структурных данных, что невозможно при рутинном минералогическом анализе.

Таблица 7.  

Химический состав сульфосолей висмута из сланцевых (1–11) и гипербазитовых (12–15) руд

  Проба S Cu Ag Pb Bi Σ
мас. %
1 372a/170.5 15.87 2.22 14.37 5.4 61.8 99.66
2 16.19 1.94 15.20 4.86 61.52 99.71
3 15.91 2.57 13.61 5.33 62.87 100.29
4 16.1 2.54 12.81 5.13 63.11 99.69
5 14.87 5.86 – 24 54.95 99.68
6 372a/256.6 15.23 1.5 – 5.49 77.54 99.76
7 14.68 0.85 – 2.15 81.94 99.62
8 374/241.5 14.44 – 11.62 18.65 54.47 99.18
9 13.98 – 11.41 19.52 54.59 99.5
10 14.6 – 11.83 19.14 54.42 99.99
11 Kok5 15.11 – 1.81 44.05 38.6 99.57
12 361/154.3 14.35 – – 61.32 23.92 99.59
13 16.32 – 0.86 35.25 47.31 99.74
14 14.61 – 2.09 44.71 38.26 99.67
15 15.22 – 0.11 28.75 55.76 99.84
ат. %
1 372a/170.5 50.25 3.55 13.55 2.65 30.02 100.00
2 50.78 3.07 14.19 2.36 29.60 100.00
3 50.14 4.09 12.77 2.60 30.40 100.00
4 50.84 4.05 12.04 2.51 30.57 100.00
5 49.62 9.86 0.00 12.39 28.13 100.00
6 372a/256.6 53.01 2.63 0.00 2.96 41.40 100.00
7 52.41 1.53 0.00 1.19 44.88 100.00
8 374/241.5 49.55 0.00 11.87 9.90 28.67 100.00
9 48.59 0.00 11.81 10.50 29.11 100.00
10 49.61 0.00 11.97 10.06 28.37 100.00
11 Kok5 53.23 0.00 1.90 24.01 20.86 100.00
12 361/154.3 52.17 0.00 0.00 34.49 13.34 100.00
13 55.72 0.00 0.87 18.62 24.78 100.00
14 52.14 0.00 2.22 24.69 20.95 100.00
15 53.87 0.00 0.12 15.74 30.27 100.00

Примечание. Прочерк – ниже предела обнаружения.

Полученные составы сульфосолей частично близки к айкиниту или попадают в область между лиллианитом и козалитом, но отличаются примесью серебра, либо в область между павонитом, матильдитом и густавитом (фиг. 7). Часть анализов близка к висмутину. Сульфосоли из гипербазитового типа руд отличаются отсутствием меди и пониженным содержанием серебра.

Фиг. 7.

Состав висмутина и сульфосолей висмута (ат. %) из руд Коклановского месторождения. Незалитые кружочки – составы некоторых сульфосолей Ag–Pb–Bi (Moёlo et al., 2008).

Среди редких сульфидов в разных типах руд обнаружены арсенопирит, пентландит, миллерит, герсдорфит, халькопирит, борнит, галенит, тетраэдрит-(Fe) (см. табл. 3). Арсенопирит образует ксеноморфные включения в пирротине, каемки вокруг пирита; пентландит – тонкие включения в пирите, пирротине, магнетите и часто ассоциирует с миллеритом, реже – герсдорфитом. Халькопирит обычно представлен ксеноморфными включениями в пирите, пирротине, реже – магнетите, иногда – в нерудных минералах. Борнит редок, встречен в виде каймы вокруг халькопирита в кварце в составе пирит-кварцевого с шабазитом прожилка, секущего амфиболовые сланцы. Галенит образует редкие ксеноморфные включения в зернистом пирите. Иногда с галенитом ассоциируют минералы Bi (см. фиг. 6). Тетраэдрит-(Fe) тесно ассоциирует с пиритом и халькопиритом как в рудах, залегающих в сланцах, так и в тех, что приурочены к гранитам. В химическом составе тетраэдрита-(Fe) присутствует устойчивая примесь серебра (до 3.22%) (табл. 8). Массовое отношение Sb : As варьирует от 4 до 11.

Таблица 8.  

Химический состав тетраэдрита-(Fe) (мас. %)

№ п/п Проба S Fe Cu Zn As Ag Sb Σ
1 Kok4 25.86 5.23 38.19 3.75 4.86 0.82 20.75 99.45
2 Kok4 25.41 5.28 37.21 3.37 2.17 0.84 25.19 99.47
3 Kok5 26.21 8.42 34.13 0.14 2.41 3.22 25.46 99.99

1 – (Cu9.69Ag0.12)Σ9.81(Fe1.51Zn0.92)Σ2.43(Sb2.75As1.05)Σ3.80S13. 2 – (Cu9.61Ag0.13)Σ9.74(Fe1.55Zn0.85)Σ2.40(Sb3.39As0.18)Σ3.57S13. 3 – (Cu8.54Ag0.47)Σ9.01(Fe2.40Zn0.03)Σ2.43(Sb3.33As0.68)Σ4.01S13.

В серпентинизированных гипербазитах распространен хромит. Его зерна, как правило, интенсивно магнетитизированы. В ассоциации с хромитом отмечены сульфиды никеля (миллерит, пентландит).

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ РУД

Ореолы Mo и WO3 на месторождении в целом смещены друг относительно друга (фиг. 8). Ореол Mo охватывает как эндо-, так и экзоконтакт Коклановского массива, в то время как вольфрамовые аномалии приурочены к экзоконтакту массива. Зональность может быть связана с различиями в мобильности и стабильности оксофторидных и оксохлоридных комплексов Mo и W. Такое распределение элементов согласуется с распределением минералов-концентраторов промышленных металлов.

Фиг. 8.

Распределение Mo и WO3 (%) в центральной части Коклановского месторождения.

Be, Li и Sn концентрируются в породах экзоконтакта Коклановского массива (фиг. 9). Для пород сланцевой толщи медианные содержания Be составляют 10 ppm, для гранитов – 5 ppm. Медианное значение содержаний Li в сланцах составляет 150 ppm. В гранитах содержания Li достигают 500 ppm.

Фиг. 9.

Распределение некоторых элементов (×10–3%, эмиссионный спектральный анализ) в центральной части Коклановского месторождения.

Распределение Bi крайне неравномерное. В гранитах его содержания достигают 300 ppm при медианном значении 1.5 ppm, в то время как в породах сланцевой толщи содержания Bi ниже и варьируют от 0 до 200 ppm.

Пространственное распределение Ni, Cr, Mn, Ti согласуется с контрастной литологией вмещающих пород: граниты Коклановского массива резко обеднены этими элементами, по сравнению с породами сланцевой толщи. Высокие концентрации Ni и Cr фиксируют тела гипербазитов, Mn и Ti – возможно, зоны скарнирования (см. фиг. 9).

Руды гранитного типа обогащены Bi, Cr, Sn, Be (фиг. 10) и обеднены к Ni, Co, Mn, V и Ti, по сравнению с кларком (Скляров и др., 2001). Корреляция в паре Mo–WO3 незначимая. Наиболее сильные положительные связи Mo образует с Ge (+0.2) и As (+0.14); W – с Bi (+0.17), Cr (+0.14), Ge и Be (+0.11) (критическое значение для вероятности 95% rk = 0.088).

Фиг. 10.

Геохимическая характеристика гранитных и сланцевых руд. На бокс-диаграммах (а, б) границами боксов служат первый и третий квартили, вискерсы показывают полный размах содержаний. На геохимическом спектре (в) содержания нормированы к кларку (Скляров и др., 2001)

Сланцевые руды по сравнению с кларком обогащены Bi, Cr, Cu, Ni, Co, Sn, Be (см. фиг. 10). Корреляция в паре Mo–WO3 незначимая. Mo образует положительные связи с Ba (+0.33), Pb (+0.22), Zr и Li (+0.19). Корреляционные связи W более разнообразны: Cu (+0.36), Be (+0.33), Sn (+0.27), Sc, Ge и Bi (+0.21), Co (+0.2) (rk = 0.15).

В.А. Елохиным (Елохин, Витов, 2004) для скарнов Коклановского месторождения показано обогащение Bi, W, Be (более 100 кларков концентрации), а также Pb и Mo (более 15 кларков концентрации). Магнетитовые руды обогащены Mo, Be, Li (более 25 кларков концентрации) и Bi и W (более 15 кларков концентрации).

ОБСУЖДЕНИЕ

Этапы формирования Коклановского месторождения

Современная минералого-геохимическая зональность Коклановского месторождения связана с длительной историей его формирования. Наиболее древними образованиями являются сланцы различного состава с прослоями кремнистых, филлитовых, иногда углеродистых, пород, известняков, редко вулканитов основного состава. По-видимому, сланцы были образованы по терригенно-вулканогенной толще с подчиненным количеством известняков. В раннем палеозое толща была интрудирована телами гипербазитов, деформирована и метаморфизована, в результате чего сформировались амфибол-биотитовые сланцы, а известняки были мраморизованы. В девонское время произошло внедрение массива диоритов, которое привело к скарнированию мраморизованных известняков и образованию магнетитовых руд с пирротином, пиритом, редко – халькопиритом. Таким образом, образованию W–Mo руд предшествовало формирование геохимически контрастной среды.

Собственно рудный этап связан с внедрением Коклановского массива в пермское время при завершении коллизии Уральского орогена и западной окраины Казахского кратона. Внедрение массива сопровождалось формированием трещиноватости боковых пород, их грейзенизацией, а также, возможно, скарнированием известковистых разностей. Грейзенизация гранитов проявлена в основном фацией замещения, жилы имеют подчиненное значение. Возможно, с этим связано отсутствие в гранитах значимых содержаний W, который имеет тенденцию к концентрированию в жильных агрегатах (Barabanov, 1966; Брызгалин, 1976).

Наконец, в триасовое время произошло внедрение штока габброидов и маломощных даек риодацитов без признаков редкометальной минерализации. Заключительным этапом формирования современной структуры месторождения является эрозия пород (в том числе и части рудного штокверка) и его погребение под меловыми морскими осадками.

Условия формирования рудоносных грейзенов

Для анализа подвижности компонентов при грейзенизации гранитов был использован метод изокон, предложенный Дж. Грантом (Grant, 1986, 2005) на основании уравнения для метасоматических изменений Р. Гризенса (Gresens, 1967) и являющийся его графическим представлением. Уравнение Гризенса записывается как:

${\text{C}}_{i}^{A} = {{{{{\text{M}}}^{{\text{O}}}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{{{{\text{M}}}^{{\text{O}}}}} {{{{\text{M}}}^{{\text{A}}}}}}} \right. \kern-0em} {{{{\text{M}}}^{{\text{A}}}}}}({\text{C}}_{i}^{{\text{O}}} + \Delta {{C}_{i}}),$
где Ci – содержания элемента i в протолите (O) и измененной породе (A); MO и MA масса до и после изменений; ΔCi – изменение концентрации элемента i.

Для инертных компонентов ΔCi = 0, и отношение масс MO/MA можно вычислить из уравнения

$C_{i}^{{\text{A}}} = {\text{ }}({{{{{\text{M}}}^{{\text{O}}}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{{{{\text{M}}}^{{\text{O}}}}} {{{{\text{M}}}^{{\text{A}}}}}}} \right. \kern-0em} {{{{\text{M}}}^{{\text{A}}}}}})C_{i}^{{\text{O}}}.$

Таким образом, представление отношения масс можно получить из графика $C_{i}^{{\text{A}}}$–$C_{i}^{{\text{O}}}$, на котором инертные компоненты ложатся на одну прямую. Эта прямая называется изоконой, и ее наклон показывает характер изменения массы при метасоматозе.

Степень грейзенизации гранитов коррелирует с содержанием Na2O, в грейзенах оно не превышает 0.24%. Петрографически это отражается в замещении плагиоклазов серицитом/мусковитом, в той или иной мере наблюдаемом во всех изученных образцах гранитов. По этому признаку породы были разделены на слабо грейзенизированные граниты и собственно грейзены. Для построения изокон-графика были использованы средние значения содержаний компонентов в грейзенах и слабо измененных гранитах. Очевидно, что в рассматриваемом случае Zr ведет себя как инертный компонент. Содержания Zr, FeO, K2O, Nb ложатся на одну прямую (изокону), средний наклон которой составляет ${{C_{i}^{{\text{A}}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{C_{i}^{{\text{A}}}} {C_{i}^{{\text{O}}}}}} \right. \kern-0em} {C_{i}^{{\text{O}}}}}$ = MO/MA = = 0.85 (фиг. 11). При этом происходит привнос Fe2O3, SO3, MgO и вынос Na2O, Sr. Обращает на себя внимание почти инертное поведение кремнезема и глинозема, что для процессов грейзенизации не характерно (Омельяненко, 1978; Жариков и др., 1998). По-видимому, это объясняется тем, что все имеющиеся граниты несли признаки грейзенизации.

Фиг. 11.

Изокон-диаграмма, характеризующая процесс грейзенизации. Оксиды взяты в мас. % (силикатный анализ, см. табл. 1), элементы – в ppm (рентген-флюоресцентный анализ)

Формирование эндогрейзенов происходило при участии хлоридно-калиево-натриевых растворов, обогащенных CO2, с вероятной примесью NaF, KF и NaHCO3, и варьирующих концентрациях солей, при истинных температурах 225–465°С и давлении ~1.1 кбар (Заботина и др., 2015). Этот диапазон согласуется со значениями температуры образования грейзенов в целом (So et al., 1983; Shelton et al., 1986; Shelton et al., 1987; Koller et al., 1992; Жариков, 1998; Pirajno, 2009).

Грейзенизация кристаллических сланцев проявлена в формировании жил, линз и гнезд разного масштаба. Типоморфный минерал грейзенов в сланцах – флюорит, который входит в состав кварц-флюоритовых, полевошпат-карбонатно-флюоритовых, часто с карбонатом, жил и прожилков. С процессами грейзенизации, по-видимому, связаны также серицитизация и окварцевание сланцев в экзоконтактах прожилков. Часто с грейзеновыми ассоциациями сопряжены скарновые и карбонатсодержащие (“березитовые”, локально, лиственитовые) (Заботина и др., 2014). В кварц-флюорит-полевошпатовых жилках в сланцах карбонат-серицитовые агрегаты часто замещают калиевый полевой шпат вплоть до образования полных псевдоморфоз. Специфическим продуктом грейзенизации гипербазитов, вероятно, являются тальк-тремолитовые породы с флогопитом.

Минералого-геохимические особенности

Главным минералом W на Коклановском месторождении является шеелит. Минерал не типичен для грейзеновых месторождений в алюмосиликатных породах, где W обычно находится в форме вольфрамита (Иванова, 1969; Barabanov, 1970; Wood, Samson, 2000; Somarin, Ashley, 2004; Somarin, 2009; Дамдинова, Дамдинов, 2020; Damdinova, Damdinov, 2021). Образование шеелита может происходить при разрушении комплексов [WO2F4]2– солями Ca со связыванием F во флюорит (Рехарский, 1973). Р.П. Рафальским с соавторами (1984) показана возможность осаждения шеелита из хлоридных гидротермальных растворов при температурах 450–300°C при падении температуры, изменении pH и взаимодействии с вмещающими породами, богатыми кальцием. Соответственно, преимущественная форма нахождения W в виде шеелита на Коклановском месторождении контролируется полосой скарнированных пород, в которых сохранились участки мраморизованных известняков. Вольфрамит встречен в виде реликтовых включений в шеелите, что является следствием эволюции от кислых гидротермальных растворов, необходимых для образования вольфрамита, к субщелочным.

Висмут является важным попутным компонентом в рудах постмагматических гидротермальных месторождений (Дунин-Барковская, 1978; Lentz et al., 1988; Ефимов, 1990; Шведов, 1998; Василенко, 1999; Somarin, 2009; Гусев, Гусев, 2013; Zhou et al., 2016; Ятимов и др., 2019, и др.), в том числе и уральских объектов, включая месторождения Баженовское (Bi–W) и Южно-Шамейское (Mo) в Малышевско-Баженовском рудном районе, Боевскую группу (W), Биргильдинское (W) и Аджетаровское (W) в Челябинском рудном районе и др. (Рукавишников, 1938; Елохин и др., 2003; Золоев и др., 2004; Прибавкин, Замятина, 2015).

В рудах Коклановского месторождения Bi концентрируется, в основном, в сульфидной форме, а обычной примесью в висмутине является Cu. В сульфосолях с Bi ассоциируют Pb и/или Ag, сульфотеллуриды (жозеит-B) содержат примесь Se, цумоит содержит примесь Ag. Также в рудах часто встречается самородный Bi. Анализируя распределение висмутовых минералов в различных типах руд можно отметить следующее: 1) в гранитных рудах они не выявлены; 2) висмутин наблюдался в составе прожилков кварцевого, кварц-полевошпатового состава в кристаллических сланцах, гипербазитах и лиственитах; 3) жозеит-B встречен только в пирит-пирротиновой вкрапленной ассоциации в кристаллических сланцах; 4) цумоит выявлен только в составе концентратов сланцевых руд; 5) сульфосоли Bi присутствуют в прожилках кварца с пиритом в гипербазитовом и сланцевом типах руд. Таким образом, висмутовая минерализация тяготеет к прожилковой фации грейзенов экзоконтакта интрузии.

Принимая, что свинец концентрируется в основном в висмутовых сульфосолях, Bi/Pb отношение в породах можно раcсматривать как индикатор минералогической зональности. Высокие значения отношения Bi/Pb, свидетельствующие о подчиненном значении свинцовых сульфосолей висмута, контролируются ореолом скарнирования в толще кристаллических сланцев, а также наблюдаются в гранитах (фиг. 12).

Фиг. 12.

Вариации Bi/Pb отношения в разрезе центральной части Коклановского месторождения.

Источник вещества

Формированию постмагматических месторождений собственно гидротермальной стадии предшествует предобогащение металлами верхней части магматической камеры, которое происходит вследствие различных процессов. Определяющим фактором является присутствие в расплаве летучих компонентов и щелочей (Westra, Keith, 1981), высокие концентрации которых обуславливают уменьшение вязкости гранитной магмы. Наиболее вероятным источником таких компонентов (F, Rb, K) являются слюды осадочных пород, ассимилированных анатектической гранитной магмой в коровых условиях.

Вопрос об источнике рудных компонентов является наиболее дискуссионным. Нужно отметить, что содержания металлов в породе протолита не обязательно должны быть высокими, так как их концентрирование происходит в пневматолитовую стадию. Объем Коклановского массива, приняв его за сферу радиусом 5 км, можно оценить в 500 км3 с учетом эродированной части. При плотности гранитов 2.6 т/м3 и среднем содержании Mo в гранитах 1.5 г/т (Скляров и др., 2001), количество молибдена в них составит 2 млн т. Таким образом, чтобы получить зону обогащения с концентрацией молибдена 300 тыс. т (с учетом сэродированной части) в апикальной части гранитного массива, достаточно небольшого истощения (примерно, до 1.25 г/т) в отношении молибдена гранитов остальной части массива. Аналогичные оценки для вольфрама позволяют видеть, что для образования рудной зоны Коклановского месторождения достаточно, чтобы содержание вольфрама в гранитном массиве уменьшилось примерно до 2 г/т при среднем для гранитов 2.2 г/т (Скляров и др., 2001). То есть, для образования месторождения важен не столько состав протолита, сколько присутствие летучих компонентов, которые обеспечивают дифференциацию магматического расплава и фракционирование редких элементов между флюидом и остаточным расплавом.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Коклановское Mo–W месторождение характеризуется контрастной структурой геохимического поля, обусловленной соотношениями гранитов одноименного массива и пестрой вмещающей толщи, состоящей из сланцев с прослоями известняков, в том числе скарнированных, и метагипербазитов. По типу вмещающей матрицы на месторождении выделяются гранитный, сланцевый, гипербазитовый и скарновый типы руд.

Ореол Mo затрагивает как эндоконтакт массива лейкогранитов, так и его экзоконтакт. Рудные концентрации W в гранитах практически отсутствуют, и его ореол смещен по отношению к ореолу Mo. Зональность оруденения может быть связана с различиями в мобильности и стабильности оксофторидных и оксохлоридных комплексов Mo и W. Корреляция в паре W–Mo незначимая. Mo в рудах находится, преимущественно, в форме молибденита, редко примесь MoO3 наблюдается в шеелите. Главным минералом-концентратором W является шеелит, существенно реже встречается вольфрамит. Висмут распределен крайне неравномерно, он входит в состав многих соединений, среди которых преобладает висмутин. Бериллий, литий и олово концентрируются в породах экзоконтакта гранитного массива, собственные минералы для них не выявлены.

Список литературы

  1. Бекмагамбетов Б.И., Евлампьев А.Т., Шестак Г.И. Смирновское и Дрожиловское месторождения комплексных молибденовых руд Кустанайского Зауралья – новая минерально-сырьевая база редкометальной промышленности Казахстана (Республика Казахстан) // Горно-геологический журнал. 2011. № 3–4. С. 3–9.

  2. Белогуб Е.В., Новоселов К.А., Паленова Е.Е., Хворов П.В. Минералогия вскрышных пород Коклановского W–Mo месторождения (Южный Урал) // Минералогия. 2015. № 2. С. 77–84.

  3. Брызгалин О.В. Геохимия вольфрама в гидротермальном процессе. М.: Наука, 1976. 72 с.

  4. Василенко А.В. Минералогия висмута молибденовых месторождений Джетского рудного узла (Восточный Саян) / Металлогения древних и современных океанов – 1999 (отв. ред. В.В. Зайков). Миасс: ИМин УрО РАН, 1999. С. 99–102.

  5. Грязнов О.Н., Елохин В.А. Молибденоворудные и молибденсодержащие формации Урала. Екатеринбург: УГГУ, 2012. 356 с.

  6. Гусев А.И., Гусев Н.И. Висмутовое оруденение Республики Алтай: типизация и прогнозная оценка // Успехи современного естествознания. 2013. № 3. С. 52–57

  7. Дамдинова Л.Б., Дамдинов Б.Б. Минеральный состав и условия формирования руд Инкурского вольфрамового месторождения (Джидинское рудное поле, Юго-Западное Забайкалье) // Науки о Земле и недропользование. 2020. Т. 43. № 3. С. 290–306.

  8. Дунин-Барковская Э.А. Геохимия и минералогия висмута (Чаткало-Кураминские горы). Ташкент: “Фан” УзССР, 1978. 272 с.

  9. Елохин В.А. Эндогенные молибденсодержащие редкометальные формации Урала // Литосфера. 2009. № 3. С. 47–63.

  10. Елохин В.А., Витов А.В. Геохимические особенности Коклановского вольфрам-молибденового месторождения // Известия Уральского государственного горного университета. Серия: геология и геофизика. 2004. № 19. С. 110–119.

  11. Елохин В.А., Чесноков В.И., Чечулина Ю.В. Геохимическая характеристика руд Южно-Шамейского молибденового месторождения // Изв. Уральского государственного горного университета. Серия: геология и геофизика. 2003. № 18. С. 91–98.

  12. Ефимов А.В., Бородаев Ю.С., Мозгова Н.Н., Ненашева С.Н. Особенности висмутовой минерализации молибден-вольфрамового месторождения Акчатау (Центральный Казахстан) // Геология руд. месторождений. 1990. Т. 32. № 4. С. 64–75.

  13. Жариков В.А., Русинов В.Л., Маракушев А.А., Зарайский Г.П., Омельяненко Б.И., Перцев Н.Н., Расс И.Т., Андреева О.В., Абрамов С.С., Подлесский К.В. Метасоматизм и метасоматические породы. М.: Научный мир, 1998. 492 с.

  14. Заботина М.В., Юминов А.М., Новоселов К.А., Паленова Е.Е., Блинов И.А. РТ-условия образования золото-содержащих лиственитов на Коклановском месторождении вольфрама и молибдена (Курганская обл.) // Металлогения древних и современных океанов – 2014. Миасс: ИМин УрО РАН, 2014. С. 133–137.

  15. Заботина М.В., Паленова Е.Е., Юминов А.М. Условия образования грейзенов на Коклановском месторождении вольфрама и молибдена (Курганская область) // Минералогия. 2015. № 3. С. 36–44.

  16. Золоев К.К., Левин В.Я., Мормиль С.И., Шардакова Г.Ю. Минерагения и месторождения редких металлов, молибдена, вольфрама Урала. МПР РФ, ГУПР по Свердловской обл., ИГГ УрО РАН, 2004. 336 с.

  17. Иванова Г.Ф. Об условиях концентрации вольфрама в грейзеновом процессе // Геохимия. 1969. № 1. С. 22–32.

  18. Изоитко В.М. Технологическая минералогия вольфрамовых руд. М.: Наука. 1989. 232 с.

  19. Изоитко В.М., Петров С.В., Пшеничникова Е.П., Щукарев А.В. О типоморфных и технологических особенностях молибденита // Записки ВМО. 1997. № 2. С. 52–62.

  20. Карагодин С.С., Макаров А.Б., Бирючев С.И., Рысин В.А. Околорудные метасоматиты Кирдинского месторождения // Геология руд. месторождений. 1989. Т. 31. № 4. С. 116–121.

  21. Левин В.Я., Антонова Л.Г., Золоев К.К., Катькалов А.В., Мормиль С.И., Самсонов А.В. Геология и особенности рудогенеза Южно-Шамейского месторождения молибдена на Среднем Урале (Россия) // Геология руд. месторождений. 1995. Т. 37. № 6. С. 530–539.

  22. Морозова А.В. Минералого-петрографические критерии связи гранитов и ассоциированного с ними W-Mo оруденения (на примере Коклановского массива, Зауралье) / Минералогия Урала – 2007 (отв. ред. В.И. Попова). Миасс: ИМин УрО РАН, 2007. С. 232–235.

  23. Морозова А.В. Zr/Hf отношение в гранитах Коклановского массива как критерий W–Mo рудоносности // Ежегодник ИГГ УрО РАН – 2007. 2008. С. 207–210.

  24. Никифоров И.А. Геологическое моделирование в среде комплекса RockWorks. Оренбург: Оренбургский гос. ун-т, 2013. 111 с.

  25. Новоселов К.А., Белогуб Е.В., Котляров В.А., Филиппова К.А., Садыков С.А. Минералогические и геохимические особенности оолитовых железняков Синаро-Теченского месторождения (Курганская обл., Россия) // Геология руд. месторождений. 2018. Т. 60. № 3. С. 301–314.

  26. Омельяненко Б.И. Околорудные гидротермальные изменения пород. М. Недра, 1978. 215 с.

  27. Прибавкин С.В., Замятина М.Д. Минералы висмута Баженовского Bi–Mo–W месторождения (Средний Урал) / Уральская минералогическая школа – 2015. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2015. С. 77–83.

  28. Пумпянский А.М., Горбачев Ю.Н., Тараканов Ф.Ф. Геологическое строение и металлогения Улугушского блокового поднятия Зауральского мегасинклинория // Уральский геологический журнал. 2003. Т. 33. № 3. С. 45–72.

  29. Пумпянский А.М., Телегина Т.В. Герцинский орогенный магматизм Улугушского поднятия Зауральского мегасинклинория / Топорковские чтения, вып. VI (отв. ред. А.И. Ивлев). 2004. С. 6–23.

  30. Рафальский Р.П., Брызгалин О.В., Федоров П.Л. Перенос вольфрама и отложение шеелита в гидротермальных условиях // Геохимия. 1984. № 5. С. 611–624.

  31. Рехарский В.И. Геохимия молибдена в эндогенных процессах. М.: Наука, 1973. 268 с.

  32. Рукавишников Ф.И. К вопросу о нахождении висмута на Урале // Известия АН СССР (серия геологическая). 1938. № 1. С. 147–151.

  33. Рундквист Д.В., Денисенко В.К., Павлова И.Г. Грейзеновые месторождения (онтогенез и филогенез). М.: Недра, 1970. 328 с.

  34. Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Донская Т.В. и др. Интерпретация геохимических данных. М: Интермет Инжиниринг, 2001. 288 с.

  35. Смирнов В.И. Геология полезных ископаемых. М.: Недра, 1982. 669 с.

  36. Шведов Г.И. Минералы висмута в молибденовых месторождениях Алтае-Саянской складчатой области / Актуальные вопросы геологии и географии Сибири (ред. Г.Б. Князев, А.И. Летувнинкас, А.И. Чернышев и др.). 1998. Т. 3. С. 182–184.

  37. Щерба Г.Н. Грейзеновые месторождения / Генезис эндогенных рудных месторождений (ред. В.И. Смирнов). М.: Недра, 1968. 378–440 с.

  38. Ятимов У., Аюпова Н., Блинов И., Котляров В.А. Висмутовые минералы сульфидно-магнетитовых руд месторождения Акташ (Западный Карамазар, Таджикистан) // Минералогия. 2019. № 4. С. 28–40.

  39. Barabanov V.F. Nature of greisenization process in wallrock zone and formation of metasomatic concretionary veins of greisen type // Int. Geol. Rev. 1966. V. 8. № 7. P. 770–782.

  40. Barabanov V.F. Geochemistry of tungsten // Int. Geol. Rev. 1970. V. 13. No 3. P. 332–344.

  41. Damdinova L., Damdinov B. Tungsten ores of the Dzhida W-Mo ore field (Southwestern Transbaikalia, Russia): Mineral composition and physical-chemical conditions of formation // Minerals. 2021. V. 11(7). https://doi.org/10.3390/min11070725

  42. Ishihara Sh. The magnetite-series and ilmenite-series granitic rocks // Mining Geology. 1977. V. 27. P. 293–305.

  43. Grant J.A. The Isocon diagram – a simple solution to Gresens Equation for metasomatic alteration // Econ Geol. 1986. V. 81. P. 1976–1982.

  44. Grant J.A. Isocon analysis: a brief review of the method and applications // Physics and Chemistry of the Earth, Parts A/B/C. 2005. V. 30. № 17–18. PP. 997–1004.

  45. Gresens R. Composition-volume relationships of metasomatism // Chem. Geol. 1967. V. 2. PP. 47–65.

  46. Koller F., Högelsberger H., Koeberl C. Fluid-Rock interaction in the Mo-bearing Nebelstein greisen complex, Bohemian massif (Austria) // Mineral. Petrol. 1992. V. 45. P. 261–276.

  47. Lentz D., Lutes G., Hartree R. Bi–Sn–Mo–W greisen mineralization associated with the True Hill granite, southwestern New Brunswick // Maritime sediments and Atlantic Geology. 1988. V. 24. P. 321–338.

  48. Mao J., Du A., Seltmann R., Yu J. Re-Os ages for the Shameika porphyry Mo deposit and the Lipovy Log rare metal pegmatite, central Urals, Russia // Mineral. Deposita. 2003. V. 38. P. 251–257.

  49. Moëlo Y., Makovicki E., Mozgova N., Jambor J., Cook N., Pring A., Paar W., Nickel E., Graeser S., Karup-Møller S., Balic-Žunic T., Mumme W., Vurro F., Topa D., Bindi L., Bente K., Shimizu M. Sulfosalt systematics: a review. Report of the sulfosalt sub-comitte of the IMA Comission on ore mineralogy // Eur. J. Mineral. 2008. V. 20. № 1. P. 7–46.

  50. Pirajno F. Hydrothermal processes and mineral systems. Berlin: Springer, 2009. 1211 p.

  51. Shelton K., So Ch.-S., Rye D., Park M.-E. Geologic, sulfur isotope, and fluid inclusion studies of the Sannae W–Mo mine, Republic of Korea: comparison of sulfur isotope systematics in Korean W deposits // Econ. Geol. 1986. V. 81. P. 430–446.

  52. Shelton K., Taylor R., So Ch.-S. Stable isotope studies of the Dae Hwa tungsten-molybdenium mine, Republic of Korea: evidence of progressive meteoric water interaction in a tungsten-bearing hydrothermal system // Econ. Geol. 1987. V. 82. P. 471–481.

  53. Shcherba G.N. Greisens // Int. Geol. Rev. 1970. V. 12. № 2. P. 114–150.

  54. Sinclair W.D. Porphyry deposits / Mineral Deposits of Canada: A Synthesis of Major Deposit-Types, District Metallogeny, the Evolution of Geological Provinces, and Exploration Methods (ed. Goodfellow W.D.). 2007. P. 223–243.

  55. So Ch.-S., Rye D., Shelton K. Carbon, hydrogen, oxygen, and sulfur isotope and fluid inclusion study of the Weolag tungsten-molibdenum deposit, Republic of Korea: fluid histories of metamorphic and ore-forming events // Econ. Geol. 1983. V. 78. № 8. P. 1551–1573.

  56. Somarin A.K., Ashley P. Hydrothermal alteration and mineralization of the Glen Eden Mo–W–Sn deposit: a leucogranite-related hydrothermal system, Southern New England Orogen, NSW, Australia // Mineral. Deposita. 2004. V. 39. P. 282–300.

  57. Somarin A.K. Ore mineralogy and mineral chemistry of the Glen Eden M–W–Sn greisen-breccia system, eastern Australia // J. of Mineralogical and Petrological Sci. 2009. V. 104. P. 339–355.

  58. Westra G., Keith S. Classification and genesis of stockwork molibdenum deposits // Econ. Geol. 1981. V. 76. P. 844–873.

  59. Wood S., Samson I. The hydrothermal geochemistry of tungsten in granitoid environments: I. Relative solubilities of ferberite and scheelite as a function of T, P, pH, and mNaCl // Econ. Geol. 2000. V. 95. P. 143–182.

  60. Zen E-an. Aluminum Enrichment in Silicate Melts by Fractional Crystallization: Some Mineralogic and Petrographic Constraints // J. Petrol. 1986. V. 27. P. 1095–1117.

  61. Zhou H., Sun X., Fu Y., Lin H., Jiang L. Mineralogy and mineral chemistry of Bi-minerals: Constraints on ore genesis of the Beiya giant porphyry-skarn gold deposit, southwestern China // Ore Geol. Rev. 2016. V. 79. P. 408–424.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Геология рудных месторождений

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал