Геология рудных месторождений, 2023, T. 65, № 2, стр. 111-137

ВВЕДЕНИЕ

Внутри Омолонского кратонного террейна на Северо-Востоке России известен доаккреционный Кедонский вулканический пояс, большая часть которого сформировалась в среднем палеозое на континентальной коре (Шпикерман, 1998; Горячев и др., 2017). В 90-х годах прошлого века КВП привлек особое внимание, благодаря открытию в нем крупного эпитермального Au–Ag-месторождения Кубака – одного из самых богатых в мире (Волков и др., 2011). В 1999 г. в 40 км севернее Кубаки, благодаря поисковому бескерновому бурению перекрытой четвертичными отложениями (мощностью 5–30 м) рудоносной структуры, Омолонская золоторудная компания (ОЗРК) выявила второе в КВП, крупное Au–Ag-месторождение Биркачан. В отличие от многих известных эпитермальных месторождений Северо-Востока России, промышленные рудные тела месторождения Биркачан представлены не только продуктивными кварцевыми жилами, но и штокверковыми залежами.

Месторождение Биркачан расположено в Северо-Эвенском районе Магаданской области на левобережье р. Омолон, в 43 км к северу от Кубакинского ГОКа и в 327 км от п. Эвенск (фиг. 1). Запасы и ресурсы месторождения, по данным ОЗРК (2010 г.), составили 63 т, со средним содержанием золота в рудных телах – 2.4 г/т и около 280 т серебра (10.7 г/т). С конца 2009 г. месторождение разрабатывается; в 2019 г. было добыто ~ 4.0 т золота: около 2.3 т – карьерами и 1.7 т из подземного рудника; средние содержания составили 1.4 (открытая добыча) и 10.6 г/т, (подземная) (“Полиметалл”, Годовой отчет, 2019¹¹). Ресурсный потенциал месторождения, по данным авторской оценки, более 100 т золота. Ввод в эксплуатацию месторождения Биркачан (2009 г.) позволил сохранить на десятилетие работоспособность одного из крупных горнорудных предприятий в Магаданской области – Кубакинского ГОКа.

Фиг. 1.

Положение месторождения Биркачан в Омолонском “хабе” ПАО “Полиметалл”.

Несмотря на длительную историю изучения месторождения Биркачан, минералого-геохимические особенности руд, состав минералообразующего флюида и его природа современными аналитическими методами были исследованы недостаточно (Наталенко и др., 2002; Наталенко, 2003). Чтобы уточнить представления о генезисе месторождения Биркачан, нами проведено изучение геолого-структурных, минералого-геохимических особенностей руд, а также микротермометрические исследования флюидных включений в продуктивном кварце на современной аппаратуре. Отметим, что изучение состава и параметров рудообразующих флюидов с целью установления их природы на протяжении многих десятков лет остается одной из центральных проблем в теории эндогенного рудообразования (Бортников, 2006; и др.). Рассмотренная в статье информация имеет практическое значение для региональных прогнозно-металлогенических построений, поисков и оценки эпитермальных Au–Ag-месторождений в КВП.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Раздел “Геология месторождения” подготовлен в ИГЕМ РАН, на основе обобщения фондовых и опубликованных материалов и авторских построений. В СВКНИИ ДВО РАН выполнено исследование вещественного состава руд (изучены многочисленные аншлифы на микроскопе Axioplan Imaging). Составы рудных минералов определялись с помощью рентгеновского электронно-зондового микроанализатора Camebax с приставкой INCA Oxford Instruments (аналитики Е.М. Горячева, Т.В. Субботникова, СВКНИИ ДВО РАН, г. Магадан и И.А. Брызгалов, МГУ им. М.В. Ломоносова), а также на сканирующем электронном микроскопе (JSM-5610LV, Япония) (СЭМ) с энергодисперсионным аналитическим спектрометром (INCA-Energy 450, Великобритания) (ЭДС) в аналитической лаборатории ИГЕМ РАН (аналитик Л.А. Левицкая). Аналитические линии и эталоны (Camebax, СВКНИИ ДВО РАН): AsL_α – эталон – FeAsS (43.49 – As; 34.97 – Fe; 21.54 – S); CuK_α – эталон – CuFeS (34.5 – Cu; 30.5 – Fe; 34.5 – S); FeK_α – эталон – FeS₂ (46.55 – Fe); PbM_α – эталон – PbS (86.6 – Pb); SbL_α – эталон – Sb₂S₃ (71.38 – Sb); SeK_α – эталон – PbSe (27.6 – Se); ZnK_α – эталон – ZnS (67.1 – Zn); AgL_α – эталоны – сплавы различного состава. Режим проведения анализов “Camebax” (МГУ): CuK_α – эталон – CuFeS (34.5 – Cu; 30.5 – Fe; 34.5 – S); FeK_α – эталон – FeS₂ (46.55 – Fe); PbM_α – эталон – PbS (86.6 – Pb); SbL_α – эталон – Sb₂S₃ (71.38 – Sb); SeK_α – эталон – PbSe (27.6 – Se); TeL_α – эталон – Bi₂Te₃ (52.2 – Bi; 47.8 – Te ); HgL_α – эталон – HgS (Hg – 86.2; S – 13.8); AgL_α – эталоны – сплавы различного состава. В ИГЕМ РАН анализ осуществлялся по стандартной процедуре PhyRoZ, при ускоряющем напряжении пучка электронов 25 kV, угле отбора излучения – 450, с помощью SDD детектора INCAx-sight с разрешением <133 эВ.

Определение концентрации породообразующих и отдельных примесных элементов в рудах выполнено методом рентгенфлуоресцентного анализа в аналитической лаборатории ИГЕМ РАН на вакуумном спектрометре последовательного действия (с дисперсией по длине волны), модель Axios mAX производства компании PANalytical. При калибровке спектрометра использованы отраслевые и государственные стандартные образцы химического состава горных пород. Анализ выполнен по методике 439-PC НСАМ ВИМС, обеспечивающей получение результатов по ОСТ РФ 41-08-205-04 (аналитик А.И. Якушев). Измерения микроэлементов (ICP-MS) проводили на масс-спектрометре с ионизацией в индуктивно-связанной плазме X-Series II (аналитик Я.В. Бычкова). Пределы обнаружения элементов составляли от 0.1 нг/г для тяжелых и средних по массе элементов с возрастанием до 1 нг/г для легких элементов. Погрешность анализа составляла 1–3 отн. %. Золото в пробах определялось методом атомно-абсорбционной спектрометрии с электротермической атомизацией на спектрометре “Spectr AA220Z” (аналитик В.А. Сычкова).

Микротермометрическое изучение индивидуальных включений проводилось в лаборатории геохимии ИГЕМ РАН с использованием измерительного комплекса, состоящего из камеры THMSG 600 фирмы Linkam (Англия), установленного на микроскопе Olimpus BX51 (Япония), видеокамеры и управляющего компьютера. Химический состав флюида, захваченного во включениях, оценивался по результатам измерений фазовых переходов и превращений, происходивших при нагревании и охлаждении препаратов. Точность измерений температуры составляет ±0.2°С в интервале температур от –20 до +20°С и понижается при более высоких и низких температурах. Состав солей, преобладающих в водных растворах флюидных включений, оценивался по результатам измерения температур плавления эвтектики (Борисенко, 1977). Суммарная концентрация солей в двухфазовых флюидных включениях оценивалась по температурам плавления льда на основе экспериментальных данных для системы NaCl–H₂O (Bodnar, Vityk, 1994). Оценки концентраций солей и плотностей флюида проводились с использованием программы “FLINCOR” (Brown, 1989).

Валовый анализ состава флюидов включений был выполнен из навесок 0.5 г класса –0.5 + 0.25 мм мономинеральных фракций кварца в ЦНИГРИ (аналитик – Ю.В. Васюта) по методике, опубликованной в работе (Кряжев и др., 2006). Включения в кварце вскрывали термически при 500°С, в сфалерите – при 350°С. Методом газовой хроматографии (хроматограф ЦВЕТ-100) определяли количество воды для расчета концентраций элементов в гидротермальном растворе. Анализировались также углекислота, метан и углеводороды. После приготовления водных вытяжек в растворе методом ионной хроматографии (хроматограф ЦВЕТ-3006, чувствительность 0.01 мг/л) определяли Cl, SO₄ и F, методом ICP MS (масс-спектрометр Elan-6100) – K, Na, Ca, Mg и другие элементы.

ПОЛОЖЕНИЕ В РЕГИОНАЛЬНЫХ СТРУКТУРАХ

Месторождение Биркачан расположено в северо-восточной части Гурникской вулканотектонической депрессии, в Кедонском сегменте КВП (фиг. 2) и локализовано в узле пересечения субмеридиональной зоны меловой тектономагматической активизации и регионального рудоконтролирующего разлома северо-восточной ориентировки (Волков и др., 2014).

Фиг. 2.

Размещение изученных месторождений и рудопроявлений в пределах КВП на Омолонском кратонном террейне. Тектоническая схема по (Гагиева, 2014), дополненная.

1 – выступы дорифейского фундамента; 2–9 – чехол: 2–3 – нижний структурный ярус: 2 –осадочные отложения (рифеи–ордовик), 3 – вулканогенно-осадочные образования (кембрий, визуальнинская и сезамская свиты), 4–7 – средний структурный ярус (девон): 4 – Намындыкано-Моланджинская структурно-фациальная зона, вулканогенно-осадочные образования; 5–7 – Юкагирская структурно-фациальная зона, субаэральные вулканогенные образования (кедонская серия): 5 – трахиандезибазальты-трахириолиты, 6 – преимущественно лавы, игнимбриты, туфы риолитов, трахириолитов, дацитов, 7 – лавы, игнимбриты, туфы риолитов, трахириолитов, андезиты, трахиандезиты; 8–9 – верхний структурный ярус: 8 – осадочные отложения (нижний карбон–средняя юра), 9 – осадочные и вулканогенные образования (верхняя юра–нижний мел); 10 – структуры складчатого обрамления массива; 11 – меловые вулканогенные образования Охотско-Чукотского вулканогенного пояса; 12–13 – интрузивные комплексы: 12 – палеозойские, 13 – раннемеловые; 14 – геологические границы; 15 – разломы; 16 – Au–Ag-месторождения и рудопроявления: 1 – Кубака, 2 – Магнитный, 3 – Биркачан, 4 – Бургали, 5 – Южное Бургали, 6 – Ольча.

Цифры в кружках: 1–5 – вулканические ареалы КВП: 1 – Токур-Юряхский, 2 – Рассошинский, 3 – Абкитский, 4 – Кедонский, 5 – Ольдянинско-Коаргычанский; 6 – Анмандыканская вулканическая зона.

КВП перекрывает на Омолонском кратонном террейне породы архейско-раннепротерозойского фундамента и фанерозойского (до девонского) осадочного чехла. КВП состоит из многочисленных обширных полей среднепалеозойских кислых магматических пород. КВП слагают субаэральные покровные образования и синхронные им субвулканические и экструзивные массивы; его возрастной диапазон охватывает девон и низы раннего карбона (Гагиева, 2014; Горячев и др., 2017). Общая площадь, занимаемая среднепалеозойскими вулканитами, составляет около 40 000 км² (40% от территории Омолонского террейна). Характерная особенность КВП – отсутствие крупных батолитоподобных интрузивов (Егоров, 2004).

По мнению В.Н. Егорова (2004), КВП представляет собой фрагмент (400 × 80–130 км) Циркумсибирского окраинно-континентального пояса. Однако палеореконструкции, выполненные В.И. Шпикерманом (1998), показывают, что КВП мог сформироваться на окраине Омолоно-Охотского микроконтинента, отколовшегося от Сибирской плиты. На это указывают фрагменты пояса, сохранившиеся, кроме Омолонского, в пределах Охотского кратонного террейна и на Шантарских островах (Шпикерман, 1998).

Суммарная мощность вулканических покровов наиболее крупного Кедонского сегмента КВП (фиг. 2) достигает 1500–2000 м в центральной части, сокращаясь к окраинным частям до 500–1200 м. Вулканиты залегают на подстилающих толщах с резким угловым несогласием и слагают моноклинали с углами наклона слоев не более 5°–15°. Возраст вулканитов кедонского комплекса определен радиологическими методами (Rb–Sr анализ: 334–377 млн лет) и сравнительно редкими находками органических остатков (живетские брахиоподы и конодонты, фаменские и раннекаменноугольные конодонты и флора (Егоров, Шерстобитов, 2000).

Кедонская серия в целом характеризуется значительным преобладанием пород риолитового и трахириолитового состава (65–80% ее объема), в меньшем количестве присутствуют дациты, трахиандезиты и трахиты (около 35%), редко – трахибазальты и базальты (не более 15%) (Гагиева, 2014). Базальты и трахибазальты кедонской серии по содержанию петрогенных элементов в целом сопоставимы с толеитовыми базальтами рифтовых зон и областей внутриплитного магматизма (Гагиева, 2014).

В КВП формировались рудные месторождения типичные для окраинно-континентальных и островодужных вулканоплутонических поясов (Сидоров, Волков, 2006). В их размещении отмечаются элементы латеральной зональности (в современных координатах) от Cu–Mo-порфирового на востоке, через Au–Ag-эпитермальные к золотоносным джаспероидам на западе (Шпикерман, 1998). Важная металлогеническая особенность КВП – отсутствие оловорудных месторождений, широко развитых в Охотско-Чукотском вулканическом поясе (ОЧВП).

Au–Ag-минерализация в КВП представлена двумя типами: существенно золотым (Au/Ag – 1 : 1 – 1 : 5; Кубака, Биркачан, Бургали и др.) и золото-серебряным (Au/Ag – 1 : 10 – 1 : 50; Ольча, Юный и др.). В КВП количественно преобладают низкосульфидизированные эпитермальные месторождения (Волков и др., 2016; Горячев и др., 2017).

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Границы рудного поля месторождения Биркачан определяются контурами тектонического блока в надинтрузивной зоне скрытого гранитоидного массива (Наталенко и др., 2002). Месторождение локализовано в лежачем боку крупного субширотного надвига (фиг. 3, 4). В современном структурном плане рудное поле представляет собой фрагмент тектонической пластины, ограниченной с юга Биркачанским надвигом (фиг. 3), с севера сбросом, проходящим под долиной р. Верхний Биркачан, с запада рудное поле не имеет четких границ, оно постепенно погружается под перекрывающие раннекаменноугольные отложения (фиг. 4). Значительная часть рудного поля перекрыта четвертичными аллювиальными отложениями мощностью 5–30 м (фиг. 3–5).

Фиг. 3.

Схема дешифрирования аэрофотоснимка поверхности месторождения Биркачан.

Фиг. 4.

Геологическая карта месторождения Биркачан (по материалам ОЗРК, 2016 г., модифицирована).

1 – четвертичные отложения: валунники, галечники, пески, суглинки, глины; 2 – объединенные отложения перми: песчаники, алевролиты, известняки; 3 – ранний карбон, корбинская свита, углисто-глинистые сланцы, алевролиты; 4 – поздний девон–ранний карбон, бургалийская свита: конгломераты, гравелиты, песчаники, алевролиты, лавы и туфы кислого состава; 5 – поздний девон–ранний карбон, гурниковская толща: лавы, туфы и игнимбриты умеренно кислого состава; 6 – поздний девон, кубакинская толща: лавы и туфы среднего состава; 7 – средний–поздний девон, очакчанская толща: лавы, туфы и игнимбриты кислого состава; 8 – силлы тешенитов омолонского комплекса; 9 – силлы и штоки риолитов, трахидацитов кедонского комплекса; 10 – разломы: крутого залегания (1), надвиги (2), скрытые под четвертичными отложениями (3); 11 – метасоматиты: серицит-гидрослюдисто-кварцевые (1), каолинит-гидрослюдисто-кварцевые (2); 12 – жилы (1), зоны прожилкования (2) кварцевого, адуляр-гидрослюдисто-кварцевого состава;13 – линия разреза.

Фиг. 5.

Геологический разрез в крест простирания жильной зоны 3 месторождения Биркачан (по материалам ОЗРК, 2016 г., модифицирована).

Месторождение приурочено к изгибу рудоконтролирующего разлома – сброса северо-восточного простирания с опущенным южным крылом, в пределах которого размещается основная масса руды (фиг. 5). При правостороннем сдвиге сформировалась линзообразная область растяжения, в которой локализованы рудные тела. Рудовмещающие породы представлены, главным образом, вулканогенно-осадочным разрезом гурникской толщи, включающим субвулканические тела и дайки риолитов.

Магматизм

В рудном поле месторождения Биркачан широко развиты субвулканические и экструзивные тела кислого состава (преобладают силлы и штоки риолитов, трахидацитов) завершающего этапа кедонского вулканизма, по данным Rb/Sr метода их возраст – 326 ± 9.8 млн лет (Наталенко и др., 2002). Они часто метасоматически преобразованы в серицит-гидрослюдисто-кварцевые породы, содержащие рассеянную минерализацию золота (до первых г/т) (Егоров и др., 2013).

Непосредственно на месторождении крупное пластовое тело раннекаменноугольных риолитов погружается (угол пад. 15°–40°) в южном направлении под надвиг (фиг. 4, фиг. 5). Его размеры по простиранию не менее 2200 м, по падению более 300 м (южное погружение не оконтурено бурением), мощность 20–30 м. Местами риолиты образуют раздувы до 55 м. Это массивные породы, фрагментами с признаками флюидальности. Преобладают афировые и редко порфировые с вкрапленниками калиевого полевого шпата и кварца (дымчатый кварц) размером до 1 мм. Встречаются фрагменты, где вкрапленники размером первые мм составляют до 10–30%.

Вдоль пересекающих тело риолитов тектонических нарушений установлено обилие рвущих линейных тел (мощностью 10–50 см) или неправильной формы (до первых десятков метров в поперечнике) эруптивных брекчий с большим количеством угловатых и сглаженных обломков туфопесчаников, туфов дацитов, туфов риолитов и риолитов. Цементирующей массой служит мелкодробленый материал материнских пород с примесью вулканического материала. Брекчии связаны с эксплозивными каналами. Продуктивные жилы отчетливо пересекают эти брекчии (фиг. 6).

Фиг. 6.

Адуляр-кварцевая колломорфно-полосчатая жила пересекает эруптивную брекчию.

Среди терригенных отложений корбинской свиты обнаружен силл тешенитов (субщелочных габброидов) омолонского комплекса (фиг. 4). Мощность силла широко варьирует, достигая 120 м, его протяженность 1 км. Изотопный К–Аr возраст щелочных габброидов – 124 ± 2 млн лет (Егоров и др., 2013).

В южной части рудного поля выявлены крутопадающие дайки позднемеловых долеритов, диоритов, кварцевых диоритов и лампрофиров викторианского комплекса (Наталенко и др., 2002). Изотопный K–Ar возраст пород этого комплекса – 97–103 млн лет (Егоров и др., 2013).

МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ ВМЕЩАЮЩИХ ПОРОД

Метасоматические изменения вмещающих пород представлены площадной пропилитизацией и последовательно наложенными на нее линейными зонами аргиллизитов и околожильных новообразований (Наталенко и др., 2002). Практически все вмещающие породы подверглись региональным изменениям пропилитового типа: низкотемпературной карбонат-хлоритовой фации и в меньшей степени среднетемпературной эпидот-хлоритовой фации (фиг. 7).

Фиг. 7.

Метасоматические изменения вмещающих пород месторождения Биркачан:

а – окварцевание, поздние прожилки кварца; б – кварц-карбонатные изменения; в – аргиллизация и окварцевание (вторичный кварц обрастает литокластит кварцевого состава; г–д – контакт аргиллизитов с алунитовыми кварцитами; е – брекчирование жильного кварца (цемент кварц-гидрослюдистый); ж – окварцевание брекчии с обломками углистого алевролита; з – хлорит-карбонатный метасоматит с вкрапленностью позднего пирита; и – каркасно-пластинчатая текстура жильного кварца.

Низкотемпературные пропилиты слагают крупную область неправильной формы в центральной части рудного поля, которая на периферии и на глубине сменяется среднетемпературной фацией. На месторождении низкотемпературные пропилиты почти нацело замещены дорудными аргиллизитами и известны лишь на флангах и глубоких горизонтах рудовмещающей структуры.

По данным М.Н. Наталенко (2003), зональность метасоматитов от поверхности на глубину представлена следующим рядом: алунитовые вторичные кварциты → диккит-каолинитовые аргиллизиты → кварц-гидрослюдистые аргиллизиты → хлорит-карбонатные пропилиты → эпидот-хлоритовые пропилиты. Мощность этих зон 50–70 м.

Дикит-каолинитовую зону образуют пологозалегающие тела мощностью 50–100 м в верхней части месторождения, представляющие собой реликты “аргиллизитовой шляпы”, основная часть которой была эродирована (Наталенко, 2003). Сохранились лишь ее юго-западный и северо-восточный фрагменты, судя по которым можно предположить, что “шляпа” была развита над всем месторождением. “Аргиллизитовые шляпы” – характерные образования в надрудной области эпитермальных месторождений (Сидоров и др., 2015). Присутствие фрагментов аргиллизитовой шляпы позволяет считать месторождение Биркачан слабо эродированным.

Рудные тела на Биркачанском месторождении приурочены к зоне кварц-гидрослюдистых аргиллизитов, околорудные изменения представлены кварц-сидерит-серицитовыми, кварц-адуляровыми метасоматитами. В этой зоне многочисленные кварцевые и карбонат-кварцевые жилы и прожилковые зоны (фиг. 8а, б) образуют линейный штокверк субширотного простирания, в котором выделены рудные зоны (фиг. 4). В околорудных метасоматитах, сопровождающих рудные прожилки, постоянно присутствует пирит (1–5%). Нередко он имеет зональное строение, которое подчеркивает изменчивость габитуса кристаллов в процессе роста – ранний – кубоктаэдрический (см ниже, фиг. 12и), поздний – кубический (фиг. 7з).

Фиг. 8.

Распределение основных микроэлементов в эпитермальных рудах месторождения Биркачан (среднее по 5 пробам), нормированных по отношению к средним значениям для верхней коры (Тейлор, Мак-Леннан, 1988).

Фиг. 9.

Распределение РЗЭ, нормированных по хондритам (McDonough, Sun, 1995), в эпитермальных рудах месторождения Биркачан. Номера проб соответствуют табл. 1, 2.

Фиг. 10.

Текстуры руд месторождения Биркачан.

а–б – колломорфно-полосчатая (тонкое чередование полос адуляра, халцедоновидного кварца и рудных минералов (темное); в – прожилковая (кварцевый прожилок с гнездовыми обособлениями рудных минералов пересекает туф риолита); г–е – брекчиевые: г–д – эруптивная брекчия (обломки раннего продуктивного кварца, сцементированы поздними инъекциями вулканических пород), е – брекчиевая ( обломки песчаников и углистых алевролитов в позднем кварце).

Фиг. 11.

Минеральные срастания в рудах месторождения Биркачан (образцы из керна скважин с различных глубин).

а–в (357–357.1 м): а – срастание арсенопирита с минералами серебра – самородное золото + акантит + ленаит; б – срастание самородного золота с агвиларитом и ленаитом, идиоморфные кристаллы арсенопирита; в – самородное золото в срастании с идиоморфным пиритом и ксеноморфным пиритом; г (357–357.1 м) – относительно крупное самородное золото в срастании с ксеноморфным пиритом; д (354.4–355 м) – зерно стефанита с мелкой вкрапленностью арсенопирита и с единичными включениями науманнита и золота; е (108 м) – самородное золото в обрамлении селенистого акантита, справа – ленаит; ж (174.6–175.1 м) – свободное золото в интерстициях кварца; з (293.5–294.6 м) – сросток идиоморфных кристаллов пирита в обрамлении сфалерита и тонкими включениями галенита в порах; и (41–42 м) – кубоктаэдрический пирит из околорудных метасоматитов. На врезке показаны быстро окисляющиеся срастания минералов серебра (черное) в кристалле пирита (белое). Обозначения: Aс – акантит, Agv – селенистый акантит, Apy – арсенопирит, Ln – ленаит, Nau – науманнит, Plb – полибазит, Py – пирит, Sр –сфалерит, Sph – стефанит, Qtz – кварц.

Фиг. 12.

Минеральные срастания и пробность самородного золота в рудах месторождения Биркачан (Горячев и др., 2017; Савва, 2018).

а–б – включения самородного золота и галенита в пирите; в – отложение самородного золота на краю зерна халькопирита; г – включение в пирите сростка блеклой руды с галенитом; д – поздний игольчатый арсенопирит; е–ж – срастания самородного золота: е – с блеклой рудой пиритом и халькопиритом; ж – включения самородного золота в науманните; з – гистограмма пробности самородного золота месторождения Биркачан. Обозначения: Apy – арсенопирит, Сср – халькопирит, Gn – галенит, Fah – блеклая руда, Nau– науманнит, Py – пирит.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ РУД

В составе руд месторождения Биркачан преобладает SiO₂ (в среднем – 89.77%), присутствуют в заметных концентрациях Al₂O₃ (6.55), К₂O (1.49), Fe₂O₃ (1.28) а также CaO (0.47) (табл. 1). Следовательно, в составе рудных тел преобладает кварц и присутствует адуляр. Для руд характерны низкие и очень низкие значения Na₂O, MgO, TiO₂, P₂O₅ и MnO (табл. 1). Содержание S_общ очень низкое (среднее – 0.16%), что корреспондирует с убогосульфидным характером выявленной минерализации (см. ниже), типичной для эпитермальных Au–Ag-руд КВП (Волков и др., 2016).

Руды месторождения Биркачан обогащены довольно узким спектром элементов Au, Ag, Sb, As, Mo, W, Li (табл. 2, фиг. 8) по сравнению со средними значениями их содержаний в верхней коре (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Коэффициенты обогащения варьируют от нескольких раз (Li, W, Mo) до десятков (As, Sb), сотен (Ag) и тысяч (Au) раз (см. табл. 2, фиг. 8).

Результаты анализа микроэлементов руд месторождения Биркачан представлены в табл. 2; на диаграмме (фиг. 8) они нормированы по отношению к средним значениям для верхней коры (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Спектры РЗЭ, нормированные по отношению к средним значениям для хондритов (McDonough, Sun, 1995), показаны на фиг. 9.

РЗЭ эпитермальных руд образуют слабонаклонные близхондритовые спектры (фиг. 9) без явных европиевых максимумов и минимумов, во многом сходные по конфигурации со спектрами РЗЭ вмещающих пород КВП (Волков и др., 2016). Отметим также, что спектры РЗЭ богатых руд (Бир-1, Бир-4 и Бир-5) практически не отличаются по форме от спектров бедных руд (Бир-2, Бир-3) (фиг. 9). Для руд месторождения Биркачан характерны пониженные содержания Σ REE (до 38.48 г/т) (см. табл. 2).

ТЕКСТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ РУД И ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЬ РУДООБРАЗОВАНИЯ

Текстуры жил и прожилков месторождения Биркачан характеризуются заметным разнообразием (фиг. 10) и изменяются от стадии к стадии. В истории формирования месторождения выделены четыре стадии (Наталенко и др., 2002).

К первой стадии (дорудной) относятся немногочисленные крупнокристаллические адуляр-кварцевые жилы ритмично-полосчатой текстуры (фиг. 6), представленной чередованием прослоев крупнокристаллического (до 10 мм) адуляра и крупнокристаллического (до 20 мм) кварца. Микротекстура таких прослоев главным образом гребенчатая, возникшая в результате нарастания друг на друга ритмов кварца или адуляра в свободном пространстве.

Ко второй слабопродуктивной стадии отнесены многочисленные жилы и прожилки адуляр-карбонат-кварцевого состава, в которых преобладает ритмично-полосчатая текстура, обусловленная чередованием кварцевых, адуляр-кварцевых и сидерит-кварцевых зон (фиг. 10а, б). Микротекстуры прослоев колломорфные ритмично-полосчатые и реже массивные. Ритмичная полосчатость обусловлена чередованием маломощных (1–50 мм) полос кварцевого, адуляр-кварцевого или сидерит-кварцевого состава. Внешне эти прослои выглядят колломорфными в результате интенсивного расщепления кварца вокруг мелких кристаллов адуляра или сидерита. Массивная микротекстура характерна для монокварцевых прослоев, полосчатость в которых местами выявляется лишь под микроскопом. Рудная минерализация представлена редкими зернами пирита. Редко отмечаются выделения высокопробного золота (до 5 мкм) округлой, иногда каплевидной формы.

Третья продуктивная стадия представлена тремя парагенезисами: серицит-кварцевым, золото-кварцевым и сидерит-серицитовым. Макроскопически участки продуктивной минерализации представляют собой гнезда, линзы и прожилки темно-серого золото-сульфидно-серицит-кварцевого состава, салатово-зеленого золото-серицитового состава или буроватого, кремового золото-сульфидно-сидеритового состава (фиг. 10а–в). Продуктивная минерализация (третьей стадии) наложена на ранние адуляр-кварцевые жилы и прожилки, а также на измененные вмещающие породы.

Для серицит-кварцевых прожилков и линз характерна преимущественно массивная текстура, возникшая в результате заполнения трещин мелкозернистым кварцевым агрегатом с относительно равномерной вкрапленностью серицита, рутила, пирита и редкими выделениями халькопирита.

Для доминирующего в рудных телах золото-кварцевого парагенезиса, развитого в штокверках и накладывающегося на метасоматиты и жилы предшествующих стадий, характерны прожилково-вкрапленные и брекчиевые текстуры (фиг. 10в–д). Прожилково-вкрапленные текстуры распространены преимущественно в пределах штокверковых руд в рудных телах 5 и 3, а брекчиевые текстуры отмечены, главным образом, в пределах рудного тела 2. Прожилково-вкрапленная минерализация представлена маломощными (от долей мм до первых см) прожилками и метасоматическими линзами и гнездами зонального гребенчатого кварца, серицита или сидерита с рудными минералами и золотом. Микротекстура прожилков преимущественно гребенчатая и ритмично-полосчатая, реже массивная. Ритмичность обусловлена чередованием микроскопических зон (0.1–2 мм) адуляра (только вдоль зальбандов), гребенчатого кварца и мелкозернистого серицит-кварцевого агрегата. В центральных частях прожилков и гнезд локализуется основная масса рудных минералов и золота. Здесь же отмечаются друзовые текстуры, возникшие в результате заполнения пустот в кварце сидеритом или серицитом. Микротекстура серицитовых и сидеритовых прожилков и гнезд преимущественно массивная.

Брекчиевые текстуры сформировались в мощной зоне дробления в центральной части месторождения (рудное тело 2). Угловатые обломки размером от долей миллиметра до 10–12 см представлены жильными образованиями I и II этапов и синхронными им метасоматитами (фиг. 10г–е). Обломки местами в значительной степени замещены кварцевым и серицит-кварцевым агрегатом золото-кварцевого парагенезиса с вкрапленностью рудных минералов и золота. Цемент представлен гребенчатым зональным расщепленным кварцем и мелкозернистым серицит-кварцевым агрегатом с вкрапленностью рудных минералов и золота. Наличие обломков жил первого и второго этапов наряду с обломками измененных вмещающих пород в брекчиевых рудах третьего этапа свидетельствует о значительных синрудных тектонических подвижках и подтверждает предложенную последовательность минералообразования.

Сидерит-серицитовый парагенезис представлен тонкими прожилками сидеритового, серицитового или сидерит-серицитового состава преимущественно массивной микротекстуры. Среди массивных выделений серицита и сидерита отмечается вкрапленность рудных минералов и золота.

Четвертая (пострудная) стадия минералообразования представлена кальцитовыми жилами и прожилками массивной, брекчиевой или полосчатой текстуры, развитыми в основном на флангах месторождения. Полосчатость обусловлена наличием в кальцитовых жилах нескольких маломощных (1–10 мм) ритмов с переотложенным кварцем, рудными минералами и золотом.

МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ РУД

Минеральный состав руд месторождения Биркачан на разведочном этапе был детально изучен сотрудниками ЦНИГРИ (Наталенко и др., 2002), поэтому в настоящей статье приведены основные минералогические особенности руд месторождения, установленные ранее. Кроме того, в разделе рассмотрены новые данные, полученные в СВКНИИ ДВО РАН (Горячев и др., 2017; Савва, 2018) и ИГЕМ РАН, и представлены новые фотографии, выполненные в ИГЕМ РАН в 2021 г.

Руды месторождения Биркачан характеризуются сложным минеральным составом, в них установлено около 40 минералов (табл. 3). Однако по набору главных минералов они достаточно просты. Среди жильных минералов преобладают кварц, серицит и сидерит. Среди рудных минералов резко доминирует пирит. Реже отмечаются блеклые руды, самородное золото и халькопирит (фиг. 11). Остальные рудные минералы распространены незначительно. Основная масса из них приходится на сульфосоли, сульфиды и селениды серебра (фиг. 11, 12). Сульфидность руд в среднем 0.1–0.5%.

В большинстве рудных минералов, включая самородное золото, встречена примесь ртути от 0.1 до 1.50 мас. % (Наталенко и др., 2002; Савва, 2018). В рудах присутствуют минералы ряда акантит–науманнит – Ag₂(S,Se) (фиг. 11, 12). Среди мышьяковистых сульфосолей серебра установлены пирсеит и Se-содержащий пирсеит (Наталенко и др., 2002; Савва, 2018). В настоящее время в серии пирсеит – полибазит [(Ag,Cu)₁₆(As,Sb)₂S₁₁] выделено четыре минеральных вида: пирсеит-Tac, полибазит-Tac, пирсеит-T2ac и пирсеит-M2a2b2c, объединенных в семейство политипов (Bindi et al. 2007). Рентгеновское исследование не проводилось из-за малого размера зерен, поэтому в статье используется название – пирсеит. На фиг. 11 представлены наиболее характерные минеральные срастания в рудах по скважинам с различных глубин. Примесь селена в галените, в блеклых рудах и сульфосолях серебра характерна для месторождения в целом, однако собственные минералы селена (клаусталит и науманнит) обнаружены на нижних горизонтах рудных тел 2 и 5. Области распространения галенита и клаусталита, а также сонахождения галенита и сфалерита, в значительной степени совпадают с контурами рудных тел и локальными участками повышенных содержаний золота.

Самородное золото месторождения Биркачан имеет среднее значение пробности 643‰ с полимодальным распределением и максимумом в области 650–700‰ (фиг. 12з). Оно преимущественно мелкое, 0.1–0.25 мм – около 70%; около 20% представлено тонким золотом (<0.1 мм). Отмечается как “свободное” золото в кварц-гидрослюдистом материале (фиг. 12ж), так и “связанное” – в срастании с пиритом, халькопиритом, агвиларитом и науманнитом (фиг. 11, 12). Агвиларит (Ag₄SSe) диагностирован предположительно на основании химического состава. Для точной его диагностики необходимы рентгеноструктурные данные для этого минерала, т. к. в системе Ag₂S–Ag₂Se предполагается существование двух серий твердых растворов: 1) моноклинная “акантит-подобная” серия (от Ag₂SAg₂S_0.4Se_0.6) и 2) ромбическая “науманнит-подобная” (от Ag₂S_0.3Se_0.7Ag₂Se) (Bindi, Pingitore, 2013).

В ранних адуляр-кварцевых жилах и околожильных метасоматитах была установлена продуктивная рудная минерализация (Горячев и др., 2017; Савва, 2018). В пирите отмечены каплевидные включения низкопробного золота и галенита (фиг. 12а, б).

МИНЕРАЛОГИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ РУДНЫХ ТЕЛ

В строении и составе рудных тел месторождения Биркачан установлена вертикальная минералогическая зональность (Наталенко и др., 2002). Надрудный уровень характеризуется развитием диккит-каолинитовых метасоматитов (аргиллизитовой шляпы). Для верхне-среднерудного уровня типичны: околожильные серицит-кварцевые метасоматиты, которым сопутствуют акантит, сульфосоли серебра, серебристые блеклые руды, тесная ассоциация сфалерита с галенитом, повышенное количество сидерита (3–15%), золото-серебряное отношение – Au/Ag < 1. Для нижнерудного-подрудного уровня характерны: низко-среднетемпературные эпидот-хлоритовые пропилиты, присутствие арсенопирита, марказита, сфалерита (без сопутствующего галенита), низко-серебристые блеклые руды, золото-серебряное отношение – Au/Ag > 1. При документации керна скважин месторождения Биркачан (в интервале от 40 до 400 м) нами была отмечена вертикальная минералогическая зональность, выражающаяся в повышении роли сульфидов железа – на глубоких горизонтах, а минералов сурьмы и мышьяка – на верхних.

ФЛЮИДНЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ

Изучено 20 образцов минерализованных прожилков месторождения Биркачан, представляющих гидротермальную минерализацию эпитермального типа. В 9 образцах удалось обнаружить пригодные для микротермометрических исследований флюидные включения.

Среди флюидных включений в соответствии с известными критериями (Реддер, 1987) были выделены первичные, первично-вторичные и вторичные флюидные включения. К первичным отнесены флюидные включения, равномерно распределенные в объеме минерала-хозяина, либо приуроченные к зонам роста. Вторичными считались включения, приуроченные к секущим минерал-хозяин трещинам. Первично-вторичные флюидные включения приурочены к трещинам, не достигающим внешних границ кристаллов и зерен, а по фазовому наполнению аналогичны первичным включениям.

Встречены флюидные включения, по фазовому составу относящиеся к одному типу (фиг. 13а): двухфазовые газово-жидкие включения водно-солевых растворов. Для термо- и криометрических исследований выбирались прежде всего флюидные включения, равномерно распределенные по объему отдельных зерен кварца и отнесенные нами к первичным включениям. Однако по первично-вторичным и вторичным включениям также были получены параметры фазовых переходов.

Фиг. 13.

Результаты изучения флюидных включений в кварце рудных жил и прожилков месторождения Биркачан.

а–г – двухфазовые флюидные включения в кварце рудных жил и прожилков; д – диаграмма “температура–соленость” для минералообразующих флюидов: разными значками показаны разные типы включений (1 – первичные, 2 – первично-вторичные, 3 – вторичные); е – гистограмма температур гомогенизации флюидных включений; ж – химический состав минералообразующего флюида: 1 – проба 1408-138-78.6, 2 – проба Бир-2.

Данные термо- и криометрических исследований более 300 индивидуальных флюидных включений в кварце рудных жил месторождения Биркачан приведены в табл. 4 и на фиг. 13б, в. Рудообразующий флюид содержал хлориды Na, Mg и K. Об этом свидетельствуют хлоридные эвтектики растворов включений (от –26 до –31°С). Двухфазовые газово-жидкие флюидные включения в кварце гомогенизируются в жидкость при температурах от 93 до 291°С, концентрация солей изменяется от 0.2 до 7.0 мас. %-экв. NaCl, плотность флюида составляет 0.74–0.99 г/см³.

Валовый химический состав флюидов из флюидных включений в кварце приведен в табл. 5 и на диаграмме фиг. 13г. Во флюиде среди катионов главную роль играют (г/кг H₂O): Na (0.9–5.0) и K (0.4–1.2), а Ca (0.1) и Mg (0.001–0.04) находятся в подчиненном количестве. Установлены заметные количества таких компонентов, как (г/кг H₂O): ${\text{SO}}_{4}^{{2 - }}$ (3.2), Cl (0.9–3.4), ${\text{HCO}}_{3}^{ - }$ (9.9), CO₂ (8.7–14.8) и CH₄ (0.55–0.63).

Кроме того, в составе флюида выявлены микрокомпоненты (мг/кг H₂O): Br (1.4–19.6), As (450–1263), Li (2.7–11.1), B (2.3–1106), Rb (0.6), Cs (0.01), Sr (0.12), Mo (5.2), Sb (712), Pb (0.12), Bi (0.01), Th (0.02), Ge (0.6–1.2), Mn (0.24), V (0.09), Cr (0.8), Zr (0.07–0.15), Sn (0.15), W (0.03–17.7), Au (0.10–0.41), Hg (0.18), Tl (0.02) и REE (0.01–0.02). Основные показатели состава флюида: CO₂/CH₄ = = 15.8–23.6, Na/K = 2.3–4.3, а K/Rb = 2007. Реальная соленость флюидов составляет 0.5–2.0 мас. %, что практически совпадает с диапазоном данных, полученных микротермометрическим методом.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Биркачан представляет собой достаточно крупное эпитермальное месторождение – уникальное на Северо-Востоке России своими штокверковыми Au–Ag-рудами. Анализ геолого-структурных особенностей месторождения показал, что наличие региональных надвигов в вулкано-структурах КВП и других вулканических поясах может служить важным прогнозно-поисковым критерием, указывающим на возможность обнаружения крупных эпитермальных месторождений, в том числе и не выходящих на поверхность.

Выполненные исследования позволили установить геохимические особенности руд месторождения Биркачан: низкие содержания S_общ., узкий спектр основных элементов-индикаторов; повышенные содержания W, Li, As и Mo, отрицательные Eu- и слабо положительные Се-аномалии, высокие значения отношений Au/Ag, Sr/Ba, Y/Ho, U/Th и низкие значения – Rb/Sr, Co/Ni. Повышенные содержания W, Li, As, Mo и довольно высокие значения Sr/Ba, Y/Ho, по-видимому, свидетельствуют об участии в рудообразовании магматического флюида. Характер распределения РЗЭ, а также сочетание отношений Eu/Eu* и Ce/Ce* в изученных рудах, позволяют считать вмещающие вулканиты и андезитовые магмы – наиболее вероятными источниками рудного вещества. Установленное сочетание Ce/Ce* и Eu/Eu* соответствует окислительным условиям, существовавшим при рудоотложении.

Основные текстуры руд месторождения Биркачан – прожилково-вкрапленная, брекчиевая и ритмично-полосчатая. В линейных штокверках продуктивным золото-серицит-кварцевым парагенезисом сложены тонкие, многочисленные прожилки. На глубоких горизонтах разведаны богатые рудные тела, представленные минерализованными брекчиями, цемент которых практически нацело выполнен продуктивным золото-серицит-кварцевым парагенезисом.

Низкой сульфидностью месторождение Биркачан резко отличается от позднемезозойских аналогов в ОЧВП. В практическом отношении низкая сульфидность Au–Ag-руд месторождения обеспечивает почти 100-процентную долю свободного золота, что создает благоприятные условия для высокого процента его извлечения, в том числе и по технологии кучного выщелачивания.

Параметры минералообразующих флюидов месторождения Биркачан соответствуют типичным среднетемпературными флюидам эпитермальных низкосульфидизированных месторождений с низкой соленостью (Simmons et al., 2005).

Геохимические и изотопные данные указывают на формирование месторождения в результате смешения рудоносных магматогенных флюидов и метеорных вод. В результате резкой смены окислительно-восстановительных условий из растворов осаждались рудные компоненты. Вдоль горизонта метеорных вод формировались штокверковые залежи с бедными рудами. Богатые рудные тела, представленные минерализованными брекчиями, трассируют пути потоков рудоносных флюидов.

Сравнительный анализ полученных результатов с данными по соседнему месторождению Кубака позволил предположить, что месторождение Биркачан слабо эродировано, что позволяет прогнозировать выявление новых рудных тел на глубоких горизонтах.

Выявленное сходство в геологическом строении, околорудных изменениях и вещественном составе руд и физико-химических параметрах минералообразующих флюидов с гигантским низкосульфидизированным месторождением Раунд Маунтин (Невада, США) показывает возможность значительного увеличения запасов месторождения Биркачан за счет увеличения объема штокверковых руд при уменьшении бортового содержания.