Геологическое строение и закономерности размещения золотого оруденения Майского рудного поля (Центральная Чукотка) тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 00.00.00, кандидат наук Артемьев Дмитрий Сергеевич

• Артемьев Дмитрий Сергеевич
• кандидат наук
• 2026

Оглавление диссертации кандидат наук Артемьев Дмитрий Сергеевич

ВВЕДЕНИЕ

Глава 1. Геологическое строение Майского рудного узла

1.1 История открытия Майского месторождения

1.2 Геолого-тектоническая позиция

1.3 История геологического развития

1.4 Основные типы месторождений Майского рудного узла

Глава 2. Геологическое строение Майского рудного поля

2.1 Стратиграфия

2.2 Магматизм

2.2.1 Петрографическое описание даек

2.2.2 Петрографическое описание пород Кукенейского массива

2.2.3 Петрогеохимическая характеристика магматических пород Майского рудного узла

2.2.4 Изотопно-геохронологические исследования магматических пород

2.3 Характеристика Майского рудного поля по геофизическим данным

2.4 Тектоническое строение

2.5 Характеристика рудных тел

2.5.1 Особенности строения и вертикальной зональности рудных тел №1 и

2.5.2 Факторы контроля оруденения

Глава 3. Гидротермально-метасоматические образования и их рудоносность

3.1 Березиты

3.1.1 Углеродсодержащие березиты

3.1.2 Гидросерицитовые березиты

3.2 Рудная минерализация

3.2.1 Минералого-геохимическая характеристика руд

3.2.2 Изотопно-геохронологические исследования рудной минерализации

3.2.3 Характеристика изотопного состава серы сульфидов

3.3 Флюидный режим формирования околорудных березитов и руд

3.4 Петрохимические особенности березитов

3.4.1 Баланс вещества

3.3.2 Статистический анализ распределения компонентов

Глава 4. Геолого-генетическая модель формирования Майского рудного поля и закономерности размещения оруденения майского типа

4.1. Геолого-генетическая модель формирования золотого оруденения Майского месторождения

4.3. Прогнозно-поисковые критерии золотого оруденения майского типа

Заключение

Список сокращений

Список литературы

Список иллюстраций

Список таблиц

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Геологическое строение и закономерности размещения золотого оруденения Майского рудного поля (Центральная Чукотка)»

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. Майское месторождение в черносланцевых толщах является одним из самых крупных объектов в пределах Чукотского АО с запасами 165 т. (Государственный доклад..., 2024). Руды характеризуются высокими содержаниями золота, в среднем 7 г/т, и наличием рудных столбов с ураганами вплоть до 200-300 г/т. Отличительной особенностью месторождения является то, что более 90% золота связано с сульфидами, проявляет упорные свойства, требует дорогостоящих и ресурсоемких схем обогащения. Высокие содержания и крупные запасы золота делают рентабельным отработку месторождения упорных руд даже в арктических условиях, в труднодоступном регионе, в дали от промышленных центров и логистических узлов.

Взрывной рост мировых цен на золото (до 5000 долларов за тройскую унцию) и истощение минерально-сырьевой базы РФ побуждают добывающие компании активнее вкладывать деньги в геологоразведку. Доля золота, добытого из месторождений в черносланцевых толщах с упорными рудами, в последние годы увеличивается и к таким объектам растет интерес недропользователей, так как они зачастую обладают большим ресурсным потенциалом (Олимпиада, Сухой Лог, Наталка, Кючус).

Майское месторождение для Чукотского АО стало эталонным объектом. В литературе описано несколько геолого-генетических моделей (Многофакторные прогнозно-поисковые..., 1992; Бортников Н.С. и др., 2004; Волков А.В. и др., 2006), которые отличаются по ряду параметров. Формирование промышленного оруденения разные авторы соотносят с различными геодинамическими обстановками, а также расходятся мнения об источниках золота и последовательности образования рудных минеральных ассоциаций. Кроме того, в работах Сидорова А.А. (2001); Бортникова Н.С. (2004), Волкова А.В. (2006) гидротермально-метасоматические образования Майского месторождения классифицируются по-разному.

В работе автор предложил свое видение на механизм формирования и этапность Майского месторождения, что вылилось в геолого-генетическую модель объекта и уточнение закономерностей размещения золотого оруденения. Использование выявленных поисковых признаков, при проведении геологической съемки и поисков, является ключевым фактором повышения эффективности геологоразведочных работ. Внедрение комплексного анализа поисковых признаков позволяет создать систему оценки перспектив по нескольким критериям одновременно. Применение на практике выявленных закономерностей позволяет оперативно отсеивать неперспективные объекты, основываясь на сопоставлении с характеристиками эталонного месторождения, обладающего известными показателями. Производя разбраковку на ранней стадии изучения перспективных участков, можно существенно сократить затраты времени и финансовых ресурсов, избежав дальнейших работ на заведомо некондиционных объектах.

В работе уточнены критерии локализации локального и регионального уровня, что позволяет выбрать верное направление для поиска перспективного объекта на разных этапах прогнозирования. Выявленные рудная и метасоматическая зональность способствуют верной оценке уровня эрозионного среза на перспективных проявлениях со сходным геологическим строением, и экономической целесообразности проведения поисковых работ. Характер выявленной контрастной геохимической зональности позволяет более точно разместить комплекс горных и буровых мероприятий на последующих стадиях ГРР. Выполненные петрографические и минера-графические исследования пород и руд способствуют усовершенствованию существующих схем обогащения, что повысит извлекаемость золота и позволит оптимизировать производственные затраты.

Проведенные исследования позволят создать методическую базу для выявления месторождений подобного геолого-промышленного типа, от выделения перспективных площадей на начальном этапе, до поисков и оценки месторождений.

Цель работы. Выявление закономерностей локализации и особенностей формирования золоторудной минерализации Майского месторождения и актуализация его геолого-генетической модели, как научно-методической основы для расширения и воспроизводства минерально-сырьевой базы золота региона.

Задачи работы:

1. Актуализировать геологическое строение Майского месторождения с использованием новых фактических материалов автора, исследованных с помощью прецизионного ла-бораторно-аналитического комплекса, а также фондовой и опубликованной литературы.

2. Провести петрографо-геохимические исследования пород, руд и метасоматитов Майского месторождения. Выявить типы гидротермально-метасоматических образований, в том числе рудоносных, их зональность и условия формирования.

3. Установить геохимические особенности различных типов гидротермально-метасома-тических образований и их связь с золото-сульфидным оруденением.

4. Выделить основные рудоподготовительные и рудоформирующие процессы и геологические структуры, благоприятные для локализации золотого оруденения.

5. Актуализировать геолого-генетическую модель формирования Майского золоторудного месторождения, используя новые материалы автора, разработать прогнозно-поисковые критерии выявления оруденения майского типа.

Личный вклад автора, фактический материал и методы исследования. Работа основана на материалах, собранных лично автором во время работы в ОАО «ЗК Майское» в должно-

сти участкового геолога в период с 2012 по 2015 гг. Для изучения гидротермально-метасомати-ческих образований, развитых в пределах Майского рудного поля, автором проводилось опробование околорудных и рудных метасоматитов согласно «Методическим рекомендациям ..., 1992». В частности, автором детально, в масштабе 1:100, документировались подземные горные выработки; в крест простирания рудоносных структур отбирались пробы для изучения в шлифах и параллельно для лабораторных исследований с интервалом в 5 м, со сгущением до 0,5 м в местах пресечения с рудным телом.

Фактический материал содержит представительную коллекцию образцов горных пород, руд и метасоматитов. Для лабораторно-аналитических исследований отобрано: 121 проба из керна скважин по рудным интервалам и вмещающим породам, 59 штуфных проб из горных выработок (рудные забои, квершлаги и рассечки) и с поверхности рудного поля. Для каждой керно-вой и штуфной пробы из сколков изготовлены шлифы в количестве 180 шт., по рудным пробам аншлифы - 39 шт. в пределах рудного поля. В работе использована авторская первичная документация наземных полевых маршрутов, забоев, кровли и стенок горных выработок Майского месторождения. Кроме того, в работе учтены и использованы данные из многочисленных отечественных и зарубежных публикаций, а также фондовая литература - тексты отчетов, геофизические, геологические карты, геохимические схемы и схемы геологического содержания, разрезы, данные лабораторных исследований.

Микроскопические и аналитические исследования выполнены на базе ФГБУ «Всероссийского Научно-Исследовательского Геологического Института им. А.П. Карпинского» в рамках объекта «Составить карту гидротермально-метасоматических формаций России масштаба 1:2 500 000» (Государственный контракт от 05 мая 2012 г. № АМ-02-34/53). Объект № 15.1.3 (21015132). Лабораторные исследования включали:

• изучение шлифов и аншлифов в отраженном и проходящем свете на микроскопе Leica DM 2500 c камерой DFC 420;

• исследования состава рудной минерализации, проводившейся в 10 аншлифах с нанесенным углеродным напылением на приборе CamScan MV 2300 с энергодисперсионным микроанализатором LINK Pentafet (Oxford Instr.);

• данные количественного анализа минерального состава рудоносных метасомати-тов, выполненных с помощью порошковой дифрактометрии на приборе ДРОН-6 (4 пробы);

• изотопно-геохронологические исследования цирконов U-Pb локальным методом с помощью прибора SHRIMP II для определения возраста магматических пород кислого и среднего состава (4 пробы);

• изотопно-геохронологические исследования рудной минерализации Re-Os методом (3 пробы) с помощью масс-спектрометров TIMS Triton TI и Element-2 для определения возраста навесок пирита, арсенопирита и антимонита;

• исследования изотопного состава серы в сульфидах, полученных на масс-спектрометре ThermoQuest Finnigan MAT DELTA Plus XL (3 монофракции);

• изучение газово-жидких включений в кварце (5 образцов);

• химические анализы (180 проб) на микроэлементы (прибор «ELAN - 6100 DRC» масс-спектрометр с индуктивно-связанной плазмой ICP-MS) Rb, Sr, Zr, Nb, Y, La, Ce, Yb, Th, U, Be, Li, Mo, Sn, Cu, Pb, Zn, Bi, Sb, Ge, Ga, Sc, Co, Ni, Mn, Ti, V. Для определения Sc использовался атомно-эмиссионной метод (прибор Optima - 4300 ICP-AES), Au - метод атомной абсорбции (метод полного кислотного вскрытия) на приборе Aanalyst-800, Hg - метод холодного пара на приборе «Юлия 5М», As - масс спектрометрический метод с индуктивно-связанной плазмой ICP-MS на приборе «ELAN-6100 DRC» (плавление с метаборатом лития);

• химические анализы (177 проб) на оксиды петрогенных элементов и V, Cr, Ba рент-гено-спектральным флуоресцентным (силикатный) методом (XRF), а также S и Собщ инфракрасным спектральным методом на приборе ARL-9800.

Лично автором осуществлялся сбор каменного материала и полева документация маршрутов, керна и горных выработок; проведено детальное изучение шлифов и аншлифов пород, руд и метасоматитов; обработка и интерпретация первичной документации, всех лабораторно-анали-тических и изотопно-геохронологических данных и формулировка выводов.

Защищаемые положения:

1. Основные рудные тела Майского месторождения локализованы в пределах центрального тектонического блока, в строении которого преобладают углеродистые алевролиты кэвеемской свиты среднего триаса, геохимически специализированные на золото и его элементы-спутники. Вмещающие породы пронизаны серией даек различного состава возрастом 108 млн лет, в лежачих боках которых сконцентрирован основной объем золотого оруденения.

2. Золотое оруденение Майского месторождения ассоциировано с двумя типами рудоносных березитов. В центральном блоке рудные тела с высоким содержанием золота приурочены к углеродсодержащим березитам (С - 1,8%) кварц-карбонат-серицит-пиритового состава с углеродистым веществом. Рудные тела восточного фланга центрального блока характеризуется пониженным содержанием золота и приурочены к гидросерицитовым березитам кварц-гидросерицит-карбонат-серицит-пиритового состава (С - 0,2%).

3. Ключевыми процессами формирования золотого оруденения Майского месторождения являются: накопление в триасе терригенных толщ геохимически специализированных

на золото и элементы-спутники; проявление раннемелового магматизма и метасоматоза, с которыми связано образование березитов и золотого оруденения майского типа. Наиболее значимыми прогнозно-поисковыми критериями локализации золотого оруденения являются литоло-гические, магматические, тектонические и гидротермально-метасоматические.

Научная новизна. Впервые установлен U-Pb возраст магматических образований, распространенных в пределах Майского рудного узла. Выделено два типа рудоносных метасомати-тов, различающихся по минералого-геохимическим параметрам, условиям образования и степени рудоносности. Актуализирована геолого-генетическая модель Майского месторождения.

Практическая значимость. Актуализированы прогнозно-поисковые критерии и геолого-генетическая модель золотого оруденения Майского месторождения, которые повысят эффективность проведения геологоразведочных работ в регионе и эксплоразведочных работ на месторождении.

Апробация и публикации. Основные положения диссертационной работы докладывались на российских и международных конференциях: IV Научно-производственной конференции молодых специалистов (г. Магадан, Полиметалл, 2014 г.), IV и V Международной научно-практической конференции молодых ученых и специалистов памяти академика А.П. Карпинского (СПб, Институт Карпинского, 2015); Геология и минерально-сырьевые ресурсы Северо-Востока России (г. Якутск, СВФУ, 2015, 2016); V международной конференции молодых ученых и специалистов «Новое в геологии и геофизике Арктики, Антарктики и Мирового океана», посвященная 100-летию со дня рождения В.Н. Соколова (СПб, ВНИИОкеангеология, 2016); VII Всероссийской научно-практической конференции, посвященной 60-летию Института геологии алмаза и благородных металлов Сибирского отделения РАН (Якутск, ИГАБМ СО РАН, 2017); на XI Международной научно-практической конференции «Научные основы прогноза, поисков и оценки месторождений алмазов, благородных и цветных металлов» (Москва, ЦНИГРИ, 2022).

Автором опубликовано шесть статей по теме диссертации в изданиях, входящих в перечень ВАК, Scopus, WoS, семь публикаций в материалах российских и международных конференций. Основные положения работы изложены в коллективной монографии Mineral Resources in The Arctic (NGU, 2015), имеющей международный статус и созданной в рамках проекта Mineral Deposits in The Arctic Project со странами-участниками: Канада, Норвегия, Дания, Финляндия, Швеция, Исландия, Россия и США.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и списка литературы из 164 наименования. Объем работы составляет 183 страницы, содержит 73 рисунка и 21 таблицу. Первое защищаемое положение раскрыто в главах 1 и 2, второе в 3-ей и третье в 4-ой главах.

В первой главе проведен анализ работ предшественников, охарактеризовано геологическое строение Майского рудного узла в региональных структурах, история геологического развития региона и приведены сведения о рудоносности. Во второй главе приведена геологическая характеристика Майского рудного поля - стратиграфия, магматизм, тектоника, положение рудоносных структур в геофизических полях, а также охарактеризованы геолого-структурные особенности рудных тел месторождения. Третья глава содержит информацию о типизации рудоносных гидротермально-метасоматических образованиях, развитых в пределах Майского рудного поля. Охарактеризованы флюидный режим формирования березитов и рудная минерализация. Четвертая глава посвящена геолого-генетической модели формирования, сформулированы прогнозно-поисковые критерии выявления и локализации золото-сульфидного вкрапленного оруде-нения Майского типа.

Благодарности. Автор искренне признателен работникам службы главного геолога Майского месторождения: главным геологам предприятия Е.Л. Баусу и А.А. Быкову, за сотрудничество при написании диссертации, участковым геологам И.Т. Садыкову, А.Н. Каптыгину, А.П. Ба-бию, Э.Э. Ревякину, С.В. Калатилкину, Ю.В. Дадонову, И.И. Ракитину, А.С. Малашенкову и Л.П. Наследову за помощь в сборе фактического материала, дельные советы и содержательные беседы о геологическом строении месторождения, сотруднику технологической лаборатории С.Э. Вилковой за помощь в обработке фактического материала.

Автор благодарен сотрудникам отдела Металлогении и геологии месторождений полезных ископаемых ФГБУ «Институт Карпинского» - кандидатам геол.-минер. наук С.В. Кашину и

В.А. Шамахову, ведущему инженеру В.Н. Беловой, участие, поддержка, наставления и критические замечания которых способствовали выполнению данной работы. Кроме того, автор благо-

дарен кандидату геол.-минер. наук Л.И. Лукьяновой, доктору геол.-минер. наук р.А. Блюману

за конструктивные советы, консультации и содействие в решении ряда ключевых моментов диссертационной работы. За помощь в выполнении термобарогеохимических исследований автор признателен кандидату геол.-минер. наук Е.В. Толмачевой (ИГГД РАН).

Автор благодарен своему научному руководителю, заведующему отделом металлогении и геологии месторождений полезных ископаемых, доктору геол.-минер. наук А.В. Молчанову за помощь при подготовке диссертационной работы, советы и участие в обсуждении материалов по изучению гидротермально-метасоматических образований и связи последних с рудообразова-нием.

ГЛАВА 1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ МАЙСКОГО РУДНОГО УЗЛА

Майский рудный узел, в административном плане, расположен в Чаунском районе Чукотского автономного округа, в 150 км к юго-востоку от районного центра г. Певек (Рисунок 1.1). Город является крупным морским портом заполярного севера, с которым рудный узел связан сезонной грунтовой дорогой. Географически Майский рудный узел является частью Чукотского нагорья, одним из северных отрогов Анадырского хребта, являющегося водоразделом речных систем Кэвеем, Пегтымель, Паляваам.

1.1 История открытия Майского месторождения

Первые систематические данные о геологическом строении Чукотского полуострова были получены еще в конце XIX века. Одним из первых, кто организовал экспедицию на Чукотку для геологического изучения и поисков золота, был К.И. Богданович (1901). Будучи вдохновленным золотыми объектами, разрабатываемыми на Аляске, в частности серией крупнейших прибрежно-морских россыпей Ном с запасами более 100 т, он организовал экспедицию в 1900 г. вдоль северного и западного побережья Чукотки для поисков аналогичных объектов. Следует отметить, что К.И. Богданович весьма точно указал на сходство геологического строения территории Аляски и Чукотского полуострова. К сожалению, по субъективным причинам экспедиция не увенчалась успехом. В результате были обнаружены лишь знаковые содержания золота, но в тоже время были получены первые геологические данные по западному побережью Чукотского полуострова.

В 1933 г. были организованы геологические экспедиции НИИГА под руководством В.А. Вакара, В.Г. Дитмара, С.В. Обручева, В.И. Серпухова. Они исследовали огромную по площади территорию - от р. Колымы до р. Амгуэмы. Результатом этих работ являлись первая геологическая карта Чукотского полуострова масштаба 1:2 500 000, схемы стратиграфии, тектоники и магматизма Чукотки. В тоже время С.В. Обручевым были обнаружены шлиховые ореолы касситерита и, в связи с этим организованы планомерные исследования оловоносности Чукотки. В период работы специалистов Дальстроя было открыто большое количество промышленно значимых месторождений олова и позднее золота как россыпных, так и рудных объектов, связанных с проявлением мезозойского гранитоидного магматизма.

Работы по геологическому изучению района Майского рудного узла и одноименного месторождения до 1952 года носили рекогносцировочный характер. Они дали первые общие сведения о геологическом строении и комплексной минерализации Кукенейского гранитоидного массива. В период с 1953 по 1958 годы проведены систематические мелкомасштабные геологосъемочные и поисковые работы (Хрузов Л.Н., 1953ф; Городинский М.Е., 1954ф, 1955ф; Сидоров А.А., 1955ф, 1957ф; Ситников П.П., 1953, 1958). Ими была установлена россыпная золотоносность многих водотоков и обнаружено золото-серебряное проявление Сопка Рудная, золото-серебряная минерализация на водоразделе ручьев Промежуточный и Кукевеемкай, месторождение каменного угля Долгожданное.

На следующем этапе, в 1960-64 годах, проведены поиски масштабов 1:50 000 и 1:25 000, завершившиеся открытием ряда мелких россыпных объектов. На площади собственно Майского месторождения впервые рудная минерализация была установлена в 1964 году в зонах прожилко-вания и дробления. При этом анализы бороздовых и штуфных проб показали наличие золота (0,5-

1,0 г/т), серебра (до 0,1 %), олова (0,01-0,2 %), мышьяка (0,3-1,0 %) и сурьмы (0,1-1,0 %). В результате работ этого периода были составлены также кондиционные государственные геологические карты масштаба 1:200 000 (R-59-XXI, XXX, R-60-XXV, XXVI), подготовленные к изданию А.И. Григорьевым (1979) и Г.Ф. Журавлевым (1999). В этот же период А.А. Сидоровым (1966) были сформулированы представления о субширотных рудоконтролирующих разломах и субмеридиональных рудовмещающих зонах трещиноватости, а также выявлены ряд рудопрояв-лений золота и серебра, в том числе рудопроявления участка Сильного.

В 1971-1972 гг. с целью планомерного изучения Тамнеквуньского оловорудного узла (Ку-кенейский горст и его обрамление) одноименной геологосъемочной партией проводились работы масштаба 1:50 000 (Григоров С.А., 1973ф). В 1972 году поисковые работы на участке "Паковлад" (ныне Майское месторождение) позволили выявить аномальную золотоносность на площади около 2-х км2. В отдельных штуфных пробах из развалов кварц-антимонитовых и кварц-арсено-пиритовых брекчий были установлены повышенные содержания золота (от первых г/т до 98 г/т). Основными методами при проведении поисковых работ являлись маршрутные исследования, отбор штуфных проб и протолочек, шлиховое и копушное опробование. Наиболее эффективный метод, позволивший локализовать площадь будущего месторождения и оценить масштабы его оруденения, была литохимическая съемка по вторичным ореолам рассеяния (Григоров С.А., 1982).

Полученные данные послужили обоснованием постановки детальных поисковых и оценочных работ, которые были выполнены в 1973 году силами Майского ПГО Чаунской КГРЭ. Горные выработки с поверхности вскрыли промышленные рудные тела № 1 и 2, а их общая значительная протяженность была установлена по данным литохимической съемки вторичных ореолов рассеяния. В ходе работ была обоснована и подтверждена высокая прогнозная оценка запасов, что дало возможность продолжить их в будущем году.

По результатам поисково-оценочных работ в конце 1974 года было принято решение о начале предварительной разведки месторождения силами вновь организованной Майской геологоразведочной партии Чаунской КГРЭ с подсчетом запасов и составлением ТЭО временных кондиций.

В период 1974-79 гг. на площади Майского рудного узла и его флангов проводили геологическое изучение и поиски отряды Чаунской КГРЭ (СВТГУ) - Карась Л.П., Сутугин Г.Н. и другие (Григоров С.А., 1980ф). В 1974 - 1986 гг. помимо перечисленных работ проведены разномасштабные геофизические исследования.

Тематические исследования в рамках договорных работ велись на месторождении с 1974 г. В 1974-80 гг. изучением геохимических особенностей рудного узла занимались сотрудники ИМГРЭ - Морозов В.И. и Абрамсон Г.Я. под руководством доктора г.-м. наук Григоряна С.В.

В 1974-80 гг. Ольшевским В.М. (ЦКТЭ СВТГУ) изучались вопросы минералогии и геолого-структурных условий локализации золото-серебряного оруденения в пределах Майского рудного узла. Позднее, в 1975-78 гг. Андреевым Б.Н., Василенко В.Г., Ереминым Р.А. под руководством доктора г.-м. н. Сидорова А.П. и доктора г.-м. н. Бабкина П.В. проведены исследования по сходной тематике.

Для ускорения разведки 1 июля 1977 года приказом по СВТГУ была создана самостоятельная Майская геологоразведочная экспедиция, осуществляющая разведку месторождения и поиски в пределах одноименного золоторудного узла.

В 1976-80 гг. сотрудниками МГРИ, под руководством доктора г.-м. наук Каждана А.Б. и кандидата г.-м. наук Мельниковой К.М., Мессермана И.З. и др. специалистами изучались структурные особенности, морфология рудных тел, закономерности локализации оруденения и вопросы методики разведки. В те же годы Крутоус М.П. и Филиппов А.У. (ЦКТЭ СВТГУ) исследовали метаморфизм и метасоматоз в пределах Майского месторождения и всего рудного узла.

Сотрудники ЦНИГРИ - Новожилов Ю.И., Батрак В.И. в 1979-80 гг. принимали участие в геолого-структурных исследованиях и подсчете запасов. Технологические исследования были выполнены в ряде институтов страны (Григорова С.А., 1980ф).

Работы 1981-86 гг. согласно рекомендациям ГКЗ СССР, были направлены на изучение Западного и Восточного блоков, глубоких горизонтов и флангов месторождения. В результате их удалось получить прирост запасов по категориям Ci и С2, уточнить геолого-структурную позицию тектонических блоков и отдельных рудных тел. В Восточном блоке был выявлен и разведан ряд промышленных рудных тел. На Южном и Северном флангах месторождения проводились поисково-оценочные работы, которые показали, что при переходе в неблагоприятные песчанистые толщи к северу и югу от центральной части, интенсивность оруденения постепенно падает.

После завершения детальных разведочных работ в 1986 году исследования месторождения носили эпизодический характер и касались вопросов совершенствования технологии переработки руд (Голенев В.Б., 2002ф).

В 2004 г. компания Highland Gold приобрела на открытом аукционе лицензию для разведки и дальнейшей добычи золота и попутных компонентов на Майском месторождении. В период 2005 по 2008 гг. на нем была построена инфраструктура, включая подъездную дорогу и жилой поселок.

В 2009 г. компания АО «Полиметалл» выкупила у компании Highland Gold этот лицензионный участок на добычу золота и попутных компонентов, геологическое изучение его флангов и глубоких горизонтов. Недропользователем является ООО «ЗК «Майское», которое принадлежит дочернему предприятию холдинга АО «Полиметалл».

Отработка месторождения начата в декабре 2012 г., в марте 2013 г. была запущена Золо-тоизвлекательная фабрика по получению золотосодержащего концентрата и в октябре того же года переработана первая тонна золота. По проекту разработки Майского месторождения часть концентрата перерабатывается на Амурском ГМК, а часть отправляется морским транспортом в Китай.

В 2012 - 2015 гг. автор работал на Майском месторождении сначала в должности горнорабочего на геологических работах, мастером рудного склада, а затем и участковым геологом на подземных горных работах. В этот период соискателем был собран фактический материал, послуживший основой для написания данной диссертационной работы.

Список литературы диссертационного исследования кандидат наук Артемьев Дмитрий Сергеевич, 2026 год

/ / / /

+ +

.4

-5

2

Рисунок 2.21 - Схематический геолого-геофизический субширотный разрез через центральную часть Майского рудного узла

по С.А. Григорову (1980ф)

1 - мезозойские терригенные отложения; 2 - позднемезозойские граниты; 3 - участки сульфидизированных пород; 4 - граница Майского рудного узла; 5 - разрывные нарушения установленные: а - по горизонтальным градиентам силы тяжести, б - по изменчивости поля силы тяжести при разных радиусах осреднения; 6 - график локальных аномалий поля силы тяжести после осреднения с Rоср. = 22 км; 7 - график ДТа; 8 -графики осредненных значений поля силы тяжести: а - Rоср. = 22 км, б - К^ср. = 2,8 км; 9 - месторождение Майское.

2.4 Тектоническое строение

В обобщенном виде структура Майского месторождения представляется в виде дислоцированной брахиантиклинали площадью около 6 км2, которая осложнена майским горстовым выступом. Шарнир брахиантиклинали имеет северо-восточную ориентировку, азимут простирания 30-35° с погружением на юг, углы падения пород на крыльях 30-55°. Осадочные породы осложнены мелкой складчатостью разных порядков, наиболее интенсивной в центральной и северовосточной частях.

Разрывная тектоника проявлена многочисленными трещинами северо-восточного, северозападного, субширотного и субмеридионального направлений. Более древняя - диагональная система разрывов, очевидно синхронна с пликативными дислокациями. Субмеридиональная - связана с тектоно-магматической активизацией территории в мезозойское время и привела к блоковым подвижкам, внедрению субвулканических даек и к возникновению оруденения.

В пределах рудного поля по геофизическим и геологическим данным выделяются три тектонических блока: Западный, Центральный и Восточный. Между собой они разделены крупными разрывными структурами преимущественно субмеридионального простирания, по которым контактируют различные свиты осадочных пород (Рисунок 2.22). Для меридионального разлома, разграничивающего Западный и Центральный блоки, установлена амплитуда взбросовых смеще-

Номера блоков: 1- центральный

--2- западный

3- восточный

Рисунок 2.22 - Структурно-тектоническая схема Майского рудного поля

по С.А. Григорову (1980ф)

В ядре брахиантиклинали обнажаются наиболее древние, в структуре рудного поля, породы кэвеемской свиты (Рисунок 2.23), существенно алевролитового состава, слагающие Центральный тектонический блок. С запада он ограничен субмеридиональным разрывом, по которому контактируют кэвеемская и релькувеем-мелювеемская нерасчлененные свиты. С юга он ограничен широтным разломом, а восточная граница блока проходит по субмеридиональному разрыву, разделяющему кэвеемскую и ватапваамскую свиты. Площадь центрального блока, имеющего форму прямоугольника, - 2,5 км2, при ширине в 1000 м и протяженности 2500 м. В центральном блоке породы пластически деформированы до переориентировки их в субмеридиональном направлении, интенсивно рассланцованы в субмеридиональных секущих или субсогласных узких, линейных зонах смятия, вмещающих дайки и рудные тела.

Западный тектонический блок примыкает к центральному. На дневной поверхности он сложен кувеемкайской и релькувеем-млелювеемской свитами. С юга и севера ограничен широтными разломами. Его западная граница, являющаяся и границей рудного поля, проходит по северо-восточному фрагменту субмеридиональной разрывной структуры. Площадь блока составляет 4,2 км2. В его пределах сохранились относительно спокойные пликативные дислокации с преобладающим северо-восточным простиранием осадочных пород. Рудо- и магмовмещающие разрывные структуры субсогласны залеганию вмещающих пород. Прочие разрывные нарушения имеют подчиненное значение.

Восточный тектонический блок с юга и севера ограничен северо-восточными разрывами, с востока - северо-западным, площадь его составляет 3,9 км2. На дневной поверхности блок сложен песчанистыми толщами верхней части разреза триасовых осадков. В его пределах фиксируются различные структурные направления, преобладают складки и разрывные нарушения северо-восточного простирания. Местами широко развиты меридиональные и широтные разрывы, а далее к востоку - северо-западные. Это придает «мозаичный» облик структуре Восточного блока. Дайки и рудные тела тяготеют к северо-восточным, реже к субмеридиональным трещинам.

Рисунок 2.23 - Геолого-структурный разрез Майского рудного поля по С.А. Григорову (1980ф)

Верхний триас: 1 - переслаивающиеся песчаники и алевролиты кувеемкайской свиты; 2 - переслаивающиеся песчаники и алевролиты рель-кувеемской и млелювеемской свит; 3 - разнозернистые песчаники ватапваамской свиты, верхней подсвиты; Средний (?) триас: 4 - разнозер-нистые песчаники ватапваамской свиты, нижней подсвиты; 5 - алевролиты кэвеемской свиты; 6 - гранодиориты и гранит-порфиры; 7 - рио-лит-порфиры; 8 - лампрофиры; 9 - рудные тела, выходящие на поверхность (1), слепые (2); 10 - разломы установленные (1) и предполагаемые (2); 11 - геологические границы установленные (1) и предполагаемые (2).

2.5 Характеристика рудных тел

Рудные тела на основании геохимического опробования по вторичным ореолам рассеяния объединяются в восемь субмеридиональных рудных зон (Рисунок 2.24) шириной от 100 до 300 м и протяженностью от 300 до 3500 м (Волков А.В. и др., 2006). Продуктивные зоны разделены безрудными интервалами, имеющими сопоставимые размеры. В Центральном блоке находятся основные, наиболее крупные и выдержанные по мощности и падению промышленные рудные тела месторождения. Большинство из них имеют выход на дневную поверхность и заметно эро-дированны. Многие рудные тела расположены вдоль даек, занимая их экзоконтактовые зоны, при этом содержание золота в оруденелой дайке на порядок ниже, чем в осадочных породах. При пересечении рудными телами даек мощность первых резко сокращается, появляются сравнительно бедные прожилково-вкрапленные руды.

Все рудные тела месторождения приурочены к субмеридиональным, крутым северо-восточным разрывным структурам, субсогласным с генеральным направлением складчатости, которое имеет восточное падение. По условиям залегания выделяются крутые рудные тела с падением 65-85° (р.т. №1, 3, 23, 30) несогласные с залеганием даек и пологие (45-60°) - согласные (р.т. № 2, 31, 33, 24, 40, 41, 34, 2а) залеганию дайкового комплекса. Крутопадающие рудные тела расположены в центральном тектоническом блоке, пологие, в большинстве случаев, причленя-ются к крутопадающим, а также развиваются самостоятельно.

Рудные тела Майского месторождения представлены сульфидизированными линейными зонами дробления и смятия, имеют субмеридиональное простирание. Они размещены в виде системы субпараллельных тел в полосе широтного направления протяженностью до 3,5 км и ограничены с севера и юга разломами широтного простирания. Установлено более 30 рудных тел, преобладающая часть которых не выходит на дневную поверхность. Контакты рудных тел нечеткие из-за развития оруденения по мелким оперяющим трещинам и зонам кливажа во вмещающих породах.

Рудные тела сложены интенсивно дислоцированными (перемятыми и раздробленными) минерализованными породами: алевролитами, глинистыми сланцами, мелкозернистыми песчаниками, реже гранит-порфирами, содержащими до 6-10% тонкокристаллических вкрапленных сульфидов (пирита, пирротина, арсенопирита, антимонита). Нередко встречаются катакластиче-ские структуры, линейные брекчии, представленные осадочными, магматическими породами, сцементированные сульфидами и кварцем. В целом на месторождении средняя мощность рудных тел составляет порядка 2 м, при средних содержаниях золота - 12 г/т, сурьмы - 0,25%, углеродистого вещества - 0,5%, мышьяка - 1%, серебра 3 г/т. Основная масса золота (более 90 %) представлена тонкодисперсными выделениями, связанными с арсенопиритом, мышьяковистым пиритом и пирротином (Сидоров А.А. и др., 1998, 20001,3, 2002). Григоров С.А. (1980ф) отмечает

значимую положительную корреляционную связь между золотом и мышьяком, равную 0,85. Кроме того, в зонах дробления первичных кварцевых жил встречается участки с самородным золотом. Золото высокопробное (от 920 до 980%о) образующее сплошные массы, цементирующие обломки кварца.

по Волкову А.В. и др. (2006)

2.5.1 Особенности строения и вертикальной зональности рудных тел №1 и 2

В разделе рассмотрено строение рудных тел №1 и 2 Майского месторождения в интервале абсолютных отметок +194 - +80, которые были доступны для изучения в период работы автора на месторождении. Они являются наиболее детально разведанными и хорошо изученными и сумме дают 99% добычи золотой руды на данный момент. В них сосредоточены основные легко доступные и экономически наиболее эффективные для отработки запасы золота (Артемьев Д.С., 20152).

Рудное тело № 1 приурочено к крутопадающей рудолокализующей структуре и является наиболее крупным и богатым телом Майского месторождения (Артемьев Д.С., 20161). По простиранию оно прослежено на 1100 м, по падению размах оруденения составляет 600 м. Углы падения рудного тела меняются от 60-70о на нижних горизонтах, до 85о на верхних, простирание субмеридиональное с азимутом от 345о до 5о (Рисунок 2.25). Мощность меняется в широких пределах: от 0,5 м на флангах до 18,9 м в раздувах, средние значения составляют 3 м, при этом мощность рудного тела плавно уменьшается на глубоких горизонтах.

Вмещающие породы представлены березитизированными аргиллитами, глинистыми сланцами, редко песчаниками. Породы смяты в опрокинутые брахискладки, часто сильно трещиноватые с плитчатой отдельностью. Углы падения крыльев складок изменяются от 60о на верхних горизонтах и постепенно выполаживаются до 20о на горизонте +80. Новообразованные минералы представлены кварцем, прожилками каолинита, серицита и тонкой вкрапленностью пирита. Для вмещающих алевролитов на верхних горизонтах характерно наличие межслоевых трещин, выполненных глинкой трения, с глубиной количество которых уменьшается.

Рудное тело №1 представлено минерализованной зоной дробления, смятия и рассланцева-ния черных березитизированных алевролитов и сланцев (Рисунок 2.26). Размеры дробленых обломков не превышают 1 см, часто встречаются мощные зоны (0,5 - 2 м) сложенные глинкой трения. Редко на нижних горизонтах в составе рудного тела встречаются слабоминерализованные мелко- среднезернистые песчаники серого цвета, мощностью от первых десятков сантиметров до 1,5 м на горизонте +80 (Рисунок 2.25). Тела песчаников секут безрудные кварцевые жилы, ориентированные перпендикулярно падению, имеющие мощность до 10 см. Визуально песчаники содержат убогую рудную минерализацию в виде пирита и по данным бороздового опробования содержания золота в них составляет ниже бортового. За счет появления тел песчаников сокращается мощность рудного тела на нижних горизонтах и падает среднее содержание полезного компонента (с 10-15 г/т до 3-5 г/т).

Границы рудных тел в большинстве случаев визуально трудно различимы и устанавливаются аналитически, с помощью бороздового опробования. Лежачий контакт представлен трещиной закрытого типа, выполненной глинкой трения и жильной минерализацией в виде кварца, ка-

Гипсометрические отметки, м

Рудное тело №1

'' и Ц/-

-Ч.и I V /

: ■: ; ^ « /" /

. ¡«¡у I у \ , /

\ 1 .; * ..Л- *

. 1

, Л Г .], , /а

+ 140 -

+80

Рудное тело №2

"Т—г

\

\~MM\V

"Я ¿.л.-

V/ V

и>

N

ЧхЛ

.■ / к

I

■ч

\ \ ^ '

Рисунок 2.25 - Схемы строения рудных тел Майского месторождения (подписи к условным

обозначениям приведены на стр. 79)

1 - сильнопроявленные (15-50 % новообразований) серицит-анкеритовые березиты по алевролитам; 2 - сильнопроявленные серицит-анкеритовые березиты по песчаникам; 3 - полнопроявлен-ные (более 50 % новообразований) березиты; 4 - березитизированные и оруденелые дайки гра-нит-порфиров; 5 - кварцевые жилы (а) и прожилки (б); 6 - кварц-антимонитовые жилы (а) и прожилки (б) с самородным золотом; 7 - вкрапления зерен пирита; 8 - примазки каолинита; 9 -глинка трения; 10 - зоны дробленых пород; 11 - трещины, выполненные кварцем, каолинитом, пиритом (а), глинкой трения (б).

олинита и пирита. Висячий контакт представлен зоной дробления, размеры обломков варьируют от 0,5 до 10 см и сцементированы материалом вмещающих пород меньшего размера, каолинитом и реже кварцем (Рисунок 2.26). По данным бороздового опробования такие зоны имеют содержания золота ниже бортового (0,1-2,0 г/т).

Рисунок 2.26 - Рудное тело №1 в подземных горных выработках с основными структурными

элементами

а - забой рудного тела №1, горизонт + 80; б - забой рудного тела №1, горизонт + 100; в -кровля рудного тела №1, горизонт + 140.

Минеральный состав рудного тела довольно разнообразный, визуально новообразованные жильные минералы представлены кварцем и каолинитом (Рейоу О^. et а1., 2016), которые выполняют согласные падению рудного тела жилы мощностью 10 см, редко достигая 40 см и разнонаправленные тонкие прожилки, цементирующие обломки пород. Отмечается тенденция к увеличению доли жильного кварца с глубиной, на горизонте + 80 возрастает количество таких

жил и их мощность. По результатам рентгенофазового анализа установлено, что белый глинистый минерал представлен не только каолинитом, но и диккитом, монтмориллонитом, реже ил-литом. Судя по рентгенометрическим данным (Рисунок 2.27), диккит является основным минералом, остальные выполняют роль примесей. Под микроскопом диагностируются серицит и гидросерицит, железистый карбонат, редко прожилки хлорита и единичные кристаллы турмалина. Межзерновое пространство часто заполняет тонкодисперсное углистое вещество, по данным опробования содержание общего углерода варьирует от 1 до 2,4%, достигая 4%.

I, имп/с 3.5738

4600

4140

3680

3220

2760

2300

1840

1380

920

460

20*

Рудная минерализация представлена в основном пиритом и тонкоигольчатым арсенопи-ритом, с которым связано тонкодисперсное золото (Волков А.В. и др., 2007; Артемьев Д.С., 20151). Пирит образует тонкую вкрапленность в рудах; выполняет как самостоятельные прожилки, так и кварц-пиритовые. Арсенопирит представлен вытянутыми тонкоигольчатыми агрегатами, которые в срастаниях часто образуют радиально-лучистые скопления, размеры индивидов редко превышают 1 мм. На горизонте +110 встречена жила, падающая под углом 40о и имеющая мощность до 10 см (Рисунки 2.28 г и 2.29), которую пересекает крутопадающая зона дробления, вмещающая золото-сульфидное оруденение продуктивной стадии. В ее составе преобладают встречающиеся в подчиненном количестве на Майском месторождении рудные минералы: сфалерит, галенит и халькопирит. Учитывая структурно-текстурные взаимоотношения с тонкодисперсным оруденением, полиметаллическая минеральная ассоциация имеет более ранний возраст образования.

Для рудного тела №1 характерно наличие рудных столбов. Они занимают секущее положение по отношению к тонкодисперсным рудам, имеют крутое западное падение (до 90о) на горизонте +194, к горизонту +185 падение меняется на восточное (Рисунок 2.25), а к горизонту +100 выполаживается до 65о. Бонанцевые руды представлены серией сближенных кварц-антимо-

нитовых жил, мощностью от 5 до 50 см (Рисунок 2.26а) с вкраплениями крупного видимого золота, размеры золотин составляют 1-3 мм (Рисунок 2.28 а, б). Рудные столбы включают брекчию вмещающих пород и арсенопиритовых руд, сцементированных кварцем. На горизонте +177 отмечается наличие самородной серы. Бонанцевые руды с глубиной имеют тенденцию к уменьшению мощности, кварц-антимонитовые жилы превращаются в тонкие прожилки. На горизонте +80 видимое золото почти не встречается (Артемьев Д.С. и др., 2016з).

Рисунок 2. 28 - Руды Майского месторождения а - кварц-антимонитовая жила с самородным золотом (Ли); б - кварцевая жила ^7-ует)

с самородным золотом (Ли) по зальбандам; в - выделения самородной серы на кристаллах

кварца в полостях выполнения; г - сульфидная жила кварц-пирит-халькопирит-галенит-сфалери-тового состава; д - полнопроявленные березиты рудного тела №2; е - выделения халцедона (^а1) и каолинита (К1п) в открытых полостях.

Рисунок 2.29 - Схематичное изображение рудных забоев. Сверху горизонт +110, снизу +185

1 - углеродистые березиты по алевролитам; 2 - углеродистые березиты по песчаникам; 3 - глинка трения; 4 - зоны трещиноватости; 5 - кварцевые жилы; 6 - полиметаллическая минеральная ассоциация; 7 - пирит-арсенопиритовая минеральная ассоциация; 8 - кварц-антимонитовая минеральная ассоциация; 9 - а) пирит, б) арсенопирит; 10 - а) галенит, б) халькопирит, в) сфалерит; 11 -а) антимонит, б) прожилки антимонита; 12 - видимое золото; 13 - трещины скалывания.

Основные текстуры руд прожилковые, микропрожилковые, прожилково-вкрапленные, брекчиевые и брекчиевидные.

По структурно-текстурным и вещественным характеристикам, установленным автором во время работы на месторождении и при интерпретации аналитических данных, порядок образования рудных минеральных ассоциаций имеет следующий вид: сначала сформировалась полиметаллическая ассоциация, не содержащая золота; затем пирит-арсенопиритовая с тонкодисперсным золотом, включающая основной объем оруденения; на заключительном этапе кварц-анти-монитовая с самородным золотом.

Рудное тело № 2 расположено в лежачем боку дайки гранит-порфиров, приурочено к субмеридиональной сколовой трещине восточного падения. По простиранию прослежено на 600 м, вертикальный размах составляет 680 м. Угол падения рудного тела на горизонте +200 составляет в среднем 65о, выполаживается к горизонту +80 до 45о. Азимут простирания меняется от 350о до 0о. Мощность тела меняется от 0,5 до 9,5 м, в среднем составляет 2,5 м и с глубиной постепенно уменьшается.

Рудное тело представлено минерализованной зоной дробления светло-бежевых березитов (Рисунок 2.28 д), реже интенсивно березитизированными дайками гранит-порфиров, доля которых в структуре рудного тела увеличивается с глубиной (Рейт □.V. et а1., 2016). Главным отличием от рудного тела № 1 является почти полное отсутствие углистого вещества во вмещающих породах и рудах на верхних горизонтах, среднее содержание углерода по данным опробования составляет 0,1%. С глубиной уменьшается степень метасоматического изменения руд, вместо светло-бежевых березитов появляются темно-серые и черные прослои березитизированных алевролитов, в которых увеличивается доля углистого вещества (Рисунок 2.25). Контакты рудного тела визуально диагностируются довольно проблематично, лежачий бок обычно представлен зоной крупного дробления, размеры обломков варьируют от 0,5 до 10 см и сцементированы тонкими прожилками каолинита и кварца. Висячий контакт обычно ограничен зеркалом скольжения и трещиноватыми крупно блочными вмещающими березитами.

Минеральный состав разнообразный, визуально новообразованные минералы представлены кварцем, каолином и на верхних горизонтах халцедоном. Кварц выполняет как жилы, согласные падению рудного тела, мощностью 10-30 см, так и микропрожилки, иногда образующие плотный цемент, за счет которого породы рудного тела становятся очень плотными и весьма абразивными. Такая тенденция весьма характерна для нижних горизонтов. Редко встречаются полости, маленькие жеодки, заполненные скелетными кристаллами кварца и кварцевые брекчии. Белые глинистые минералы, образующие тонкие прожилки и примазки, как и в рудном теле № 1 в основном представлены диккитом, в подчиненном количестве каолинитом, монтмориллонитом и иллитом. Халцедон характерен для горизонтов +300 - +200, кристаллизуется в открытых полостях с каолинитом (Рисунок 2.28 е). Под микроскопом диагностируются серицит, гидросерицит и железистый карбонат.

Рудная минерализация представлена в основном пиритом, и тонкоигольчатым арсенопи-ритом, с которым связано тонкодисперсное золото, на верхних горизонтах встречается марказит (Артемьев Д.С. и др., 2015э). Пирит образует тонкую вкрапленность в рудах, иногда выполняет мономинеральные прожилки мощностью до 5 см. Арсенопирит представлен вытянутыми тонкоигольчатыми кристаллами, в срастаниях часто образует лучистые агрегаты. Глубже горизонта +140 встречаются тонкие кварц-антимонитовые прожилки 1-5 см, выполняющие открытые полости.

Вмещающие породы представлены светло-бежевыми березитами с крупноблочной отдельностью, размеры блоков составляют от 0,1 до 1,5 м (Рисунок 2.30). Новообразованные минералы представлены кварцем, халцедоном, серицитом, прожилками каолина и тонкой вкрапленностью пирита. Ниже горизонта +100 породы приобретают более темные тона, увеличивается количество углерода, появляются черные березитизированные алевролиты и глинистые сланцы с тонкоплитчатой отдельностью.

Рисунок 2.30 - Рудное тело №2 с основными структурными элементами

2.5.2 Факторы контроля оруденения

Среди главнейших факторов, определяющих условия залегания и морфологию рудных тел на Майском месторождении, имеют практическое значение структурные и литологические. Эти факторы в зависимости от масштаба влияния могут быть подразделены на общие и локальные.

Общие структурные факторы определяют ориентировку рудных зон и рудных тел в тектонических блоках рудного поля (Рисунок 2.22 в параграфе 2.4).

В центральном поднятом блоке, где широко проявлены пластические деформации осадочных пород, обусловившие генеральную субмеридиональную ориентировку слоистости, рудные тела имеют эту же ориентировку. В восточном и западном тектонических блоках, структура которых определяется пликативными дислокациями (северо-восточный и юго-западный фланги Майской антиклинали), рудные тела ориентированы в северо-восточном направлении (Рисунок 2.1 в параграфе 2.1). Влияние общего литологического фактора обусловлено петрографическим составом рудовмещающей среды. В существенно алевролитовой толще формируются рудные тела с прямолинейными четкими контактами, выдержанные по всем параметрам. В песчаниковой среде формируются резко изменчивые незначительные по размерам рудные тела, сопровождаемые контрастными изометричными ореолами рассеяния металлов.

Локальные структурно-литологические факторы обуславливают изменчивость пространственных параметров рудных тел (мощность, азимут простирания, угол падения) и вариации распределения полезных компонентов и вредных примесей. Они, с одной стороны, связаны с элементами внутреннего строения слоистой толщи, с другой - разрывными структурами различных направлений.

Наиболее благоприятными для формирования, выдержанного по всем параметрам, оруденения являются участки смятия и рассланцевания пород, открытые трещины и жилы выполнения. Подобные структуры, вмещающие оруденение, характерны не только для Майского месторождения (Рундквист Д.В., 1957, 1963). В интервалах с сохранившимся поперечным напластованием и трещиноватостью отмечается падение мощности, усложнение характера контактов рудных тел, резкие изгибы простирания и падения, снижение концентраций металлов.

Таким образом, одним из структурных факторов, определяющих условия залегания и морфологию рудных тел в Центральном блоке, является пространственное соотношения субмеридиональных рудовмещающих структур и поперечных дорудных разрывов и пликативных дислокаций.

В зависимости от пространственного положения поперечные структуры по-разному воздействуют на морфологию рудных тел и пространственное распределение рудных компонентов. С субширотными структурами связаны максимальные проявления дифференциации содержаний

в локальных участках. Северо-западные и северо-восточные больше влияют на усложнение морфологии рудных тел.

Восточный тектонический блок с поверхности сложен существенно песчаниковыми слож-нодислоцированными породами, что отрицательно сказывается на формировании выдержанного промышленного оруденения. Например, рудное тело № 8 имеет резко изменчивые параметры, геологические границы практически отсутствуют.

В целом структурно-литологические факторы в пределах изученной части восточного тектонического блока не благоприятны для формирования значительных по масштабам промышленных рудных тел.

Западный тектонический блок с поверхности изучен по редкой сети магистральных канав и в серии разведочных скважин. Эти данные и фрагменты геологического строения, видимые на аэрофотоснимках, позволяют предполагать относительно пологое залегание осадочных пород, смятых в линейные складки северо-восточного простирания (Григоров С.А. и др., 1980ф).

Рудные тела северо-восточного простирания ориентированы согласно напластованию вмещающих пород. Рудоконтролирующие факторы здесь остаются прежние, их сочетание благоприятно для формирования крупных рудных тел.

Еще одним важным фактором контроля золотого оруденения на Майском месторождении является структурно-магматический. Из анализа параграфа 2.4 следует, что рудные тела и дайки среднего и кислого составов в пределах Центрального блока имеют одинаковое субмеридиональное простирание, крутое восточное падение, локализуются в тектонически ослабленных структурах - зонах дробления, рассланцевания и трещиноватости. Автором и предшественниками (Бортников Н.С. и др., 2004; Волков А.В. и др., 2006) отмечается тесная связь жильного магматизма и золотого оруденения. Подобная связь отмечена для других золоторудных и оловорудных объектов Чукотки (Лугов С.Ф., 19592, 1962; Шило Н.А. и др., 1988). Дайки кислого состава повсеместно сопровождают рудные тела в пределах рудного поля - основной объем оруденения Майского месторождения (рудные тела № 1, 2, 3, 13, 23, 34) заключен в лежачих боках мощных серий магматических тел гранит-порфиров и гранодиорит-порфиров (Рисунки 2.1 и 2.23). Расстояние от жильных образований до рудных тел оценивается в первые десятки метров, уменьшаясь в сторону дневной поверхности. В случае с рудными телами № 1, 2 и 23, промышленное оруденение пересекает дайки гранит-порфиров на горизонтах +250 и +150, тем самым образуя зоны дробления в магматических образованиях, а также ореолы с промышленным содержанием золота. В редких случаях эти участки рудных тел принимают статус «рудных столбов» с аномально высокими содержаниями полезного компонента, иногда с выделениями самородного видимого золота. Внедрение даек происходило по трещинам субмеридионального простирания в терригенных породах, и после застывания магматического расплава остаточный рудоносный

флюид поднимался по той же системе трещин. Дайки, в свою очередь, играют роль флюидоупора удерживают гидротермальные растворы в их лежачих боках и тем самым способствуют концентрации рудного вещества. Таким образом, дайки среднего и кислого составов могут выступать в роли структурного фактора, контролирующего оруденение майского типа.

Анализ геологического строения, истории геологического развития, а также петро-графо-геохимические и морфоструктурные особенности вмещающих пород и руд Майского рудного поля позволяют сформулировать первое защищаемое положение.

Первое защищаемое положение

Основные рудные тела Майского месторождения локализованы в пределах центрального тектонического блока, в строении которого преобладают углеродистые алевро-литы кэвеемской свиты среднего триаса, геохимически специализированные на золото и его элементы-спутники. Вмещающие породы пронизаны серией даек различного состава возрастом 108 млн лет, в лежачих боках которых сконцентрирован основной объем золотого ору-денения.

ГЛАВА 3. ГИДРОТЕРМАЛЬНО-МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ

И ИХ РУДОНОСНОСТЬ

При микроскопических исследованиях пород и руд Майского рудного поля автором уделялось большое внимание комплексному изучению вещественных производных гидротер-мально-метасоматических процессов. Эти процессы играют важнейшую роль для многократного перераспределения (привнос-вынос) благородных, редких, рассеянных и радиоактивных элементов. В конечном итоге образуются концентрации полезных компонентов в земной коре в объемах, достаточных для их промышленного освоения (Жариков В.А., 1998).

Большинство рудных объектов проходят длительный путь развития с многократным проявлением в едином объеме породы рудоподготовительных и рудоформирующих процессов. Львиная доля золоторудных месторождений своим появлением обязана гидротермально-метасо-матической деятельности, которая является основным рудоформирующим процессом, в конечном итоге образует метасоматическую, и в более широком плане, металлогеническую зональность (Коржинский Д.С., 1969).

Гидротермальные-метасоматические изменения вмещающих пород имеют различную степень проявленности в зависимости от расположения относительно осевой части рудного тела. На дальних подступах к рудному телу изменения носят тонковкрапленный характер и не различимы невооруженным глазом. По мере приближения к рудному телу количество новообразованных минералов увеличивается, изменяются характерные минеральные парагенезисы. В связи с этим, очень важное значение имеет фиксация гидротермально-метасоматических изменений при самой слабой степени их проявленности, которые в конечном итоге могут привести к обнаружению промышленных скоплений полезных компонентов (Омельяненко Б.И., 1978).

В главе представлена минералого-петрографическая и геохимическая характеристика вмещающих пород и гидротермально-метасоматических изменений Майского рудного поля. Для установления и диагностики различных по степени проявленности гидротермально-метасомати-ческих изменений использовалась современная единая методика, разработанная Е. В. Плющевым с соавторами (Плющев Е.В. и др., 1981, 1985, 2012). Методика заключается в структурно-вещественной фиксации на микроскопическом уровне всех минеральных парагенезисов измененных пород, а также их геохимических особенностей.

Для изучения пород и руд Майского рудного поля автором выполнен комплекс петро-графо-геохимических, изотопных и термобарогеохимических исследований по изучению гидро-термально-метасоматических образований. За период работы над диссертацией изучено 180 шлифов (в проходящем свете), 39 аншлифов (в отраженном свете). Выполнено 180 определений химического состава пород и руд, по 3 пробам определен изотопный состав серы, изучен флюидный

режим формирования рудоносных гидротермально-метасоматических образований на основе исследования газово-жидких включений (по 5 образцам). В итоге выделены два типа рудоносных березитов: углеродсодержащие и гидросерицитовые.

3.1 Березиты

Оруденение Майского рудного поля ассоциирует с гидротермально-метасоматическими образованиями (Артемьев Д.С., 20162). В процессе работы автором выделены две фациальные разновидности рудоносных березитов (Таблица 7): В1 - углеродсодержащие, характерные для первой рудной зоны и В2 - гидросерицитовые, закартированные во второй рудной зоне. Для обоих типов березитов первичным субстратом являлись алевролиты и песчаники кэвеемской свиты с высоким содержанием углерода. На рисунке 3.1 показаны ореолы распространения различных типов гидротермально-метасоматических образований в пределах Майского рудного поля.

Рисунок 3.1 - Схема геологического строения Майского рудного поля по А.В. Волкову (2001), с дополнениями автора Средний (?) триас: 1 - алевролиты кэвеемской свиты; 2 - разнозернистые песчаники ватапваам-ской свиты, нижней подсвиты; Верхний триас: 3 - разнозернистые песчаники ватапваамской

свиты, верхней подсвиты; 4 - переслаивающиеся песчаники и алевролиты релькувеемской и мле-лювеемской свит; 5 - переслаивающиеся песчаники и алевролиты кувеемкайской свиты; 6 - гра-нодиориты и гранит-порфиры; 7 - аплиты; 8 - лампрофиры; 9 - риолит-порфиры; 10 - разломы установленные (а) и предполагаемые (б); 11 - рудные тела, выходящие на поверхность (а), слепые (б); 12 - геологические границы; 13 - ореол развития углеродсодержащих березитов; 14 - ореол развития гидросерицитовых березитов; 15 - ореол развития пропилитов.

Таблица 7 - Фациальные разновидности березитов Майского месторождения

Гидротермально-метасо-матическая ассоциация Гидротермально-мета-соматическая фация Минеральный состав фаций

Березиты В1 - углеродсодержащие (Qz+Cb+Ser+УВ+Py) +\- (№ег+Ару)

В2 - гидросерицитовые (Qz+Hser+Cb+Ser+Py) +\-(СЫ+Ару+К1п)

Примечание: здесь и далее расшифровка сокращений приведена в конце диссертации

3.1.1 Углеродсодержащие березиты

Макроскопически углеродсодержащие березиты (Рисунок 3.2) почти не отличаются от первичных глинистых сланцев, алевролитов и песчаников. В большинстве случаев это массивные темно-серые, черные породы алевро-пелитовой структуры со следами трещиноватости и рас-сланцевания. Цвет березитов В1 обусловлен высоким содержанием углерода, от 0,5 до 9%, в среднем 1,8%, в том числе органического (Толканов О.А., 2019). Причем, по данным инфракрасной спектроскопии, на долю последнего приходится в среднем 60%. Зачастую невооруженным глазом незаметны признаки гидротермально-метасоматического изменения, которые ближе к стержневой части рудных тел проявляются в виде тонких кварцевых прожилков с карбонатом, каолинитом и сульфидами. Углеродсодержащие березиты являются наиболее продуктивными, основной объем золотого оруденения связан именно с этой фацией метасоматитов.

При микроскопической диагностике выделяются следующие гидротермально-метасома-тические изменения вмещающих пород (Рисунок 3.2): для кварца характерно присутствие как минимум трех генераций. Первая генерация - реликтовые зерна изометричной, округлой формы, реже вытянутые, уплощённые со следами бластеза - направленной деформации и волнистым погасанием, размеры от 0,1 до 0,8 мм, редко достигают по длинной оси 1,5 мм. Серицит и гидросерицит корродируют зерна кварца, образуя каймы обрастания. В некоторых случаях индивиды замещены полностью. Встречаются структуры волочения агрегатов кварца. Вторая генерация -это новообразованные зерна, тяготеющие к центральным частям рудных зон и образующие тонкие прожилки кварц-анкеритового, кварц-слюдистого состава с сульфидами (пиритом и арсено-пиритом). Форма выделения изометричная, чаще округлая с зазубренными границами. Редко зерна подвержены слабому замещению серицитом и гидросерицитом, встречаются сдвойнико-ванные агрегаты, размеры индивидов изменяются от 0,05 до 0,5 мм. Описанная генерация кварца

Рост интенсивности березитовых новообразований I

5-15% I 15-50%

р^йМНГ >

■

Рисунок 3.2 - Углеродсодержащие березиты А) исходные углисто-глинистые алевропесчаники (зона 0). Мин. состав: кварц, плагиоклаз, КПШ, биотит, мусковит, углистое вещество. Б) сла-бопроявленные серицитовые березиты по песчаникам (зона 1). Мин. состав: кварц, биотит, мусковит, гидросерицит, серицит, углистое вещество +\- карбонат, турмалин. В) сильнопроявленные карбонатные березиты по алевролитам (зона 4). Мин. состав: кварц, гидросерицит, карбонат (анкерит), серицит, углистое вещество, пирит +\-мусковит, турмалин. Г) полнопроявленные кварцевые и рудные березиты (зона 5). Мин. состав: кварц, сульфиды (пирит, арсенопирит), карбонат, +/- серицит, гидросерицит.

ассоциируется с основной продуктивной стадией формирования арсенопирит-пирит-золоторуд-ной минерализации, в которой золото находится в тонкодисперсной форме и связано с арсенопи-ритом. Третья генерация кварца распространена в жилах, открытых полостях, зонах дробления и брекчирования мощностью до первых сантиметров. Кварц представлен крупными иногда гиган-тозернистыми агрегатами, размером до 5-6 мм. Форма зерен изометричная, округлая, призматическая, часто встречаются идиоморфные выделения ромбического и пирамидального облика. Третья генерация кварца ассоциируется с завершающей стадией золотого оруденения, выраженная в формировании кварц-антимонитовой минеральной ассоциации с крупным видимым золотом.

Карбонаты во вмещающих породах представлены так же тремя генерациями, причем вторая и третья образуют параллельно слоистые структуры. Первая генерация представлена реликтовыми выделениями кальцита и доломита с характерной для них спайностью. Формы выделения чаще изометричные - округлые, таблитчатые зерна, реже встречаются ксеноморфные, угловатые, частично или полностью замещенные новообразованным карбонатом и слюдами. Встречаются структуры волочения агрегатов реликтового карбоната. Размеры в поперечнике от 0,01 до 0,15 мм. Вторая генерация представлена зернами разнообразной формы, которые зачастую имеют параллельно слоистую ориентировку агрегатов, предположительно указывающую на направление движения гидротермально-метасоматического флюида, либо вектор сжатия пород. Формы выделения имеют изометричный облик - это округлые, почковидные зерна с пилообразными краями, часты сферолитовые выделения. Частично кристаллы карбоната замещаются слюдами и сульфидами. Размеры в поперечнике колеблются от 0,01 до 0,1 мм. Зерна третьей генерации накладываются под острым углом на образования предыдущей генерации и образуют параллельно-слоистые цепочки разноориентированных идиоморфных кристаллов призматического и ромбического облика, а также зерен неправильной формы. Размеры индивидов от 0,02 до 0,1 мм. Рентгенофазовым анализом установлено, что карбонаты второй и третьей генерации представлены железистыми разностями - анкеритом и сидеритом. С помощью микрозондовых исследований (Рисунок 3.3) определен химический состав карбонатов, среди примесей выделяются оксид марганца и трехокись серы (Таблица 8).

Слюдистые минералы представлены серицитом и гидросерицитом. По взаимоотношениям агрегатов генерации выделить не удалось. Слюды в большинстве случаев замещают как реликтовые (кварц, мусковит), так и новообразованные (кварц 2 генерации, карбонат) минералы. Самые встречаемые формы выделения - лейсты, чешуйки, вытянутые пластинки, образуют веерообразные, радиально-лучистые скопления. В некоторых шлифах встречается параллельно слоистая ориентировка зерен. Размеры слюд колеблются от 0,01 до 0,2 мм.

Рисунок 3.3 - Полнопроявленные березиты, изображения в обратно-рассеянных электронах

(BSE)

а - шайба 1, минералы по номерам: 1 - пирит, 2 - сидерит; б - шайба 2, минералы по номерам: 1 - галеновисмутин; 2 - халькопирит; 3 - пирит; 4 - анкерит; 5 - сидерит.

Таблица 8 - Химический состав карбонатов Майского месторождения

Шайба 1

Минерал CaO FeO MgO MnO CO2 SO3 Сумма

Сидерит - 66,14 - - 30,83 3,03 100,0

Шайба 2

Анкерит 30,01 17,75 12,4 0,5 39,34 - 100,0

Сидерит 1,98 53,66 9,85 0,43 34,08 - 100,0

Хлорит и каолинит встречаются в единичных случаях, выполняют тонкие (до 0,05 мм) трещины отрыва, занимающие секущее положение относительно всех породообразующих минералов. Хлорит образует скопления мелких лейстов, чешуек и гексагональных зерен. Размер агрегатов менее 0,01 мм. Каолинит встречается в форме мелких червеобразных форм, пластинок и чешуек с размером агрегатов менее 0,01 мм. Причем по результатам рентгенофазового анализа установлено, что основная масса белого глинистого минерала относится к высокобарической разновидности каолинита - диккиту (Таблица 9, Рисунок 3.4). В подчиненном количестве встречаются монтмориллонит и иллит.

Углистое вещество (УВ) представлено аморфными непрозрачными выделениями, заполняющими межзерновое пространство. Микроскопические частицы УВ (размер <0,01 мм) образуют каемки вокруг породообразующих минералов, выполняя роль порового цемента. Иногда в зонах сильной трещиноватости и разуплотнения вмещающих пород УВ принимает вид базаль-ного цемента, образуя структуры течения, в котором «плавают» породообразующие минералы. По данным (Толканов О.А., 2019) и Майского рудника (инфракрасная спектроскопия) соотношение органического и карбонатного углерода составляет 60/40%, причем доля органического увеличивается ближе к рудным интервалам. По данным (Волков А.В. и др., 2006; Сидоров А.А. и др., 2001, 1999, 20001, 20002) выделяется два вида углистого вещества: аморфный углерод типа графит-антрацит и битумоиды типа антраксолита-керита. Н.С. Бортников с соавторами (2004) по

оптическим свойствам аморфные выделения относит к витриниту, а промежуточные разности между витринитом и графитом - к шунгиту.

Таблица 9 - Результаты рентгенофазового анализа белого глинистого агрегата

Проба Основные минералы Минералы - примеси

№1 Диккит

№2 Диккит Каолинит-монтмориллонит Кварц

№3 Кварц Мусковит Каолинит Сидерит Анкерит Пирит Плюмбоярозит PbFe6(SO4)4(OH)l2 Трипухит FeSb2O6 Валентинит Sb2Oз

№4 Кварц Мусковит Иллит Сидерит Анортоклаз (К,Ка)А^308 Пирит FeS2 Трипухит FeSb206 Плюмбоярозит PbFe6(SO4)4(OH)l2

Примечание: количественный анализ минерального выполнен с помощью порошковой дифрактометрии на приборе ДРОН-6 с программным обеспечением PDWin 4. Напряжение 35 кУ, сила тока 25 тА, ^-монохроматическое излучение.

а- проба №1; б - проба №2; в - проба №3; г - проба №4 Необходимо отметить наличие более поздних секущих трещин в березитах, выполненных двумя минеральными парагенезисами: 1 - хлорит, серицит и гидросерицит, отвечающий берези-товой формации; 2 - каолинит и кварц - отвечающий аргиллизитовой формации. Суммарная доля участия поздних ГМО во вмещающих породах не превышает 5%.

Акцессорные минералы представлены цирконом, рутилом, турмалином, крайне редко апатитом. Цирконы представлены чаще зернами идиоморфного облика - вытянутые призмы, по краям ограниченные пирамидами. Размеры по длинной оси достигают 0,2 мм. Рутил представлен

вытянутыми игольчатыми кристаллами, часто образующими в кварце радиально-лучистые скопления, размер в поперечнике менее 0,01 мм. Редко встречаются единичные зерна турмалина гипи-диоморфного облика. Кристаллы имеют форму призм, одна из вершин которой ограничена пирамидой, другая - представляет неровную границу. Очень редко встречается апатит в виде изо-метричных кристаллов размером до 0,05 мм.

По методике Е.В. Плющева и др. (1981, 1985, 2012) охарактеризованные гидротермально-метасоматические изменения вмещающих терригенных пород относятся к березитовой формации, образование которой обусловлено низкотемпературным (250-310°С), слабо кислотным (рН=4-5) гидротермальным раствором послемагматической стадии. Для березитовой формации обязательно наличие следующих новообразованных породообразующих минералов: кварц, серицит, гидросерицит, карбонаты, пирит, столь характерных для Майского месторождения. По степени изменения исходных пород и количеству новообразованных минералов ГМО разделены на: 1 - неизмененные породы, в которых количество новообразованных минералов составляет от 0 до 5%; 2 - слабопроявленные березиты - от 5 до 15%; 3 - сильнопроявленные березиты - от 15 до 50%; 4 - полнопроявленные березиты - более 50%.

По преобладанию устойчивых парагенезисов новообразованных породообразующих минералов выделено шесть фаций углеродсодержащих березитов, которые сменяют друг друга от периферии рудного тела к его центру и образуют метасоматическую колонку, характерную для первой рудной зоны. Типовая колонка для углеродсодержащих березитов по терригенно-осадоч-ным породам проиллюстрирована на рисунке 3.2 и имеет следующий вид:

А0 - Qzi+Pl+Afs+Bt+Ms +\- Ser Исходные алевропесчаники

А1 - Ser+Qzi+Bt+Ms+YB +\- Py+Cbi+Hser Внешняя зона серицитизации

А2 - Qz2+Cbi+Ser+YB+Py +\- Hser+Ms Промежуточная зона окварцевания

А3 - Cb2+Hser+Qz2+Py+YB +\- Ser+Tur Внутренняя зона карбонатизации

А4 - Qz2+Cb2+Py +\- Hser+Ser+YB Внутренняя кварц-карбонатная зона

А5 - Py+Apy+Qz2+3+\- Atm+Cb2+3+Hser+Ser+YB Центральная кварц-сульфидная зона

3.1.2 Гидросерицитовые березиты

Макроскопически гидросерицитовые березиты (Рисунок 3.5) выглядят осветленными породами, имеют бежевый или светло-серый цвет. По структурно-текстурным признакам в них распознаются первичные терригенно-осадочные. Окраска гидросерицитовых березитов обусловлена, в основном, низким содержанием или отсутствием углистого вещества в породах (содержание углерода от 0 до 1,2%, в среднем 0,2%), а также наложенным окварцеванием и серицити-зацией на весь объем вмещающих терригенно-осадочных пород. По данным инфракрасной спектроскопии, соотношение органического и карбонатного углерода составляет 10/90%.

Рост интенсивности березитовых новообразований

15-50%

более 50 %

ттшш-

ШШШт^

, у^.-. "-у ;>• -¡/Л

- - . у <* . г~ -

V»» .*» • ¡ч ■

* УЧ

• С**

л*-» ж » V- ■

* Г ^ 'V А • . 1

к Г * - .ч.

Iщш Щтщт

..«о с- . у А

^зЖгавад:? • --V •> / * % V Л * х

ВшШгИ

- ' - ' ,

, Г -

• 1 К. - ■ . -к * ! . • 1

,• - ■ : V'

' ■ ' ' *

• ; , л . • . ;___ ■

Рисунок 3.5 - Гидросерицитовые березиты А) слабопроявленные гидросерицитовые березиты по песчанику. Мин. состав: гидросерицит, кварц, серицит, каолинит +\- карбонат, хлорит, мусковит, пирит. Б) сильнопроявленные кварцевые березиты по песчанику. Мин. состав: кварц, гидросерицит, карбонат, каолинит +\- серицит, хлорит, пирит. В) полнопроявленные гидросерицит-карбонатные березиты по алевролиту. Мин. состав: гидросерицит, карбонат, кварц, каолинит, пирит +\- хлорит. Г) полнопроявленные кварцевые березиты по алевролиту. Мин. состав: кварц, гидросерицит, карбонат, каолинит, пирит +\- хлорит.

На микроскопическом уровне эти метасоматиты имеют сходный состав породообразующих минералов и сходные структурно-текстурные признаки с углеродсодержащими березитами. Основными отличиями являются отсутствие YB, весьма ограниченная распространенность брекчий и антимонита. Bозрастает доля низкотемпературных минералов - хлорита и каолинита, в сумме количество которых достигает 10%. По аналогии с углеродсодержащими березитами эти метасоматиты отнесены к березитовой формации и по степени проявленности наложенных процессов также разделены на четыре класса. По преобладанию устойчивых парагенезисов новообразованных породообразующих минералов выделено пять фаций гидросерицитовых березитов, которые сменяют друг друга от периферии рудного тела к его центру и образуют метасоматиче-скую колонку, характерную для второй рудной зоны. Типовая колонка для гидросерицитовых березитов по терригенно-осадочным породам проиллюстрирована на рисунке 3.5 и имеет следующий вид:

Б0 Qzi+Pl+Afs+Bt+Ms +\- Ser Исходные алевропесчаники

Б1 Hser+Qz2+Ser+Kln +\- Cbi+Chl Bнешняя гидросерицитовая зона

Б2 Qz2+Hser+Cb2+Ser +\- Chl+Py Промежуточная зона окварцевания

Б3 Hser+Cb+Qz+Ser+ Kln+Py +\- Chl Bнутренняя зона карбонатизации Б4 Qz2+3+Hser+Ser+Cb2+3+Kln+Py +\- Chl Центральная кварц-гидросерицитовая зона

Магматические породы также претерпели воздействие гидротермально-метасоматиче-ских процессов и превращены в березиты; иногда исходные породы замещены новообразованными минералами на 90%. Кварц перекристаллизован, имеет реакционные каймы серицитового состава. Полевые шпаты зачастую полностью замещены серицитом, хлоритом и глинистыми минералами группы каолинита-диккита. Часто встречается железистый карбонат, реже пирит и ар-сенопирит (Рисунок 3.6). Перечень новообразованных минералов в измененных дайках идентичен рудоносным березитам Центрального блока, которые вмещают промышленное золото-сульфидное оруденение.

По данным предшественников Волков АЗ. и др., 2002i, 2006; Григоров С.А. и др., 1980ф) за пределами Майского месторождения картируются участки осадочных пород, подвергшиеся зеленосланцевой фации метаморфизма, новообразованные минералы представлены хлоритом и эпидотом. Bо время работы автора на Майском месторождении таких пород обнаружить не удалось. Bозможно, описанные участки являются зоной пропилитизации.

На северном фланге месторождения, во вмещающих алевролитах, автором встречены по-логопадающие (25-30°) трещины отрыва, мощностью 5-7 см, выполненные крупнокристаллическим прозрачным гипсом с размерами кристаллов 0,5-2 см, иногда переходящим в гипсово-кар-бонатную мелкозернистую массу. Такие же находки встречены предшественниками Волков АЗ. и др., 2007; Григоров С.А. и др., 1973ф). Гипсовая минерализация свидетельствует о

поздней, пострудной разгрузке гидротермального флюида. На рудном этапе сера находится в растворе в восстановленной форме S2+ вместе с металлами, при пересыщении флюида из раствора выпадает сульфидная минерализация. Затем раствор обедняется металлами, Р-Т параметры системы снижаются, среда становится окислительной, а оставшаяся сера переходит в сульфат-ион ^04)2-. При взаимодействии раствора с вмещающими породами из последних происходит заимствование кальция и образуется нерастворимый остаток в виде гипса. Подобный механизм образования гипса на золоторудных месторождениях гидротермального генезиса описывается Ф.А. Летниковым и др. (1981).

Рисунок 3.6 - Березитизированные дайки Майского рудного поля. а - измененный граносиенит-порфир, обр. К1-14-3; б - измененный гранодиорит-порфир, обр. ку-200Е3. Вверху фото образца, снизу микрофотография шлифа, николи скрещены.

Проведено сравнение спектров распределения РЗЭ в неизмененных и березитизирован-ных дайках Майского рудного поля, а также различных типов рудовмещающих березитов, нормированных на хондрит С1 (Рисунок 3.7). Характер распределения РЗЭ в магматических породах и метасоматитах резко дифференцированный. Содержание легких РЗЭ (ЛРЗЭ) превышает более чем в 10 раз тяжелых РЗЭ (ТРЗЭ), особенно в дайках и их березитизированных разностях, ЛРЗЭ/ТРЗЭ составляет до 17. Для всех типов рассмотренных пород характерен пологонаклонный

тип спектра ЛРЗЭ, в метасоматитах, развитых по осадочным породам, угол наклона меньше; ТРЗЭ имеют горизонтальное распределение. Ей аномалия в большинстве случаев отрицательная, от 0,49 до 0,9. Исключением являются 3 пробы березитов, которые имеют положительную аномалию - 1,03 - 2,2. Для вех проб характерна слабая Се аномалия от 0,82 до 0,99, метасоматиты по осадочным породам имеют самые низкие аномалии. Сумма РЗЭ максимальна в неизмененных дайках, составляет 277,6-326,5 г/т, в измененных дайках - 178,6-432,1 г/т, причем минимальные значения наблюдаются в сульфидизированных разностях, а максимальные в сильноизмененных образцах, не содержащих сульфиды. Высокое содержание РЗЭ обусловлено накоплением La, Се, № и Sm, эти элементы содержатся в новообразованных слюдах, карбонатах и каолините. Бере-зитизированные магматические породы полностью наследуют характер распределения РЗЭ в неизмененных дайках. Также спектры березитов по осадочным породам весьма сходны с магматическими (равные Ей и Се аномалии), но обеднены ЛРЗЭ. 1000 —

Дайки кислого

состава Березитизированные

дайки

Углеродсодержащие ^^^^^^^^ \ березиты

1 —

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

Рисунок 3.7 - Диаграмма распределения содержаний РЗЭ, в магматических породах и различных метасоматитах, по значениям, нормированным на хондрит С1 (Sun S.S. et al., 1989)

Жильные магматические тела Центрального блока имеют надкларковые содержания золота, серебра, серы, мышьяка и других элементов (Таблица 10), сопровождающих золотое ору-денение на Майском месторождении. В некоторых пробах содержание общего углерода составляет более 2%, что объясняется большим количеством новообразованного карбоната. Геохимическая специализация даек весьма сходна с рудовмещающими березитами.

Выявленные минералого-петрографические и структурно-текстурные особенности угле-родсодержащих и гидросерицитовых березитов позволяют сделать вывод о гидротермально-ме-

тасоматической зональности Майского месторождения. Прежде всего гидросерицитовые бере-зиты сложены более низкотемпературными минералами, чем углеродсодержащие. В первых преобладает гидросерицит над серицитом, присутствует халцедон, повышенное содержание каолинита и практически полное отсутствие восстановленного органического углерода, здесь он присутствует только в карбонатной форме. Так же гидросерицитовые березиты характеризуются более низкими содержаниями золота и отсутствием рудных столбов, относительно углеродсодер-жащих.

Таблица 10 - Геохимическая специализация пород Майского рудного поля

Образец Обр 7 Обр 28 Обр 29 Обр 3 Обр 6 Обр 18 Обр 19 Обр 26 Обр 27 Обр 30 а б г

Хим.эл. Дайки Углеродсодержащие березиты Гидросерицитовые березиты

C ^общ <0,03 0,59 2,89 1,81 0,22 1,98 1,64 1,66 2,33 <0,03 <0,03 0,17 <0,03

S 3,53 0,58 0,12 11,6 8,86 0,5 3,6 6,12 1,72 4,42 3,88 2,44 4,52

Au 0,15 0,023 0,027 0,39 0,44 0,28 0,13 0,53 0,023 0,19 0,21 0,063 0,47

As 1140 173 124 2680 1390 477 851 1260 98,1 6560 208 606 10100

Cr 115 170 504 139 93 156 158 145 159 166 98,5 102 118

Ni 28,9 157 354 126 52,9 93,3 90,2 91 93,9 94,5 60,2 40,4 87,9

Cu 274 29,1 81,3 332 148 59 63,8 63 54,1 71,5 47,7 101 54

Zn 87,4 399 304 127 2090 99,9 158 698 141 20,7 23,9 24,7 37,3

Mo 1,59 2,88 1,11 1,09 1,81 0,98 1,37 0,94 1,33 1,84 1,78 2,83 1,35

Ag 4,52 0,75 0,37 1,35 109 0,29 0,67 15,9 0,7 0,64 0,11 0,15 0,78

Sn 36,7 22,1 3,67 3,96 260 2,96 2,5 135 3,18 5,91 6,52 14,2 3,48

Sb 116 250 254 222 247 82,5 70,9 1410 65,1 254 10,9 27,6 118

W 19,9 11,5 12 14,5 15 8,74 4,66 8,31 6,63 43 9,3 15,7 23,3

Pb 169 244 92 31,8 9840 4,06 24,6 1860 22,2 14,4 7,65 6,96 10,8

Примечание. Красным цветом выделены значения химических элементов, превышающие кларк в 2 и более раз.

Вопрос об источнике углеродистого вещества и его роли на данный момент остается открытым. Источником углерода могут быть вмещающие осадочные породы триаса, так как в них обнаружено содержание углерода до 2%. В углеродсодержащих березитах углерод находится как в самородной форме - графит и антраксолит (Бортников Н.С. и др., 2004; Волков А.В. и др., 2006), так и в карбонатной - в виде кальцита, доломита, анкерита и сидерита и его содержание достигает 9%. Увеличение количества углерода в близи рудных тел можно рассмотреть, как развитие неравновесной системы, протекающей по следующему сценарию: гидротермальные растворы в гипа-биссальных условиях могли взаимодействовать с твердым углеродом, содержащемся в терриген-ных толщах триаса, происходила реакция вида:

2Ств + 2Н2О = СН4 + СО2 (3.1) Затем углекислотно-метановый флюид поднимается выше по разрезу, меняются окислительно-восстановительные и Р-Т условия. По данным Т.А. Ананьевой с соавторами (2007) и П.Ф. Иванкина и др. (1984) самородный углерод может выделяться из газовых смесей в широком диапазоне температур и реакция по формуле 3.1 может протекать в обе стороны. Таким образом, часть углерода, из полученного раствора, на рудном уровне выпадает в самородной форме. Часть

углекислого газа может вступить в реакцию с кальцием из полевых шпатов и железом, образуя различные карбонаты. Далее гидротермальный раствор мигрирует выше по разрезу, условия становятся окислительными и весь имеющийся углерод взаимодействует с кислородом. Образуется углекислый газ, который вступает в реакцию с оксидами кальция, железа и магния, образуя карбонаты. Таким образом на верхнем рудном уровне формируются гидросерицитовые березиты, где практически весь углерод заключен в карбонатной форме. Весь процесс можно описать следующими формулами:

СН4 + 2О2 ^ 2Н2О + СО2 (3.2) СаО + СО2 = СаСОз (3.3) В другом случае, углерод может быть ювенильным, поступавшем из магматического очага в виде углеводородов или СО2, так как во флюидных включениях присутствует метан и углекислый газ (Бортников Н.С. и др., 2004). Поднимаясь вверх по разрезу водно-углекислотно-метано-вый флюид попадает в окислительные условия и процесс формирования твердой фазы углерода можно представить в виде неравновесной системы, где происходит переход газообразных восстановленных форм углерода (углеводороды) в газообразный оксид и, например, твердый графит (Поцелуев А.А., 2010) по формуле:

CnHm + 02^Ш0 + CO2! + C°j (3.4) Важным фактором, определяющим появление углерода в твердой фазе, по данным А.А. Маракушева (1996) является также резкое изменение давления и температуры. В сложном многокомпонентном флюиде при понижении температуры в системе появление самородного углерода, может быть следствием реакции между углеродными и водородными компонентами флюида:

H2 + СО ^ Н2О + C°| (3.5) H2 + 3СО ^ Н2О + CO2! + 2C°| (3.6) СН4 + 2СО ^ 2ШО+3С°| (3.7) 2СО ^ CO2! + C°| (3.8) СН4 + 4СО ^ 2Н2О+СО2Т+4С0! (3.9) По структурно-текстурным и вещественным особенностям рудного тела №2 реконструируются отдельные фрагменты вертикальной зональности месторождения - с глубиной увеличивается доля восстановленного углерода, появляются прослои углеродсодержащих березитов и исчезает халцедон. Автор считает, что гидросерицитовые березиты формировались в окислительных условиях и располагаются гипсометрически выше, относительно углеродсодержащих. Последний тезис в дальнейшем был подтвержден при проведении подземных и буровых работ в пределах второй рудной зоны. При документации горных выработок и керна было выявлено, что гидросерицитовые березиты с глубиной полностью сменяются углеродсодержащими. Причем

фациальный переход между разновидностями березитов не горизонтальный. На южном фланге рудной зоны он отмечен на абсолютной отметке +80 м, а на северном - +20 м (Рисунок 3.8).

В горизонтальной плоскости различные типы березитов разделены интенсивно тектони-зированным участком шириной около 100 м (Рисунок 3.8). Этот участок сложен раздробленными и перетертыми, вплоть до глинки трения, вмещающими осадочными породами и сопровождается зеркалами скольжения. Амплитуды вертикального перемещения вдоль зоны разломов оцениваются в первые сотни метров, причем западная часть является приподнятой, относительно восточной. Вдоль этого участка произошло внедрение даек кислого состава, из-за неоднородности вмещающей среды дайки имеют сложную конфигурацию - многочисленные заливы, апофизы и «окна» из осадочных пород.

+400

+300

+200

+100

-100

П> Ш3

V V V V

и

к \

Рисунок 3.8 - Схематический геологический разрез через центральный блок

Майского месторождения

1 - алевролиты с прослоями м/з песчаников верхнего триаса; 2 - дайки пород кислого состава; 3 -контуры рудных тел; 4 - ореол развития углеродсодержащих березитов; 5 - ореол развития гид-росерицитовых березитов; 6 - ореол развития пропилитов; 7 - зона разлома; 8 - скважины колонкового бурения; 9 - поднятый и опущенный блоки соответственно.

Таким образом гидросерицитовые березиты являются верхней частью региональной ме-тасоматической колонны в пределах Майского месторождения и занимают верхний рудный уровень. Углеродсодержащие березиты фиксируют основной рудный уровень. На глубоких горизонтах в структуре рудного тела №2 следует ожидать оруденение, по типу сходное с углерод-содержащими березитами, а также рудный столб с видимым золотом.

3.2 Рудная минерализация

Рудная минерализация Майского месторождения весьма разнообразна, рудные тела содержат в среднем, 6-8% сульфидов. Разными авторами выделяется (Бортников Н.С. и др., 2004; Волкова А.В. и др., 2006) боле 50 минеральных видов, среди которых наиболее широко распространены мелкие, до субмикронного размера, пирит и арсенопирит, крупнокристаллический антимонит. В подчиненном количестве встречаются марказит, самородное золото, галенит, сфалерит, халькопирит, пирротин, станнин, касситерит, блеклые руды. К редким относятся вольфрамит, самородные висмут и мышьяк, галенобисмутит, акантит и другие минералы. Сульфиды объединяются в различные минеральные ассоциации - пирит-арсенопиритовую, редкометальные, полиметаллические, золото-антимонитовую.

Более 90% запасов золота сосредоточено в тонкодисперсной форме, в виде структурной примеси в арсенопирите и в подчиненном количестве в мышьяковистом пирите (Григоров С.А., 1982ф; Голенев В.Б. и др., 2002ф; Волков А.В. и др., 2007). Лишь небольшая часть запасов локализуется в рудных столбах, где золото крупное и свободное.

3.2.1 Минералого-геохимическая характеристика руд

Основываясь на собственных наблюдениях и исследованиях по структурно-текстурным и минералого-геохимическим особенностям, рудная минерализация делится на три разных этапа, связанных с различными геологическими процессами, происходившими на Центральной Чукотке. Первый этап отвечает ранней осадочно-метаморфогенной системе и в структуре оруде-нения Майского месторождения является рудоподготовительным. Характеризуется накоплением (Таблица 2) в первично осадочных терригенных породах - алевролитах и песчаниках относительно кларка земной коры (Волочкович К.Л. и др., 1999) и черных сланцев (Тейлор С.Р. и др., 1988) серы, сидерофильных (Goldschmidt V.M., 1954) элементов - железа, хрома, никеля, золота и слабым накоплением халькофильных - серебро, мышьяк, цинк и свинец. Основным концентратором свинца является галенит; цинка, серебра и кадмия - сфалерит, сера является неотъемлемой частью всех сульфидов и ее содержание закономерно увеличивается с образованием рудной минерализации. Увеличение доли трехвалентного железа и уменьшение двухвалентного свидетельствует об увеличении доли арсенопирита в породах, так как окисное железо входит в структуру арсенопирита, а закисное в пирит.

В первом этапе нами выделяется две рудные минеральные ассоциации: свинцово-цинко-вая и пирит-арсенопиритовая. Первая ассоциация выделяется по геохимическому признаку -накоплению свинца и цинка в первичных вмещающих алевролитах на уровне трех кларков концентрации в земной коре (Таблица 2). Судя по низким содержаниям этих элементов - на уровне

десятков и сотен г/т, сульфиды рассеяны по массе породы и имеют наноразмерный облик, либо входят в ранние кристаллы пирита и арсенопирита, как структурная примесь.

Пирит-арсенопиритовая ассоциация характеризуется наличием во вмещающих породах вкрапленной минерализации пирита и арсенопирита первой генерации. Пирит I во вмещающих алевролитах представлен вкрапленностью округлых (фрамбоидальных) зерен, часто образующих конкреционные выделения (Рисунок 3.9). Нередко минерал имеет сетчатое строение, следы коррозии, с ажурными каймами замещения по периферии марказитом. Во вмещающей толще встречается в виде неравномерно мелко- до крупнозернистых скоплений. Размер отдельных зёрен около от 0,1 до 0,5 мм, в густых скоплениях достигают 1 мм (Рисунок 3.10).

Рисунок 3.10 - Микрофотографии в отраженном свете, показывающие взаимоотношения пирита и арсенопирита 1 и 2 генерации.

Состав пирита I очень близок к стехиометрическому, однако в некоторых зернах обнаружен свинец - 2,6% (Рисунок 3.11, Таблица 11), а в структурах распада пирита содержание железа достигает 78%. В измененных разностях выявлены включения силикатных минералов, в которых

содержания алюминия, кремния, кальция и титана достигает первых процентов. В пирите I, из околорудного пространства, установлено содержание золота - до 4 г/т (Толканов О.А., 2019).

I'

SEM MAG: 271 к DET: BSE Detector HV: 20.0 kV DATE: 03/28/16

Рисунок 3.11 - Рудная минерализация Майского месторождения, изображения в обратно-рассеянных электронах (BSE) Минералы по номерам: а) 1 - пирит, 2 - сидерит, 3 - галенит; б) 1 - галеновисмутин, 2 - халькопирит, 3 - пирит, 4 - анкерит, 5 - сидерит; в) 1 - бурнонит, 2 - кварц, 3 - пирит, 4 - апатит; г) 1 -арсенопирит, 2 - пирит.

Арсенопирит I - встречается в виде рассеянных идиоморфных изометричных и вытянутых кристаллов псевдоромбического облика, иногда образуются отдельные гнезда из сростков арсе-нопирита. Распространён в виде вкрапленности во вмещающих алевролитах, иногда образует тонкие прожилки с кварцем. Размер выделений арсенопирита от первых сотых мм до 1,5 мм. Состав арсенопирита I близок к стехиометрическому (Рисунок 3.11 Таблица 11), содержит железа ок. 37%, мышьяка - 41%, и серы - 21%.

Таблица 11 - Химический состав рудной минерализации по результатам микрозондового исследования.

Минерал S Fe As Pb Cu Zn Sb Bi Co Mn Al Si Ca Ti L

Пирит I 64,7 32,7 2,6 100,0

Пирит I 65,1 34,9 100,0

Пирит I 65,5 34,5 100,0

Пирит I 66,2 33,8 100,0

Пирит I измененный 60,9 35,4 1,1 1,9 0,4 0,4 100,0

Продукт распада пирита I 20,1 78,3 1,6 100,0

Пирит II мышьяковистый 64,9 34,1 1,0 100,0

Пирит II измененный, мышьяковистый 41,8 55,5 2,5 0,2 100,0

Пирит III мышьяковистый 60,9 32,4 6,8 100,0

Пирит III мышьяковистый 62,5 31,1 6,4 100,0

АрсенопиритI 21,2 37,3 41,5 100,0

Арсенопирит II 26,1 23,3 49,8 0,8 100,0

Арсенопирит III 25,8 22,0 52,2 100,0

Халькопирит 48,6 26,0 25,4 100,0

Халькопирит 49,4 26,0 24,6 100,0

Галенит 46,4 3,0 50,6 100,0

Ферротетраэдрит 38,7 10,7 31,5 4,6 14,1 0,5 100,0

Тетраэдрит 41,9 4,5 34,3 5,1 14,2 100,0

Тетраэдрит 42,8 2,5 36,4 4,7 13,7 100,0

Висмутин 53,3 5,4 41,3 100,0

Галеновисмутит 50,1 19,4 30,5 100,0

Бурнонит 46,6 3,4 29,2 13,8 7,0 100,0

Сернистый глаукодот 35,0 8,0 30,6 26,4 100,0

Примечание: анализы выполнены на приборе CamScan MV 2300 с энерго-дисперсионным микроанализатором LINK Pentafet (Oxford Instr.), ток зонда 20 кВ. Аналитик: Сапега В.Ф.

Второй этап связан с магматической и гидротермально-метасоматической деятельностью, включает три рудные минеральные ассоциации, которые обосабливаются по структурно-

текстурным и геохимическим признакам. В конце этого этапа сформировался основной объем золотого оруденения, связанного с сульфидами. Образование рудной минерализации сопровождалось интенсивными тектоническими подвижками, заложением субмеридиональных разломов во вмещающих алевролитах и песчаниках, вдоль которых проявились интенсивные гидротер-мально-метасоматические преобразования. Наиболее распространенными новообразованными жильными минералами являются кварц, серицит, карбонаты (доломит, анкерит, сидерит) и каолинит.

К первой - «грейзеновой» ассоциации автор отнес высокотемпературные минералы - молибденит, вольфрамит и касситерит в кварцевых прожилках, взаимные пересечения с рудными телами не выявлены. Минералы «грейзеновой» ассоциации на Майском месторождении развиты довольно слабо, промышленной значимости не имеют. Приурочены к центральной части месторождения, к границе Центрального и Восточного тектонических блоков. Перечисленные минералы и их ассоциации с кварцем не образуют взаимных пересечений (по крайней мере авторами и предшественниками (Бортников Н.С. и др., 2004; Волкова А.В. и др., 2006) этих взаимоотношений выявлено не было и очередность их кристаллизации не ясна.

Молибденит, вольфрамит и касситерит нами объединены в одну стадию, так как эти минералы являются высокотемпературными, встречаются совместно в грейзеновых и скарновых месторождения. В ряду В. Эммонса, при циркуляции гидротермальных металлоносных растворов, эти минералы выпадают одними из первых. Химические свойства молибдена, вольфрама и олова весьма сходны - имеют близкие ионные и атомные радиусы. Молибден и вольфрам могут образовывать ионно-ковалентные анионные комплексы - молибдаты [MoO4]2- и вольфраматы №04]2- и общий минерал - молибдошеелит (Барабанов В.Ф., 1985).

Вольфрамит встречается весьма редко, преимущественно на границе Центрального и Восточного блоков месторождения. Он распространен в виде вкрапленности в кварцевых жилах и прожилках, секущих дайку гранодиорит-порфиров. Форма кристаллов таблитчатая, призматическая, размеры зерен составляют от 0,05 до 0,2 мм.

Молибденит, как и вольфрамит, распространен слабо и пространственно совмещен с ореолом вольфрамита. Молибденит образует редкую вкрапленность в кварцевых прожилках и просечках. Серия сближенных прожилков кварц-молибденитового состава образуют штокверк с весьма бедной минерализацией, размеры которого уменьшаются с глубиной, превращаются в зону тонкого прожилкования. Глубже горизонта +200 штокверк кварц-молибденитового состава исчезает, но появляется опять на глубине около 1,5 км в скважинах колонкового бурения. Форма кристаллов таблитчатая, встречаются агрегаты неправильной формы с извилистыми границами, размеры зерен редко превышают 0,1 мм.

Касситерит распространен несколько шире, чем вольфрамит и молибденит. Чаще всего он встречается в Восточном блоке месторождения, в кварцевых прожилках, секущих вмещающие алевролиты и песчаники. Касситерит обычно образует отдельные кристаллы столбчатого, изо-метричного, таблитчатого облика, либо агрегаты. Размеры кристаллов редко превышают 0,7 мм. В некоторых случаях касситерит замещается станнином, который образует тонкие каемки по периферии кристаллов, иногда выполняет тонкие прожилки в касситерите до 0,1 мм.

Полиметаллическая ассоциация довольно широко распространена в пределах Майского месторождения, наиболее проявлена в Центральном блоке. По мнению авторов, в след за «грейзеновой» ассоциацией произошла кристаллизация халькопирита, станнина, сфалерита, галенита, пирита и арсенопирита второй генерации, мелкого свободного золота и других минералов.

В рудном забое на горизонте +110 зафиксировано пересечение крутопадающей зоной дробления, вмещающей золото-сульфидное оруденение продуктивной стадии полого наклонной падающей под углом 40о жилы халькопирит-сфалерит-галенитового состава, (Рисунок 2.29).

Одним из ранних минералов полиметаллической ассоциации является халькопирит, который часто встречается в кварцевых прожилках с пиритом, пирротином и реже с блеклыми рудами. Структурно-текстурные особенности минералов свидетельствуют о том, что халькопирит кристаллизовался перед станнином и сфалеритом. Его мелкие включения встречаются в кварце, пирите и арсенопирите первой генерации. В сфалерите часто наблюдается эмульсионная вкрапленность халькопирита (Рисунок 3.12 а, б). Редко сам халькопирит содержит вкрапленность «звездочек» сфалерита, и включения самородного золота размером 5-8 мкм (Бортников Н.С. и др., 2004). Химический состав халькопирита, по данным микрозондового исследования (Рисунок 3.11, Таблица 11), близок к стехиометрическому.

Пирротин в рудах Майского месторождения распространен весьма слабо. Обнаружен в кварц-сульфидном прожилке, мощностью до 2 см, вместе с пиритом, халькопиритом, минералами висмута и теллура. Пирротин интенсивно замещается марказитом и пиритом с образованием типичных текстур «птичий глаз». В крупнокристаллических агрегатах пирита и арсенопи-рита первой генерации обнаружены обособления пирротина либо его срастания с халькопиритом размером менее 0,1 мм. По данным рентгеноспектрального микроанализа, состав пирротина соответствует формуле Fe0,89S (Бортников Н.С. и др., 2004).

Самородное золото обнаружено в виде редких округлых, каплевидных вкраплений в халькопирите и образует срастания с блеклой рудой. По данным Н.С. Бортникова (2004), пробность этого золота составляет 773 - 883%о, из примесей присутствует серебро от 11,0 до 20,8%, медь от 0,1 до 1,2%, и ртуть от 0,2 до 1,4%. По данным А.В. Волкова (2006) пробность золота составляет от 789 до 920%, из примесей выявлены селен (0,01-0,19%), реже ртуть (до 0,12%) и медь (до 0,2%).

Рисунок 3.12 - Особенности рудной минерализации Майского месторождения а) Фрагмент аншлифа №26. Ранняя «грейзеновая» ассоциация, представленная галенитом, станнином и халькопиритом, замещающимся сфалеритом; б) Фрагмент аншлифа №26. Взаимоотношение полиметаллической и золото-сульфидной ассоциации - галенит замещается арсенопи-ритом II и халькопиритом. Золоторудная ассоциация: в) Фрагмент аншлифа №28. Сульфидная минерализация, представленная пиритом, антимонитом и арсенопиритом; г) Фрагмент аншлифа РС-2. Кристаллы пирита сферической формы и арсенопирит, образующий каймы обрастания; д) Фрагмент аншлифа №14. Арсенопирит игольчатой и радиально-лучистой формы, замещающий зерна пирита; е) Фрагмент аншлифа №13. Пиритовый прожилок, замещающийся арсенопиритом.

Сфалерит в тесной ассоциации со станнином спорадически встречаются по всей площади месторождения, преимущественно в околорудном пространстве. Их зерна часто имеют взаимные границы, что свидетельствует об их близодновременном образовании. Взаимоотношения сфалерита и станнина с галенитом и сульфосолями говорит о том, что последние сформировались позже. Но в ряде случаев сфалерит обрастает зерна и агрегаты станнина, отлагаясь позже (Рисунок 3.12 а). Сфалерит чаще всего ксеноморфен, образует агрегаты размером до первых мм и содержит множество включений вмещающих алевролитов, углистого вещества и жильной минерализации. Редко встречаются таблитчатые, призматические кристаллы. Н.С. Бортников (2004) отмечает изменчивый химический состав сфалерита. Содержание цинка изменяется от 51,3 до 62,0%, железа от 1,8 до 10,4%, кадмия от 0,6 до 2,8%. В единичных зернах отмечается до 0,8% марганца, до 0,3% германия и до 0,1% индия. С помощью рентгеноспектрального микроанализа выявлены аномальные содержания олова - до 2,6%. Так как изоморфное замещение цинка на олово в сфалерите весьма ограничено, повышение содержания олова в сфалерите можно объяснить лишь образованием твердых растворов со сложными сульфидами олова, имеющими близкие со сфалеритом структуры, коими являются минералы группы станина. А.В. Волковым (2006) по результатам абсорбционного и нейтронно-активационного анализов в сфалерите установлены содержания золота от 0,8 до 61,5 г/т и серебра от 145 до 1032 г/т.

Станнин очень часто наблюдается в срастаниях со сфалеритом, образует ксено-морфные выделения размером от 0,05мм до 0,3 мм (Рисунок 3.12 а). Он может находиться и во внутренних частях сфалерита, так и образовывать каймы вокруг него. Встречаются срастания с касситеритом, в котором станнин может образовывать тонкие просечки и обрастать по периферии. В редких случаях станнин замещает пирит и арсенопирит первой генерации, образуя в последних прожилки и каймы обрастания. Химический состав довольно изменчив, всегда присутствует цинк от 1,6 до 11,8%, железо варьирует от 3,5 до 13,3%.

Галенит является распространенным минералом, но проявлен незначительно, промышленных скоплений не образует. Встречается в виде самостоятельных кристаллов в кварцевых прожилках, в срастаниях с пиритом, сфалеритом и арсенопиритом. Иногда крупнокристаллический арсенопирит псевдоромбического габитуса прорастает в центральных частях галенита (Рисунок 3.12 б). Характерны включения и структуры обрастания идио-морфного дипирамидального кварца. Формы кристаллов галенита в основном ксеноморф-ные, встречаются грани кубов, характерны треугольники выкрашивания. Размеры индивидов от 0,05 мм до первых мм. По периферии зерна галенита могут обрастать сульфоанти-монитами свинца.

По данным микрозондового исследования состав галенита близок к стехиометриче-скому (Таблица 11), слабо обеднен серой и выявлена примесь железа 1,4 %. Н.С. Бортнико-вым (2004) установлены незначительные (до 1%) примеси серебра, сурьмы и висмута. А.В. Волковым (2006) по результатам абсорбционного и нейтронно-активационного анализов в галените установлены содержания золота от 0,4 до 1,3 г/т и серебра от 319 до 1200 г/т.

Блеклая руда встречается в тесной ассоциации с галенитом, пиритом и арсенопири-том второй генерации, образуют ксеноморфные сплошные массы размером десятые доли мм. Блеклые руды представлены тетраэдритом и ферротетраэдритом (Таблица 2), в последнем отмечена примесь марганца 0,5%. Н.С. Бортниковым (2004) отмечены примеси серебра до 9,2% и мышьяка до 1,7%.

Пирит II характеризуется неоднородным строением, обусловленным наличием мышьяка в структуре пирита. Об этом свидетельствует его яркая аномальная оптическая анизотропность и мозаичность в строении. Образует изометричные зёрна пентагондодекаэдри-ческого габитуса, а также кубического облика (Рисунок 3.10, 3.12 в, д, е). Эти кристаллы образуют как равномернозернистые единичные зёрна, так и гнёзда, прожилки, просечки. Пирит обладает свойственной слабой трещиноватостью и ситовидным строением. При травлении кристаллов пирита выявляется их зональное, реже микроблоковое строение. Иногда в центре зерен выявляется кубический кристалл, который к периферии сменяется пентагондодекаэдром. В центре кубических и пентагондодекаэдрических форм изредка выявляются округлые зерна (Бортников Н.С., и др. 2004). В массивных рудах обнаружено обрастание изометричных зёрен удлиненными иголочками арсенопирита, размером около 0,2-0,5 мм, а также наблюдаются сростки пирита и арсенопирита.

Химический состав пирита II несколько отличается от стехиометрического, в виде примеси отмечается мышьяк до 2,5% и сурьма до 0,2% (Таблица 11). Кроме того, по данным Н.С. Бортникова (2004), в некоторых зернах пирита II обнаружено золото до 0,3%. А.В. Волков с соавторами (2006) по результатам абсорбционного и нейтронно-активацион-ного анализов выявили содержания золота до 40,4 г/т и серебра от 3,6 до 154 г/т.

Арсенопирит II представлен вытянутыми, шестоватыми и короткостолбчатыми кристаллами, имеющими псевдоромбический облик (Рисунок 3.10, 3.12 в, д, е). Размер индивидов изменяется в широких пределах - от долей мм до 5-7 мм. Арсенопирит часто корродирует фрамбоидальные зерна пирита I, образует вокруг него каемки обрастания, нередко встречаются включения в галените. В кварцевых жилах и прожилках образует скопления кристаллов различной морфологии. Для арсенопирита характерна осцилляторная зональность, выявляемая травлением, а также полисинтетическое и миметическое двойникование (Бортников Н.С., и др. 2004).

Химический состав арсенопирита II весьма изменчив и в большинстве случаев отличается от стехиометрического. По нашим данным он обогащен мышьяком и может содержать примесь сурьмы до 0,8%. Н.С. Бортников (2004) отмечает, что содержание железа может варьировать от 32,8 до 34,9%, мышьяка от 43,1 до 51,4%, сурьмы достигает 1,5%. Внутреннее строение зерен также не однородное, в некоторых кристаллах по направлению от центра к краю содержание серы и сурьмы уменьшается, а мышьяка увеличивается. Арсено-пирит II содержит золото - от 4,5 до 117,2 г/т. А.В. Волковым (2006) также выявлены содержания золота в арсенопирите II - 1,7-75,8 г/т и серебра 5,2-336 г/т.

Золото-сульфидная ассоциация представлена ассоциацией пирита и арсенопирита третьей генерации. Она является наиболее распространенной в рудных телах Майского месторождения и заключает в себе более 90% запасов золота, связанного с сульфидами. Пирит и арсенопирит третьей генерации проявлены практически во всех минерализованных зонах, в особенности в структуре наиболее богатого рудного тела №1. Минералы ассоциации контролируются субмеридиональными зонами разрывных нарушений, рвущих вмещающие терригенные породы продуктивной кэвеемской свиты, обогащенной углеродом. Последний представлен как в самородной, так и в карбонатной форме. Рудные тела вмещаются трещинами скалывания, представленными линейными зонами смятия и дробления, висячий контакт обычно представлен зеркалом скольжения с глинкой трения. Пирит и арсенопирит образуют тонкую вкрапленность, иногда выполняют кварц-сульфидные жилы и прожилки в березитизированных алевролитах и песчаниках (Рисунок 3.13). Из нерудных минералов, кроме кварца, распространены серицит, гидросерицит, карбонаты (кальцит, анкерит и сидерит), каолинит, хлорит, монтмориллонит. Содержание золота в пирит-арсенопиритовой ассоциации резко преобладает над серебром - Au:Ag от 4 до 43 (Волков А.В. и др., 2006).

Рисунок 3.13 - Рудная минерализация золото-сульфидной ассоциации. а) вкрапленность пирита и арсенопирита третьей генерации в гидросерицитовых березитах; б) массивные кварц-сульфидные прожилки в углеродсодержащих березитах.

Пирит III развит, в основном, в тонких кварцевых прожилках и просечках в виде зёрен разнообразной морфологии и агрегатами. Облик таких выделений пирита представлен в виде сетчатых, скелетных агрегатов с правильными гранями куба и кубооктаэдра. В

березитах, вне кварцевых прожилков, пирит встречается в виде тонкой и мелкой вкрапленности размером до 0,1 мм, иногда образует скопления размером до первых мм. Формы зерен и агрегатов разнообразны - от округлых изометричных выделений до кристаллов с правильными гранями куба и октаэдра. Часто встречаются срастания с тонкоигольчатым арсе-нопиритом, образующие скопления минеральных агрегатов размером до первых мм и кварц-сульфидные прожилки мощностью до 10 см (Рисунок 3.14).

Рисунок 3.14 - Микрофотографии в отраженном свете рудной минерализации золото-сульфидной стадии. Слева- вкрапленность пирита и арсенопирита разных генераций в углерод-содержащих березитах. Справа- густая вкрапленность вплоть до массивной золотоносных пирита и тонкоигольчатого арсенопирита.

Состав пирита продуктивной стадии отличается от стехиометрического, в нем всегда присутствует примесь мышьяка до 6,8% (Таблица 11). А.В. Волков с соавторами (2007) при микрорентгеноспектральном сканировании пиритов установил, что повышенные содержания мышьяка приурочены к периферии кристаллов и образуют тонкую (1 -4 микрона) кайму вокруг них.

В пирите продуктивной стадии присутствует золото, содержание которого составляет 25-57 г/т, в то время как в пирите из околорудного пространства - до 4 г/т (Толка-нов О.А., 2019). По данным А.М. Гаврилова с соавторами (1982), среднее содержание золота в пирите составляет 60 г/т. С помощью рентгеноспектрального микроанализа установлено что, содержание золота в пирите может достигать 0,4%, атомно-абсорбционным анализом установлены содержания 1,44-42,74 г/т (Бортников Н.С., и др. 2004). А.В. Волков с соавторами (2006) по результатам абсорбционного и нейтронно-активационного анализов выявили содержания золота в пирите от 2,3 до 209 г/т и серебра от 0,3 до 210 г/т.

Подобную закономерность, когда именно мышьяковистый пирит содержит золото, также отмечает в своих работах по изучению месторождений Урала И.В. Викентьев (2015, 2016). С помощью современных методов (сканирующая и просвечивающая электронная микроскопия, масс-спектрометрический анализ с лазерной абляцией (ЬА-ГСР-МБ), термо-

химический метод (определение ионной формы Аи), метод автоматизированной "количественной минералогии") установлено, что существенная часть Аи находится в рассеянном виде в сульфидах - пирите, халькопирите и сфалерите, причем количественно доминирует пирит. Автор отмечает, что доля такого "невидимого" золота на Галкинском месторождении составляет не более чем 10%, а на Учалинском достигает 85% от валового содержания Аи в руде. Преобладающая часть "невидимого" золота представлена субмикронными и наноразмерными выделениями минералов Аи. Доля структурно связанного золота в пирите (от валового содержания в нем Аи) оценена количеством от первых % (Галкинское) до 2025% (Учалинское). Наличие As и Sb в пирите и сфалерите, также, как и других элементов-примесей (Те, Со, Мп, Си, Ag, а в сфалерите также Fe), способствует вхождению Аи в сульфид, но в большей степени не в изоморфной, а в связанной с дефектами форме. В рудах этих месторождений методами просвечивающей электронной микроскопии выявлено наноразмерное (1-50 нм) самородное золото (шаровидные и дисковидные частицы, чешуйки), у которого одни частицы дают монокристальную дифракционную картину, а другие - кольцевую.

В.Л. Таусон (2014) изучал распределение связанного золота в сульфидах из различных месторождений России и Узбекистана. Ими установлено, что невидимое золото может находиться в форме химически связанного в структуре и в пределах «поверхностного» слоя кристаллов сульфидов. Экспериментально установлен верхний предел количества структурно-связанного золота в пирите равный 3-5 г/т. В пирите мезо- и эпитермальных месторождений золота «поверхностная» форма вносит преобладающий вклад в общую золотоносность пирита, превышая концентрацию структурно-связанного золота от ~2 до 400 крат. Соответственно, структурно-связанное золото, содержание которого оценивается от 0,01 до 5 г/т, составляет заметно меньшую долю в общем балансе Аи. Содержание As в исследованной выборке пирита месторождений сильно варьирует от 5 г/т до 1,4 %, но не во всех монофракциях пирит с высоким золотом обогащен мышьяком.

Арсенопирит III образует идиоморфные тонкоигольчатые кристаллы удлиненно-призматического облика и их густовкрапленные скопления в друзовидном и жильном кварце, а также в виде вкраплений в обоих типах березитов (рис. 13). Очень характерно наличие звездчатых тройников. Кристаллики арсенопирита часто располагаются на контакте кварца и березитизированных алевролитов. Размеры индивидов составляют, в основном, сотые доли мм, редко достигая первых мм.

Исследованные микрозондовым анализом зерна арсенопирита III имеют не стехио-метрический состав - пересыщены мышьяком, содержание которого достигает 62,6 % (Таб-

лица 2). Исследованиями Н.С. Бортникова (2004) установлено, что содержание железа может меняться в диапазоне 33,5-36,3%, мышьяка 38,7-46,0%, серы 20,3-24,5% и золота от порога обнаружения до 1,2% (рентгеноспектральный анализ). Кроме того, по результатам атомно-абсорбционного анализа в незначительных содержаниях обнаружены никель и кобальт; золота может содержаться от 182,4 до 1030,0 г/т.

О.А. Толканов (2019) отмечает, что в удлиненно-призматическом, игольчатом арсе-нопирите содержание золота составляет 600-700 г/т, а в изометричном - до 14 г/т. А.В. Волковым с соавторами (2006, 2007) микрорентгеноспектральным, абсорбционным и нейтронно-активационным методами анализов определены содержания золота, равные 1 -1554 г/т, в среднем - 320-689 г/т, серебра - 1,3-880 г/т. А.М. Гавриловым с соавторами (1982) проведены специальные исследования рудной минерализации Майского месторождения с применением растровой электронной микроскопии и микрорентгеноспектрального анализа. Эти исследования позволили выявить на поверхности кристаллов тонкоигольчатого арсенопирита неравномерные, в том числе отдельные кучные скопления округлых включений самородного золота в арсенопирите размером от 0,04 до 0,3 мкм. Расчетная пробность золота составила 1000%. По всей вероятности, эти включения являются основной формой нахождения золота в сульфидах Майского месторождения.

Е.В. Ковальчук с соавторами (2019) с помощью метода рентгеноспектрального микроанализа изучали распределение золота в синтетических кристаллах арсенопирита и в природных из Воронцовского месторождения. Авторы установили, что кристаллы арсенопи-рита зональные, внешние их части обогащены мышьяком и обеднены железом. Золото концентрируется в участках арсенопирита, обогащенных мышьяком. Другими словами, ими установлена прямая корреляция золота с мышьяком и обратная с железом. По их мнению, золото находится в арсенопирите в форме твердого раствора, где замещает железо в структуре арсенопирита.

По аналогии с формой нахождения золота в арсенопирите Воронцовского месторождения и судя по исследованиям А.М. Гаврилова (1982), Н.С. Бортникова (2004) и А.В. Волкова (2006, 2007) можно предположить, что "невидимое" Аи рассеяно в арсенопирите как в виде изоморфной, химически связанной примеси, так и в самородной форме в виде нано-размерных включений.

Третий этап - вулканогенный, завершает рудообразование на Майском месторождении, для которого наиболее характерным признаком является наличие кварцевых жил с сульфосольно-полиметаллической минерализацией и кварц-антимонитовых жил с элементами брекчирования и высокопробным свободным золотом. Рудная минерализация третьего этапа образует рудный столб и пространственно тяготеет к структуре рудного тела № 1,

отчетливо пересекая тонкодисперсные руды (рис. 6б). Система кварц-антимонитовых жил до горизонта +185 имеет крутое западное падение (до 90о), с глубиной меняется на восточное, тогда как вкрапленное оруденение всегда имеет восточное падение. Рудный столб содержит фрагменты и обломки разного размера (от первых мм до десятков см) углеродсо-держащих березитов и пирит-арсенопиритовых руд с тонкодисперсным золотом. В горных выработках кварц-антимонитовая система жил с увеличением глубины имеет тенденцию к уменьшению мощности, на горизонте +80 превращается в систему тонкого прожилкования. Скважинами колонкового бурения рудный столб прослеживается на глубину более 1 км.

Структурно-текстурные особенности взаимоотношения рудных минералов третьего этапа позволяют нам выделить две минеральные ассоциации, последовательно сменившие друг друга. Первая соответствует сульфосольно-полиметаллической ассоциации, вторая -кварц-антимонитовой с самородным золотом. Минералы первой ассоциации образуют кварц-сульфидные жилы, пересекающие и брекчирующие вкрапленное золото-сульфидное оруденение. Завершают рудообразование кварц-антимонитовые жилы с видимым золотом, занимающие секущее положение относительно предыдущих ассоциаций.

Минералы сульфосольно-полиметаллической ассоциации встречаются в кварцевых жилах парагенетически связанных с дайками риолит-порфиров и локализуются, главным образом, в их лежачих боках. В составе ассоциации отмечены минералы висмута, буланже-рит, цинкенит, бурнонит, джемсонит, блеклые руды, сульфотеллуриды и другие минералы.

На Майском месторождении из минералов висмута распространены самородный висмут, висмутин, козалит и галенобисмутит, которые часто образуют взаимные срастания. Козалит является наиболее часто встречаемым минералом этой группы, распространен в кварцевых прожилках в виде зерен неправильной формы с ровными округлыми краями, размером 0,01-0,05 мм. Он часто содержит включения галенобисмутита и сульфотеллури-дов висмута. По нашим данным его химический состав близок к стехиометрическому (Таблица 2), но по данным Бортникова (2004) в составе козалита могут присутствовать высокие концентрации серебра (до 5,3%), меди (до 0,7%) и сурьмы (до 6,0%). Также постоянно присутствуют примеси теллура (в среднем 0,4%, в нескольких анализах 1,4%) и селена (до 0,3%).

Самородный висмут обнаружен в виде микровключений в висмутовых сульфосолях. В нем установлены примеси Ag и ^ (Бортников Н.С. и др., 2004).

Висмутин наблюдается в срастаниях с висмутовыми сульфосолями, а также в виде самостоятельных выделений в кварце. Формы кристаллов, в большинстве случаев, изомет-ричные, округлые, размером до 0,1 мм. Висмутин может содержать примесь свинца - 5,4% (Таблица 11), кроме того, отмечены в %: медь (до 0,9), сурьма (до 0,6), селен (до 0,4) и в

некоторых анализах ртуть и серебро (Бортников Н.С. и др., 2004). Галенобисмутит встречается достаточно редко, в основном в срастаниях с козалитом и висмутином, иногда наблюдается в виде отдельных игольчатых кристаллов. В химическом составе отмечается повышенная доля серы (Таблица 2) и обнаружены примеси сурьмы и селена (первые десятые доли процента), спорадически обнаруживается ртуть до 0,4% (Бортников Н.С. и др., 2004).

В тесной ассоциации с минералами висмута Н.С. Бортниковым (2004) выявлены сложные свинцово-висмутовые сульфотеллуриды. Обычно они образуют мелкие выделения в козалите. Содержание главных компонентов в их составе существенно варьирует: свинца от 7,2 до 16,6, висмута от 53,4 до 61,0, теллура от 22,2 до 30,0 и серы от 5,8 до 7,3%. В сульфотеллуридах свинца и висмута постоянно присутствуют сурьма и селен, концентрация которых составляет десятые доли процента. В некоторых зернах изредка встречаются серебро, медь и ртуть. Анализ минерала, не содержащего свинец, удовлетворительно пере-считывается на формулу жозеита А - Bi4TeS2. По другим анализам химического состава зерен минералы неизвестны. Малые размеры зерен и тесные срастания минералов не позволили авторам провести рентгеновское исследование.

Ассоциация сульфоантимонитов свинца в рудах развита достаточно широко, но по объемам проявлена незначительно. В пределах рудного тела 14 она наблюдается чаще обычного. Сульфоантимониты свинца, среди которых установлены буланжерит, джемсо-нит, цинкенит, плагионит, а также андорит и бурнонит, развиты преимущественно в ассоциации с галенитом, сфалеритом и блеклыми рудами полиметаллической ассоциации второго этапа, обрастают вокруг и выполняют просечки в последних. Цинкенит и джемсонит иногда образуют полостчатую структуру, корродируя кристаллы галенита по периферии и залечивая в нем трещинки. Редко наблюдаются их рассеянные отдельные игольчатые выделения в карбонате, иногда занимают интерстиции в кварце. В этой же ассоциации обнаружены андорит, аргентит и золото (Бортников Н.С. и др., 2004; Волков А.В. и др., 2006).

Результаты рентгеноспектральных (Бортников Н.С. и др., 2004) и микрозондовых (Таблица 11 ) анализов этих минералов хорошо пересчитываются на их идеализированные формулы. Сульфоантимониты свинца содержат примесь серебра и немного золота, наибольшие их концентрации содержатся в цинкените и джемсоните - серебра 854-2697 г/т, золота - 0,9-4,8г/т (Волков А.В. и др., 2006).

Кварц-антимонитовая ассоциация является самой поздней в ряду эндогенного ру-дообразования на Майском месторождении, и характеризуется богатым (бонанцевым) ору-денением. Основными рудными минералами являются антимонит, блеклая руда, самородный мышьяк и золото. Минерализация завершающей стадии пространственно связана со

структурой рудного тела № 1, локализуется в разрывных нарушениях, образуя жилы выполнения, системы прожилкования, зоны брекчирования.

Антимонит весьма широко распространен в рудах месторождения. Представлен массивными лучистыми агрегатами, гнездовидными включениями в друзовидном кварце, тонкоигольчатыми выделениями, кристаллы имеют удлинённо-призматический облик (Рисунок 2.28 а, 3.15). Также встречаются массивные срастания кристаллов антимонита, имеющие чугунный облик. Размер кристаллов доходит до 5 см по удлинению. Характеризуется ярким полисинтетическим механическим и коленчатым двойникованием. Зачастую кристаллы антимонита имеют следы наложенных деформаций: сколы, разрывы, изгибы.

Антимонит, по данным рентгеноспектрального микроанализа (Бортников Н.С. и др., 2004), содержит 71,6% сурьмы, 27,3% серы и 0,4% мышьяка, что близко к теоретическому составу. В единичных анализах обнаружено 0,4% ртути и 0,7% висмута. Минерал также содержит следовые концентрации серебра, меди, цинка, железа и селена. А.В. Волков (2006) отмечает наличие в антимоните золота до 15 г/т и серебра 0,4-78 г/т.

Блеклая руда II наблюдается в виде мелких включений в кварце, часто в срастании с самородным золотом, иногда образует включения в нем. Ее состав существенно отличается от состава блеклой руды I, содержание сурьмы в ней меньше практически в 2 раза, а мышьяка больше на порядок, содержит заметно больше цинка и меньше железа (Бортников Н.С. и др., 2004).

Рисунок 3.15 - Углеродсодержащие березиты с кварц-антимонитовой системой прожилков (рудное тело 1 , рудный столб) Самородный мышьяк встречается в рудных телах №1 и 9, образует рассеянную

вкрапленность в кварц-антимонитовых жилах, нарастает на антимонит, часто расположен в непосредственной близости с самородным золотом, но срастаний с последним не обнаружено. Формы кристаллов розетковидные, округлые ксеноморфные. Самородный мышьяк может содержать до 0,5% ртути, до 1,1% сурьмы, до 0,6% серы и до 0,2% селена (Бортников Н.С. и др., 2004).

Самородное золото распределено в кварце в виде интерстициальных прожилков, цементационных выделений в брекчиях, приуроченных к зальбандам. Может образовывать срастания с антимонитом и блеклой рудой. Размеры выделений золота колеблются от долей мм до 1-2 мм, формы выделения разнообразные - комковидная, чешуйчатая, петельчатая, округлая, каплевидная, ксеноморфная. По результатам микрозондового анализа (Рисунок 3.16) отмечена весьма высокая пробность самородного золота, которая составляет 920 -980%, единственной примесью является серебро, до 7 %. В позднем золоте Н.С. Бортнико-вым (2004) отмечена примесь ртути от 0,1 до 1,5%, максимальная концентрация которой выявлена в зернах, ассоциирующих с самородным мышьяком. Кроме того, может присутствовать до 1,2% меди; висмут, селен и теллур в некоторых анализах достигают первых десятых долей процента.

1 ст

Хим. состав самородного золота, в %

Х/э Номер спектра

2 3 4 5 6 7

Аи 92,69 92,96 93,27 92,93 93,17 92,85

АЯ 7,31 7,61 6,73 7,07 6,83 7,15

Сумма 100,00 100,57 100,00 100,00 100,00 100,00

Хим. состав сульфидов, в %

1 -.^.«.»узд

/ .

и

Х/э Номер спектра

8 9 10 11

81 1,32 0,89 - -

А1 0,72 - - -

Т1 0,41 - - -

Са 0,35 - - -

Ре 48,86 86,38 21,86 66,62

А8 - - 62,56 4,01

8Ь - - 1,53 0,53

8 48,33 12,73 14,05 28,84

Сумма 99,99 100,00 100,00 100,00

21

чГг

'-¿Дг

г.

Рисунок 3.16 - Характеристика самородного золота позднего этапа Майского месторождения.

По структурно-текстурным особенностям наибольшее распространение имеют вкрапленные руды с различной степенью насыщенности рудными минералами (от сильно-

до слабонасыщенной), реже прожилково-вкрапленные, и совсем редко - прожилковидные и микрослоистые. В зонах брекчирования рудной залежи, проявлена брекчиевидная текстура. Форма выделений зёрен и агрегатов сульфидной минерализации идиоморфномета-зернистая (поздний пирит, арсенопирит), гипидиоморфнометазернистая (ранний пирит) и аллотриоморфнометазернистая (сфалерит, халькопирит, галенит, пирротин и станнин). Размер вкрапленных скоплений сульфидной минерализации изменяется от десятых долей миллиметра до 2-3 мм.

По совокупности перечисленных признаков оруденение майского типа неоднократно отнесено и предшественниками (Константинов М.М. и др., 2000з; Сидоров А.А. и др., 2002; Бортников Н.С. и др., 2004; Волков А.В. и др., 2006), и автором работы к золото-мышьяковисто-сульфидному прожилково-вкрапленному типу в углеродисто-терригенных толщах.

3.2.2 Изотопно-геохронологические исследования рудной минерализации

Определение возраста рудной минерализации Майского месторождения проводилось с помощью Re-Os изотопной системы. Эта система отличается от других изотопных систем, которые основываются на изотопных соотношениях литофильных элементов, тем, что ее поведение в геологических процессах обусловлено халькофильными и сидерофиль-ными свойствами рения и осмия (Allegre C.J. et al., 1980). Это обстоятельство позволяет успешно применять рений-осмиевую систему для датирования сульфидов из месторождений различных генетических типов (Kirk J. et al., 2002), содержащих рений и осмий на уровне 1*10-1 мг/т (Бушмин С.А. и др., 2013). При этом результаты датирования рудных минералов иногда сильно расходятся с U-Pb и Rb-Sr датировками магматических и гидро-термально-метасоматических событий (Бушмин С.А. и др., 2013; Browning P. et al., 1987), значительно выходя за возрастной интервал формирования месторождений.

В тоже время с помощью начального изотопного состава Os сульфидов (по отношению изотопов (187Os/188Os)0) возможно оценить вклад различных источников вещества в ру-дообразующий флюид/расплав. Рений и осмий совершенно по-разному ведут себя при выплавке силикатных расплавов из мантийного субстрата (Бушмин С.А. и др., 2013; Фор. Г., 1989), первый элемент является умеренно совместимым с силикатным расплавом и со временем накапливается в земной коре, а второй - несовместимый, обогащает мантийный ре-стит. Таким образом, сравнивая изотопные метки осмия различных рудных минералов можно оценить степень участия мантийного, либо корового источников в их формировании.

В работе впервые для Майского месторождения изучена Re-Os изотопная система арсенопирита, пирита и антимонита из рудного тела №1. Образец 140-1ю отобран на горизонте +140, на южном фланге из зоны дробления черных углистых березитизированных алевролитов, содержащих вкрапленную, реже прожилково-вкрапленную рудную минерализацию в виде арсенопирита и пирита. Образец 0d-100 отобран на горизонте +100 центральной части рудного тела №1, представляет контакт оруденелой березитизированной дайки гранодиорит-порфиров и березитизированных алевролитов. Образец содержит про-жилково-вкрапленную минерализацию пирита, арсенопирита и халькопирита. Образец Ant представляет рудный столб - стержневую часть жилы на горизонте +200, взят из зоны кварц-антимонитового брекчирования с видимым золотом.