Глава 5. Минеральный состав рудных тел

Нетальное изучение минеральных ассоциаций рудно-ме- тасоматических образований месторождения Бамское выполнялось авторами в 1991-1993 гг. До этого оно практически не было исследовано, и перед авторами стояла задача изучения сложной стадийно­сти рудообразования, вещественного состава и генетических особенностей формирования руд.

5.1. СТАДИЙНОСТЬ ОРУДЕНЕНИЯ

Картирование рудных тел с последующим петрографо-минералогичес- ким изучением полированных препаратов как традиционными оптическими методами, так и с использованием электронного микроскопа Camskan с мик­роанализатором Link (Англия), выявило следующие стадии минералообра- зования, приуроченные к самостоятельным этапам деформаций в пределах единого цикла эндогенной магматической и рудно-гидротермальной актив­ности: дорудная, ранняя рудная (кварц-шеелит-сульфидная), средняя руд­ная (березитовая), поздняя рудная (золото-сульфидно-сульфосольная) и пострудная (табл. 16).

Дорудные кварцево-жильные и метасоматические образования прояви­лись в результате гидротермального изменения вмещающих пород с заме­щением первичных минералов агрегатами крупношестоватого кварца-1. Ок- варцевание характеризуется, как правило, тонкопрожилковой, иногда гнез-

Микрофотографии к гл. 5 (рис. 51-106)

Рис 51 Пересечение раннего крупношестоватого гидротермального кварца (Qtz-1) зоной рудного кварцево-шеелит-сульфидного метасоматита (проявлены Qtz-2, Ру-1) Обр С121-193 м. р т 7 Увел 50.николи +

Рис. 52. Жильно-метасоматическая порода с шеелитом (Sht), пиритом (Ру-1), кварцем (Qtz-2) ранней рудной стадии минералообразования Поверхность р. т 8 Обр 18Ж, увел 50, николи +

Рис 53 Жильно-метасоматическая порода с кварцем-2, шеелитом и пиритом-1, пересекаемая зоной бластомилонитизации с кварцем-3 стадии березитизации. Поверхность р. т В Обр. ВК, увел 50, с одним николем

Рис 54 Карбонатсодержащая разновидность кварцево-шеелит-сульфидных метасоматитов (Dol-Ank, Qtz-2, Sht, Ру-1), пересекаемая микрозоной березитизации (Qtz-3, Ms, Ру-2) Поверхность р т В Обр ВЛ, увел 50, николи +

Рис 55 Пересечение зоной березитизации с серицитом (Ms), альбитом (АЬ), кварцем (Qtz-З) раннего кварцево-шеелит-сульфидного метасоматита Кан 25, р т 4 Обр 5, увел 50, николи +

Рис 56 Кварцево-шеелит-сульфидный метасоматит (Qtz-2, Ру-1), пересекаемый зоной березитизации с собственной сульфидной минерализацией (Qtz-3, Ms, Ру-2) Cal - пострудные кальцитовые прожилки с кварцем

Рис 57 Катаклаз и березитизации (Qiz-3, Ms) раннего кварцево-шеелит-сульфидного метасоматита (Qtz-2, Ру-1), сопровождающаяся перекристаллизацией и образованием новой генерации сульфидов (Ру-2) Обр С-В6-40 м, р т 5 Увел 50, николи +

Рис 58 Тонкопрожилковая кварцево-сульфидно-сульфосольная минерализация ((Qtz-4, Sst), наложенная на кварцево-шеелит-сульфидный метасоматит ((Qtz-3) Cal - пострудные каль- цитовые прожилки. Обр С135-61 м, р т 7 Увел 50, николи +

Рис 59 Развитие галенита (Gn) по трещинам в пирите (Ру-1) и по контуру зерен Zn- теннантита-тетраэдрита (Thd-1) Обр 5Е поверхность р т 4

/

ф IЕЯ ^

' ^ -Са,S

/

рр-5Е 00002 lOOyn '

Рис 63 Раздробленные зерна раннего пирита (Ру-1), цементируемые халькопиритом ста­дии березитизации (Сср-1) Прожилки в халькопирите выполнены галенитом продуктивной ста­дии (Gn-2) Са, S - гипергенный гипс Поверхность р т 4

Рис 64 Развитие по микротрещинам в раннем пирите (Ру-1) блеклой руды стадии бере­зитизации (Thd-1) Микротрещинки в блёклой руде выполнены галенитом продуктивной стадии (Gn-2) Поверхность р т 4 Обр. 5П

Рис 65 Развитие позднего галенита (Gn-2) по халькопириту и тетраэдриту (Сер-1, Thd-1) Стадии березитизации и по контуру их зерен Поверхность р т 4 Обр 5А

Рис 66 Развитие позднего галенита (Gn-2) по трещинкам (по спайности) в карбонате и по контуру зерен халькопирита (Сер-1) стадии березитизации Поверхность р т 4 Обр 5Л

Рис 67 Тонкопрожилковые метасоматиты поздней (продуктивной) рудной стадии (Dol- Ank, Cal, Qtz-4, Gn-2, Ccp-2, Thd-2, At) по ксенолиту биотитового амфиболита в Чубачинских гранитах Скв 10А, 32 м, р т 4

Рис 68 Преимущественное развитие галенита (Gn-2) с Zn-тетраэдритом (Thd-2) и акантитом (At) Скв 10А, 32 м, р т 4

^'ей-' ' * ft

C-lOfl-32 0 0 009 3 0>>n

Рис 69 Галенит продуктивной стадии (Gn-2) в кварц-карбонатной матрице и по трещинам в раннем пирите (Ру-1) с редкими зернами сфалерита (Sp), блеклой руды (Thd-2) и халькопирита (Сср-2) Скв 10А, 32 м, р т 4

Рис 70 То же, что и на рис 69, и кристалл барита Скв. 10А, 32 м, р т 4

Рис 72 Халькопирит и Ag-Zn-тетраэдрит (Сср-2, Thd-2) продуктивной стадии (совместная кристаллизация или распад твердого раствора) Скв 10А, 32 м, р т 4

Рис 73 Развитие акантита (At) в виде каплевидных образований, корок нарастания по халькопириту (Сср-2) и Ag-Zn-тетраэдриту (Thd-2) в заключительный этап продуктивной рудной стадии (распад твердого раствора') Скв 10А, 32 м, р т 4

Рис 74 Корки нарастания акантита (At) по тетраэдриту (Ag-Thd-2) Скв 10А, 32 м, р т 4

Рис 75 Микровключение акантита (At) в микропрожилке измененного Чубачинского гранита Скв 9, 26 м, р т 4

Рис 76 Развитие галенита (Gn-2) и фазы состава Ag, Pb, Mo, S (возможно, субмикронные срастания акантита, галенита и молибденита) в микротрещинках и полостях выщелачивания раннего пирита (Ру-1) Тр 8, 147, 8 м, р т 3

Обр 5Е, р т 4

Рис 80 Реакционная кайма Ag, Bi, Те-содержащих фаз по галениту

Рис. 81 Включение в раннем пирите (Ру-1), выполненное галенитом, матильдитом, гесситом продуктивной рудной стадии (распад твердого раствора) Скв 151, 196 м, левый борт Чульбангро, на продолжении р т 4

Рис. 82. Развитие галенита, гессита, теллурида Bi и сульфосоли Pb и Ад в заключительный этап продуктивной стадии в микротрещинках и пустотках выщелачивания раннего пирита Поверхность р т 10 Обр ЮГ

Рис 85 Развитие в микропрожипках и пустотках выщелачивания раннего пирита (Ру-1) золота и гессита Тр 8, 147, 8 м, р т 3

Рис 86 Золото и гессит в микропрожилках пирита (Ру-1) Тр 8, 147, 8 м, р т 3

C»Co3

Рис 89 Развитие полистадийного метасоматита по ксенолиту биотитового амфиболита Ранний пирит (Ру-1), несущий следы растворения, реликты Ni, Fe, Мп-содержащего минерала и большое количество субмикронных частичек золота в силикатной (хлорит-серицитовой) массе, выделившихся в заключительный этап продуктивной рудной стадии Обр С10А - 34 м, р т 4

Рис 90 Развитие в минерализованной трещине раннего пирита (Ру-1), халькопирита (Сср-2) и галенита (Gn-2) в срастании с золотом (проба 772) Обр С151 - 262, 5 м

Рис 91 Сросток комковатой по форме золотины (проба 810) с кварцем Поверхность

Рис 92 Золото двух генераций в срастании с пирротином (Ро), Аи-1 - золото пробы 780, Аи-2 - пробы 832 Fe - гидроокислы железа Поверхность р т 4

	у <i
	■
ЕЭ
ВПП-2С 00003	ЗОуп

Рис 93 Выщелоченное с поверхности золото в срастании с кварцем (Qtz) Проба в разных участках варьирует в интервале 902-938 Поверхность р т 4

Рис 94 Комковатое золото (светлое) с примазками гидроокислов железа и примесью силикатного материала (Fe, Si, К) Проба 777 Поверхность р т 4

Рис 95 Золото пробы 732 с отпечатками кристаллов кварца в срастании с пиритом, магнетитом и разложенными сульфосолями, замещенными охристым материалом (гидроокислы Fe, Си с примесью Ад, Те) В охрах видны тонкие прожилки переотложенного золота с более высокой пробой Поверхность р т 4

V¹* -У*

BRM-2E-2 00006 ЗОуп

Рис 96 Золото пробы 753 в срастании с сульфосолями, разложенными в зоне окисления (темное, на спектре - линии Fe, Sb, Cd) Поверхность р т 4

Рис 101 Золото, неоднородное по составу, с гидроокислами железа В некоторых точках состав золота отвечает электруму (проба 257, 448), в других имеет высокую пробу (916). Кавернозный малосульфидный кварц (рудопроявление Дес)

Рис 103 Зерно шеелита, несущее следы дробления и растворения при развитии наложенных кварцево-карбонат-сульфидно-сульфосольных метасоматитов продуктивной рудной стадии Обр С151 - 196 м

Рис 104 То же зерно шеелита, что и на рис 103, с большим увеличением Развитие галенита (Gп-2) и сульфоаисмутитоа РЬ и Ад

Рис 105 В пустотке раннего пирита (Ру-1) переотложенные и частично выщелоченные кристаллы шеелита Обр С9 - 18 м, р т 4

BSI

С 9 - 1 8 00003 10|'П

Рис 106 В пустотке раннего пирита (Ру-1) включение штольцита (или распита) - PbW0₄ Обр С9 - 18 м, р т 4

Таблица 1 6

Минеральные ассоциации

До рудная	Рудные стадии			Пост- рудная стадия	Зона окисле­ния
стадия	Раннняя	Средняя	Поздняя
Кварце­вая	Кварц- шеелит- сульфидная	Березитопо- подобные образоаания с полисульфи- дами	Золото- сульфидно- сульфосоль- ная с теллури- дами	Кварц- карбо- нвтная	Гипергенные минералы
Кварц	Кварц	Кварц	Кварц	Кальцит	Малахит
	Fe-карбонат	Серицит	Кальцит	Кварц	Ярозит
	Пирит	Мусковит	Доломит-		Лимонит
	Шеелит	Хлорит	анкерит		Азурит
		Доломит-	Хлорит,		Гидроокислы
		анкерит	Серицит		Мп
		Кальцит	Барит		Лейкоксен
		Альбит	Флюорит		Мартит
		Пирит	Пирит		Ковеллин
		Халькопирит	Халькопирит		Халькозин
		Zn-тетраздрит-	Ад, Zn-тетра-		Англезит
		Теннантит*	эдрит*		Церуссит
		Галенит	Галенит		Смитсонит
		Сфалерит	Сфалерит		Тунгстит
		Золото?	Золото		Штольцит
		Шеелит	Акантит		PbW04*
			Киноварь
			Молибденит
			Сульфовис-
			мутиты-РЬ,
			Ад, Си*
			Теллуриды
			Au, Ag, BI*
			Гематит?
			Рутил?
			Магнетит?

Примечания. (*) - минералы, обнаруженные авторами; жирным шрифтом выделены главные и повсеместно встречающиеся на месторождении минералы, знак «?» - неоднозначная принадлежность минерала к рудной стадии

довой формой. Шестоватый кварц с удлинением индивидов до 1-3 мм мес­тами сохраняется в форме реликтов, частично замещенных разновозраст­ными минеральными новообразованиями. Распространены случаи брекчи- рования и перекристаллизации шестоватого кварца, материал которого рас­ходуется на построение новых генераций минерала (рис. 51). В целом появ­ление шестоватого кварца является благоприятным поисковым признаком на оруденение, а его структура («лошадиного зуба») отчетливо выделяется на фоне бластогипидиоморфно-зернистой структуры вмещающих гнейсо- гранитов.

Ранняя рудная стадия представлена жильно-метасоматическими квар- цево-шеелит-сульфидными образованиями, относящимися к наложенному

Таблица 1 6

Минеральные ассоциации

Дорудная	Рудные стадии			Пост­рудная стадия	Зона окисле­ния
стадия	Раннняя	Средняя	Поздняя
Кварце­вая	Кварц- шеелит- сульфидная	Березитопо- подобные образоаания с полисульфи- дами	Золото- сульфидно- сульфосоль- ная с теллури- дами	Кварц- карбо- нвтная	Гипергенные минералы
Кварц	Кварц	Кварц	Кварц	Кальцит	Малахит
	Fe-карбонат	Серицит	Кальцит	Кварц	Ярозит
	Пирит	Мусковит	Доломит-		Лимонит
	Шеелит	Хлорит	анкерит		Азурит
		Доломит-	Хлорит,		Гидроокислы
		анкерит	Серицит		Мп
		Кальцит	Барит		Лейкоксен
		Альбит	Флюорит		Мартит
		Пирит	Пирит		Ковеллин
		Халькопирит	Халькопирит		Халькозин
		Zn-тетраздрит-	Ад, Zn-тетра-		Англезит
		Теннантит*	эдрит*		Церуссит
		Галенит	Галенит		Смитсонит
		Сфалерит	Сфалерит		Тунгстит
		Золото?	Золото		Штольцит
		Шеелит	Акантит		PbW04*
			Киноварь
			Молибденит
			Сульфовис-
			мутиты-РЬ,
			Ад, Си*
			Теллуриды
			Au, Ag, Bl*
			Гематит?
			Рутил?
			Магнетит?

Примечания. (*) - минералы, обнаруженные авторами; жирным шрифтом выделены главные и повсеместно встречающиеся на месторождении минералы, знак «?» - неоднозначная принадлежность минерала к рудной стадии

довой формой. Шестоватый кварц с удлинением индивидов до 1-3 мм мес­тами сохраняется в форме реликтов, частично замещенных разновозраст­ными минеральными новообразованиями. Распространены случаи брекчи- рования и перекристаллизации шестоватого кварца, материал которого рас­ходуется на построение новых генераций минерала (рис. 51). В целом появ­ление шестоватого кварца является благоприятным поисковым признаком на оруденение, а его структура («лошадиного зуба») отчетливо выделяется на фоне бластогипидиоморфно-зернистой структуры вмещающих гнейсо- гранитов.

Ранняя рудная стадия представлена жильно-метасоматическими квар- цево-шеелит-сульфидными образованиями, относящимися к наложенному по форме, в поперечнике не превышают 0,05 мм и образуют срастания с мелкочешуйчатым серицитом в тонкошестоватом кварце. Серицит преиму­щественно ориентирован по зонам нарушений, что создает в породе сетча­тую структуру. Для метасоматических образований этой стадии характерен рутил, редким является флюорит.

Березиты относятся к наложенному самостоятельному этапу деформа­ций, часто развиваются по ранее сформированным жильно-метасоматичес- ким образованиям дорудной и первой рудной стадий.

Кварцево-карбонатные золото-сульфидно-сульфосольные с теллурида- ми жильно-метасоматические образования (поздняя рудная стадия) уста­новлены в зонах катаклаза и милонитизации, секущих кварцево-шеелит-суль- фидные метасоматиты и березитизированные породы. При этом имеют ме­сто брекчирование ранних минералов, замещение их по сети микропрожил­ков, образование тонких каемок обрастания. Характерной чертой микрозон нарушений, выполненных метасоматитами этого типа, является тонкочешуй­чатая приразломная складчатая структура. Такие плойчатые микрозоны тем­ного цвета сопровождаются минерализованными зеркалами скольжения (рис. 58). Главные минералы представлены тонкошестоватым кварцем (ме­стами халцедоновидного облика) в ассоциации с мелкозернистым карбона­том (кальцитом, доломит-анкеритом), небольшой примесью хлорита, сетча­того серицита и барита. Основным рудным минералом является галенит в виде мелких до 0,1 мм зерен в кварц-карбонатных прожилках (рис. 59-61). Менее распространены халькопирит и Ag-Zn-тетраэдрит. Для этой стадии минералообразования характерны, но не являются ведущими минеральны­ми формами акантит, сфалерит, сульфосоли (сульфовисмутиды Си, РЬ, Ад) и теллуриды Au, Ag, Bi, более редки сфалерит, киноварь, молибденит. В тяжелых фракциях руд установлено дисперсное самородное золото с раз­мером частиц 0,3-0,01 мм и широко варьирующей пробой: 772-938.

Метасоматиты этого типа выделены на основании изучения тонкопро- жилковых проявлений преимущественно по керну скважин (рис. 67-70). Пло­щадное их развитие отмечается в траншее 30 в 250 м к востоку от р. т. 4. Здесь макроскопически они представляют собой субсогласные с гнейсо- видностью гнейсо-гранитов зонки мощностью от первых миллиметров до 10-20 см и гнездовые выделения, практически нацело сложенные дисперс­ным пиритом кубического облика. Под электронным микроскопом видна микробрекчиевая структура таких образований. Главные минералы представ­лены дисперсным пиритом, тонкошестоватым кварцем (местами халцедо­новидного облика) в ассоциации с сетчатым серицитом, небольшой приме­сью хлорита и межгранулярными выделениями карбоната. В шлифах наблю­дается пересечение тонкошестоватым кварцем и пиритом-3 более крупно­чешуйчатого мусковита и хлорита второй рудной стадии. В аншлифах отчет­ливо видны пересечения прожилками, выполненными пиритом-3, более круп­нозернистых пирита и халькопирита стадии березитизации. В тяжелом шли­хе этих образований обнаружено дисперсное золото и единичные зерна га­ленита.

Пострудные кварцево-кальцитовые жильно-метасоматические образо­вания наложены в форме тонкопрожилковой сети на все перечисленные по­роды жильно-штокверковых систем (рис. 56, 58). В призальбандных участ­ках наиболее мощных (до 10 см) жил с жеодами хрусталевидного кварца и кристаллами кальцита развит халцедоновидный кварц. Рудные минералы не отмечаются.

5.2. ОПИСАНИЕ РУДНЫХ МИНЕРАЛОВ

Наиболее распространенным и информативным минералом, участвую­щим во всех стадийных жильно-метасоматических образованиях месторож­дения, является пирит. Основное количество этого минерала с преоблада­нием кубической формы образовалось на раннем кварцево-шеелит-сульфид- ном рудном этапе (Ру-1). Кристаллы такого пирита характеризуются круп­ным размером (до 1 мм), катаклазированы, несут признаки растворения и перекристаллизации. Тонкие прожилки в них выполнены минералами нало­женных стадий, что хорошо иллюстрируется серией микрофотоснимков (рис. 59-64).

Пирит стадии березитизации (Ру-2) развит в виде мелких, до 0,5 мм в поперечнике, кристаллов. Он является идиоморфным по отношению к халь­копириту и другим сульфидам, что выявлено при изучении шлифов и аншли- фов. Следует отметить, что для месторождения характерна структурная пре­емственность геологической позиции гидротермально измененных пород Поэтому выделение минералов, относящихся к определенной стадии рудо- образования и минимально затронутых развитием наложенных минераль­ных ассоциаций, крайне затруднительно.

Пирит-3 - ведущий минерал поздней рудной стадии - развит в ассоци­ации с субмикронными образованиями галенита, халькопирита и сульфосо- лей. Этот минерал характеризуется кубической формой кристаллов и малы­ми размерами - от 0,3 мм вплоть до рудной сыпи.

Для изучения отбирался ранний пирит кубической формы из протоло- чек, контролируемых исследованием аншлифов (контроль осуществлялся изучением парных к ним шлифов) из фракции 0,5-0,25 мм. Одна проба АП-5 (поверхность р. т. 4) массой 3 кг была подвергнута дроблению с помощью нового электроимпульсного метода, без разрушения отдельных кристаллов (разработка НИИ «Механобр»). В отмытом из этой пробы ультратяжелом шлихе обнаружены киноварь, шеелит, золото, галенит, а в сульфидном шли­хе - пирит, халькопирит, блёклая руда, которые далее исследовались под электронным микроскопом, а также с помощью эмиссионного количествен­ного спектрального анализа по методу «трех эталонов». В качестве стандар­тов использовались природные пириты золоторудного месторождения Дау- гызтау (Средняя Азия), а также эталоны на основе природного галенита, проанализированные методом ИНАА, внутрироссийские стандарты пород (ДВР, ДВГ и др.), всего 15 эталонов. Съемка велась на приборе ДФС-1 (ре­шетка 600 штр./мм, щель 9 мкм, пластинки СП-1, навески пробы, массой по 20 мг, сжигались дважды в дуге переменного тока, первые 2 мин при силе тока 15 А, дожиг - при 20 А).

Таблица 17

Микроэлементный состав пиритов (ррш, помеченные звездочкой - мас.%)

№ п/п	№ образца	№ руд­ного тела	Элементы
			Ад	Аи	Bi	Си	РЬ	Zn	Со	Ni	Сг	V	Ti	Мп	Мо
!	9е	1	130	100	40	80	14	70	15	70	250	14	45	100	3,0
2	С5-40	2	160	32	16	70	10	110	10	100	150	13	40	190	1,5
3	С5А	2	60	90	35	550	18	60	10	250	300	20	42	140	1,5
4	С9-15.7	4	60	38	<10	450	19	70	60	110	240	20	25	80	4,5
5	СЭ-16,2	4	1300	180	<10	8,0*	40	600	180	75	450	35	38	35	18,0
6	СЭ-18,8	4	350	90	120	0,8*	20	<30	20	50	600	38	18	50	12,0
7	С10-34	4	10	70	<10	0,3*	10	50	300	320	160	16	220	320	3.0
8	С25	5	130	22	26	0.6'	27	140	12	110	380	23	34	80	3,0
9	С25-18	5	700	140	27	35	25	<30	40	50	600	55	17	680	5,5
10	С25-159	5	650	200	140	12*	3*	350	120	150	400	40	280	150	50,0
11	С25-181	5	190	150	40	140	54	85	70	65	260	20	19	900	5,0
12	С86-5	5	1,6	20	10	90	18	50	110	110	350	17	27	280	1,5
13	С86-232	5	12	22	<10	600	<10	80	140	320	250	24	1100	300	<1,0
14	С135-66	7	11	13	12	40	32	400	45	110	420	85	1300	600	5,5
15	С121-47.3	7	7	21	<10	900	27	<30	130	22	250	90	120	250	1,8
16	С121-16.5	7	350	200	14	12*	14	<30	45	1000	640	50	40	400	4,5
17	С121-200	7	20	26	14	130	10	50	100	400	250	19	400	240	2,0
18	С121-230	7	60	120	10	35	<10	50	80	320	190	20	55	350	14,0
19	10 г	10	160	50	45	120	54	85	12	42	230	17	30	130	4,0
20	С182-189-1	Левый	130	160	<10	700	<10	80	12	60	80	13	38	170	1,2
21	С182-189-2	борт	1200	450	120	0,5*	14	<30	20	100	420	50	20	180	3,0
		Чуль-
		бангро
22	13 п	Тр. 30,	9	42	70	45	14	50	100	200	150	11	200	40	18
	I	р т 4А

Примечание С9-15.7 - скважина № 9, глубина 15,7 м

Микроэлементный состав пиритов (Ру-1) приведен в табл. 17 (анали­зы - ан. 1-21). Одна проба пирита (Ру-3) отобрана в описанной выше тран­шее № 30 (ан. 22), где получили преимущественное развитие руды поздней рудной стадии. Относительно неизмененными оказались ранние пириты (ан. 7, 12-15). Они содержат от 13 до 70 ppm Аи и от 1,6 до 12 ррт Ад при низкой концентрации Bi (<10 - 12 ppm). Остальные образцы ранних пиритов содер­жат включения наложенных минеральных ассоциаций. Вариации Аи в них составляют 22-450 ppm; Ад - 60-1200 ppm, Bi - 10-140 ppm. Эти пириты (ан. 5, 10, 16) представляют собой тесные прорастания с халькопиритом, Zn- тетраздритом, галенитом и др. (рис. 59-63 и др.). Изучение кристаллов пи­ритов под электронным микроскопом (Camskan, Link) выявило причины столь существенного разброса значений элементов. Пять-семь кристаллов пири­та каждой пробы (ан. 1, 4, 7, 8, 11, 13, 15, 16, 18-21, табл. 17) запечатыва­лись эпоксидной смолой в препараты, которые исследовались под элект­ронным микроскопом. Как видно из рис. 82, микропрожилки в пирите-1 трас­сируются субмикронными включениями галенита, гессита, теллурида Bi, фазы состава (Pb, Ag, Bi, S), являющейся серебро-свинцово-висмутовой сульфо- солью. Пирит (ан. 8, поверхность р. т. 4) содержит сеть минерализованных трещин, в которых имеются включения игольчатого минерала состава (Ад,

Pb, Bi,S), петцита, блёклой руды и галенита (рис. 63, 64). Другой кристалл пирита (ан. 20) содержит субмикронные включения (Au, Ag, Bi, Те)-содержа- щих фаз. Пирит (ан. 21) отобран из того же образца (скв. 182, глубина 189 м, левый борт Чульбангро). Оба пирита отличаются по содержанию Au, Ag, Bi, что является отражением количества включений (Au, Ag, Те, В|)-содержа- щих фаз наложенной поздней рудной стадии.

Наличие включений теллуридов в ранних пиритах (табл. 17) приводит к увеличению содержания в них Au в 3-6 раз, Ад - в 20-60 раз. Так, в пирите (ан. 16, обр. скв. 121, глубина 16,5 м; р. т. 7) с содержанием Au 200 ppm, Ag 300 ppm отмечается 0,1 мас.% Те, что свидетельствует о значительном при- вносе благородных металлов в заключительную кварцево-карбонат-сульфид- но-сульфосольную стадию рудообразования (Bi, Те)-содержащими раство­рами.

Обращает на себя внимание высокое содержание титана (до 1300 ppm) в отдельных пробах пирита-1 (табл.17, ан. 13, 14, 15), связанного, по-види­мому, с включениями широко развитого в метасоматитах рутила. Элементы группы Fe в пиритах не коррелируют между собой, в отдельных образцах их содержание достигает (в ppm): Ni - 1000, Со - 300, Cr - 640, Mn - 900, что свидетельствует о наличии самостоятельных фаз этих элементов, обнару­женных при микрозондовых исследованиях, но не отождествленных из-за малых субмикронных размеров. В обр. С10А-34 м (рис. 89) установлены зерна пирита в силикатной массе, несущего следы растворения, а также 2 зерна окисленной фазы, в составе которой отмечаются (в мас.%): Fe - 5,3; Mn - 13,3; Ni - 2,5. В окружающей силикатной массе видны многочисленные суб­микронные включения золота. В одном из пиритов (скв. 121, глубина 47 м, р. т. 7) содержание Cd достигает 200 ppm при Au 21 ppm и Ag 7 ppm. Пирит-3 является золотоносным (ан. 22, табл. 17), содержит (в ppm): Au - 42, Ag - 9, Mo - 18, Bi - 70 (Bi - индикаторный элемент продуктивной рудной стадии минералообразования).

Пирротин редко встречается на месторождении, обнаружен в микро­прожилках, выполненных минеральными ассоциациями средней рудной ста­дии, развивающимися по ксенолитам биотитовых амфиболитов.

Халькопирит-1, наряду с пиритом, наиболее распространенный мине­рал средней рудной стадии (березитизации). В ассоциации с пиритом и подчиненным количеством блёклой руды, галенита и сфалерита (рис. 59-61) этот минерал преимущественно развит на уровне современного эрозионно­го среза в жильном кварце р. т. 1, 4, 5, 8, 10, где рудные минералы образуют значительные скопления.

Макроскопически агрегаты зерен халькопирита прослеживаются в об­разцах из скважин на различных глубинах, вплоть до 300 м. Изучение зёрен халькопирита (фракция 0,35-0,15 мм) под электронным микроскопом пока­зало, что этот минерал образует тесные прорастания с блёклой рудой и галенитом или выполняет прожилки в раннем пирите-1 (рис. 63).

Микроэлементный состав халькопирита-1 приведен в табл. 18 (ан. 3-7). Следует отметить, что лишь одна проба (ан. 3) оказалась не «загрязненной» включениями сопутствующих или наложенных минералов. Проба АП-5В, как уже упоминалось, была подвержена дроблению с помощью метода электро­импульса, но и в этом случае не удалось получить свободный от микропри-

№	№ образца	Элемент
п/п	(р. т.)	Си	Fe	Zn	Pb	Sb	Bi	Au	Ag	Ga	Co	Ni	Cr	V	Ti	Mn	Cd	Mo
1	С196-83(10)	30	10	<50	<40*	50	14	<8	9	4	<3	5	10	<6	42	90	120	3
2	АП-5В(4)	<10*	-5*	<1*	3*	<10*	90	170	1800	<3	450	20	10	12	13	700	<80	<1
3	АП-8Е(8)	<10*	<10*	70	12	<50	<10	23	4,5	25	12	22	350	20	17	220	<80	2,5
4	АП-93(1)	<10*	<10*	400	12	<50	<10	28	130	18	30	11	400	35	10	160	<80	10
5	АП-8Л(8)	<10*	<10*	450	9	1000	11	42	130	25	30	10	550	38	20	360	<80	2,5
6	АП-ЮГ(Ю)	<10*	<10*	700	11	1000	45	20	600	12	60	34	280	20	10	380	<80	4,5
7	АП-5В(4)	<10*	<10*	7000	27	<2	140	23	600	15	28	38	300	22	17	65	<80	1,7

Микроэлементный состав галенита, халькопирита, Zn-теннактита-тетраэдрита (ppm, помеченные звездочкой - мас.%)

Примечание. 1. Номера: 1 - галенит; 2 - теннантит-тетраэдрит; 3-7 - халькопириты. 2. Знаком «<« обозначена чувствительность метода.

месей минерал для исследования. Повышенные, а в случае образцов (ан. 6, 7) высокие содержания Zn, Sb, Bi и Ag свидетельствуют о включениях в халь­копиритах сфалерита, блеклой руды, Ag-сульфосолей. Однако их содержа­ние в халькопирите (ан. 4-6) не превышает 1%, а в халькопирите (ан. 7) со­ставляет около 10%. Из табл. 18 следует, что количество золота в халькопи­ритах составляет в среднем 28 ppm в свободном от примесей минерале при достаточно низком Ад - 4,5 ppm. Однако эти данные, как и в случае ранних пиритов, не позволяют однозначно отнести халькопириты стадии березити­зации к золотоносным. Следует отметить довольно высокие концентрации в халькопирите-1 Сг (до 550 ppm) и Мп (до 380 ppm).

Хапькопирит-2 в ассоциации с Ag-Zn-тетраэдритом и преобладающим галенитом образует дисперсную вкрапленность в кварцево-карбонатных прожилках поздней рудной стадии (рис. 67-74). Скорее всего, халькопирит этой стадии образовался за счет перекристаллизации раннего халькопири­та и других сульфидов. Размер его зерен не превышает 0,08 мм. В пределах чувствительности микрозондового анализа минерал не имеет примесей. В ассоциации с халькопиритом и галенитом поздней рудной стадии установ­лено самородное золото (рис. 90).

Галенит-1 - распространенный минерал второй средней стадии - раз­вит в подчиненном количестве в ассоциации с халькопиритом, блёклой ру­дой, пиритом (рис. 59-63). На месторождении галенит редко встречается в виде скоплений, доступных для изучения. Микроэлементный состав такого галенита приведен в табл. 18 (ан. 1). Его отличает низкое содержание (в ppm): Ag - 9, Au - <10, Bi - 14 и довольно высокое Cd - 120.

При формировании кварцево-карбонат-золото-сульфидно-сульфосоль- ной с теллуридами ассоциации минералов (поздняя рудная стадия) гапенит-2, наряду с пиритом является главным, более поздним минералом, развит в виде мелких (до 0,05 мм) идиоморфных зерен в кварц-карбонатной матрице совместно с другими сульфидами (рис. 67-70). Часто галенит замещает блек­лую руду-1 (рис. 64), выполняет в ранних сульфидах или в кварце микропро­жилки (рис. 59-61), пустотки совместно с теллуридами Au и Ад (рис. 82), самородным золотом (рис. 89) и сульфовисмутитами Pb, Ag, Си (рис. 76- 79). Галенит-2, по данным микрозондовых определений, часто содержит серебро (до 2,3 мас.%), кадмий и висмут (0,п мас.%). Иногда гапенит-2 раз­вивается по контуру ранее сформировавшихся минеральных ассоциаций (рис. 59, 65), при этом внутренняя зона галенитовой каймы обогащена се­ребром до 17-20 мас.%. Рис. 65 иллюстрирует развитие галенита по спай­ности в карбонате и по периметру зерен халькопирита.

Сфалерит распространен менее других сульфидов. В стадию берези­тизации он образует ксеноморфные выделения размером до 0,05 мм в ас­социации с другими сульфидами, тяготея к Zn-блёклой руде. Иногда блек­лая руда выделяется в сфалерите в виде вкрапленников размером до 20 мкм. По данным микрозондовых анализов сфалерит-1 отличает низкое содержание Fe (менее 0,5 мас.%) и иногда высокое Cd (0,п мас.%). В кварц- карбонатных прожилках поздней рудной стадии сфалерит-2 изредка встре­чается в виде идиоморфных субмикронных выделений (рис. 69).

Приведенные выше данные по изучению сульфидов ранней рудной кварц-шеелит-пиритовой стадии и полисульфидной «березитизации» дают основание лишь в приближенной форме оценить вклад сульфидов в общую обогащенность руд золотом. В табл. 19 приведены значения Аи, а также Ад, Bi, Mo и некоторых других индикаторных элементов для руд и отобранных из них пиритов. Как видно из табл. 19, не существует прямолинейной зависи­мости между значениями золота в рудах и соответствующих им пиритах. Как правило, количество сульфидов в рудах не превышает 3-5%, редко достига­ет 10%. Следовательно, вклад ранних сульфидов в рудное золото составля­ет 1-3 ppm и меньше. Такое золото высвобождается при разрушении и пе­рекристаллизации сульфидов ранней и средней рудных стадий в связи с последующими наложенными процессами рудообразования. В случае р. т. 1 и 4 (ан. 3, 5, табл. 19), где развиты теллуриды, привнос золота в заключи­тельную стадию увеличивает его количество в рудах в 6-30 раз. Анализ 4 (табл. 19) иллюстрирует также содержание Аи и других элементов в р. т. 4. Однако здесь рудные метасоматиты развиваются не по гранитам, а по ксе­нолитам амфиболитов (рис. 67-74). При локальном отсутствии теллуридов и Bi-сульфосолей содержание Аи в рудах составляет 3,2 ppm, что ниже его среднего значения по месторождению. Таким образом, можно сделать вы­вод о привносе Аи, Ад, Те и, по-видимому, Bi гидротермальными раствора­ми в заключительную стадию рудообразования.

Акантит обнаружен нами в микропрожилках поздней рудной стадии в тесной ассоциации с Ag-Zn-тетраэдритом и халькопиритом. Как видно на микрофотоснимке (рис. 73, 74), акантит в виде каплевидных образований размером до 2 мкм отлагался на поверхности халькопирита или блеклой руды, что является, по-видимому, результатом образования сульфида се­ребра из более позднего, обогащенного серебром гидротермального ра­створа (или результатом распада твердого раствора).

Иногда акантит встречается в виде субмикронных включений в микро­трещинах кварца и ранних сульфидов (рис. 75). По результатам наших на­блюдений, этот минерал редко встречается на месторождении и не являет­ся ведущим минералом серебра. Однако, по данным Л.П. Курника (Курник, 1992), в пробах совместно с золотом практически постоянно присутствуют акантит и полибазит, а также шеелит.

Киноварь в единичных знаках обнаружена в тяжелых шлихах, отмытых из раздробленных проб массой 15 кг (поверхность р. т. 1, 4, 9). Она является редким минералом на месторождении. Ртуть устанавливается в микрофа­зах - твердых растворах с Аи, Ад, Те, получивших развитие в заключитель­ный этап продуктивной рудной стадии минералообразования (рис. 84). Л.П. Курник отмечает практически постоянное присутствие Нд в рудных те­лах в количестве 0,04-0,5 ppm, при этом коэффициент корреляции с золо­том значим с вероятностью 0,99% и равен +0,71 (Курник, 1992).

Молибденит в рудах месторождения встречается в виде субмикронных включений в микропрожилках, пересекающих кварц или сульфиды ранних рудных стадий, и, несомненно, сопутствует сульфидно-сульфосольным об­разованиям продуктивной стадии рудообразования. Это подтверждается на порядок более высокими содержаниями Мо в пиритах и соответствующих им рудах (ан. 1,5и4втабл. 19). Как указывалось выше, значительные скоп­ления молибденита обнаружены в ЮЗ части рудного поля в темном хапце- доновидном жильном кварце. Темный цвет кварца обусловлен присутстви-

№	№	Привязка	Пириты							Руды
п/п	образца		Au	Ag	Bi	Pb	Cu	Zn	Mo		Au	Ag	Bi	Pb	Cu	Zn	Mo
1	АП-16Л	Пиритсодержащий кварц рудопроявления Дёс	50	9	60	<4	6	450	<1		35	8	80	8	25	<50	11
2	АП-13П	Рудный метасоматит (Р. т. 4А, центральная часть тр. 30)	42	9	70	14	45	50	18		3,4	12	60	140	42	<50	290
3	АП-9Е	Рудный метасоматит (осевая часть р. т. 1)	100	130	40	14	80	70	3		18	7	60	18	170	<50	<1
4	АП-5	Интенсивно измененный плагиоамфиболит (скв. 10А - 34 м, Р-т 4)	70	10	<10	5	3000	50	3		3,2	4	<10	9	560	60	1,3
5	АП-5К	Рудный метасоматит (поверхность р. т. 4)	22	130	26	27	6500	140	3		85	60	140	80	300	350	130

Главные рудные компоненты в рудно-метасомвтичвских образованиях и отобранных из них пиритах (ppm)

Примечание. Айв породе № 2 определен методом ИНАА (А. Б. Кольцов, ИГГД РАН), Au в породе № 4 определен методом атомно- абсорбционного анализа (Е. Д. Прудников, НИИЗК СПбГУ), остальные элементы определены методом эмиссионного количественного спект­рального анализа (Л. Г. Порицкая, НИИЗК СПбГУ).

ем мелких чешуек молибденита, образующих как бы эмульсионную вкрап­ленность в кварце. Сингенетичный ему дисперсный пирит кубического об­лика содержит (в ppm). Au - 25, Ag - 10, Bi - 25, Mo - 11. Молибденит встречается совместно с поздним галенитом и обнаружен в микропрожил­ках в составе неотождествленных (Ag, Pb, Mo, S) сульфосолей (рис. 76).

На Бамском месторождении нами выявлены распространенные мине­ралы, относящиеся к классу сульфосолей. Как было показано ранее, блек­лая руда является одним из ведущих минералов средней рудной стадии (рис. 59-64). Она представлена Zn-содержащим теннантит-тетраэдритом (по клас­сификации Э. М. Спиридонова, 1985) с преобладанием тетраэдритовой со­ставляющей. Как известно, этот минерал относится к нестехиометрическим соединениям и характеризуется переменным составом. Исследовались об­разцы блеклых руд, отобранные с поверхности р. т. 1,4,5,8, 10. По данным микрозондовых анализов, состав блёклой руды следующий (среднее из 17 определений, в мас.%, в скобках даны вариации содержаний элементов): S - 24,8 (22,2-25,6); Sb - 18,1 (14,6-24,2); As - 7,6 (3,3-10,5); Zn - 6,8 (6,4- 7,1); Fe - 0,5 (до 0,8); Си - 41,3 (39,0-41,8), иногда отмечается РЬ до 3,9, что обусловлено, скорее всего, включениями галенита. По среднему составу рассчитана формула: (Fe₀₁₅ Zn_l68 Cu₁₀₉)_{12 73} (As₁₆₈Sb₂₄₉)_{4 17} S,₃.

Для исследования были отобраны пробы блеклых руд из р. т. 1, 4, 5, 7, 10. Следует отметить, что под бинокуляром зерна минерала размером 0,15- 0,25 мм выглядят как мономинеральные образования, тогда как под элект­ронным микроскопом это вкрапленный в кварце или кварц-карбонатной мат­рице агрегат зерен различной размерности, часто в срастании с другими сульфидами (рис. 59, 60). По данным спектрального анализа (табл. 18, ан. 1) лишь образец АП-5В (поверхность р. т. 4), выделенный с помощью метода электроимпульса, менее остальных содержит микровростки других минера­лов. Содержание в нем Fe ~ 5% и Pb ~ 3% свидетельствует о включениях галенита, пирита или халькопирита (в сумме около 5% массы исследованно­го вещества). Ранняя блёклая руда (Zn-теннантит-тетраэдрит) содержит (в ppm): Au - 170, Ag - 1800, Bi - 90, Co - 450, Mn - 700. Высокие содержания указанных элементов могут быть обусловлены развитием самостоятельных микрофаз. В образцах серии АП-5 наблюдается развитие теллуридов Аи и Ад. Тем не менее можно сделать вывод о том, что ранняя блеклая руда не содержит повышенных количеств серебра. В остальных исследованных об­разцах блеклых руд содержание Ад не превышает 0,2 мас.%.

Блёклая руда поздней рудной стадии развита в виде субмикронной (до 60 мкм) вкрапленности в кварцево-карбонатных прожилках совместно с пре­обладающим галенитом, а также халькопиритом, акантитом, редко сфале­ритом, баритом. Серия микрофотоснимков иллюстрирует развитие этой ас­социации (рис. 67-74) в интенсивно измененном ксенолите плагиоамфибо- лита. По данным микрозондовых анализов, блеклая руда представлена Zn- тетраэдритом, часто содержит Ад до 10 мас.% и, как было показано ранее, встречается в парагенезисе с акантитом. Состав минерала (среднее из 7 определений, в мас.%): S - 23,7; Sb - 22,8; As - 3,3; Zn - 6,7; Fe - 0,5; Си - 32,8; Ag - 9,3. Рассчитана формула:(Ре₀₁₆Ад₁₅₁ Zn₁₇₆ Cu_e97)_IM0 (As₀₇₇ Sb₃₂₉)₄₀₆S,₃.

Блеклые руды, а также халькопириты и сфалериты поздней стадии ру­дообразования явлются малораспространенными минералами и образуют­ся, скорее всего, за счет перекристаллизации ранних сульфидов.

Наряду с Ag-Zn-тетраэдритом в продуктивную позднюю рудную стадию на месторождении получили развитие сульфовисмутиты Pb, Bi, Ag, а также теллуриды Au, Ag, Bi. Из-за мелких субмикронных размеров выделений час­то трудно провести корректную диагностику минералов. Сульфосоли всегда ассоциируют с галенитом, образуя характерные структуры распада твердых растворов. Такое образование галенита иллюстрирует рис. 77 (состав в мас.%: Pb - 85,9; S - 15,1) и айкинита (состав в мас.%: Pb - 36,0; S - 16,5; Bi - 36,9; Cu - 10,6; формула: Cu_{0 97} Pb₁₀₁ Bi₁₀₃ S₃). На этом же микрофотос­нимке видно, как галенит развивается по сети микротрещин в кварце и кри­сталле шеелита, а также по контуру последнего (рис. 78). Ag-, Bi-, Те-содер- жащие фазы образуют реакционные каймы замещения, которые развивают­ся по границам зерен галенита и айкинита, по микротрещинам в галените (рис. 80). Средний состав этой фазы, измеренный в точке 3, в мас.%: Pb - 69,0; Bi - 7,8; Ag - 15,8; Те - 2,2; Cu - 5,2, при этом во внутренней темной части каймы (точка 4) содержание Ад возрастает до 34%, Си до 11%, в то время как Bi снижается до 2,5%, а Те не установлен. Во внешней же части окаймляющей фазы, в точке 5, наблюдается противоположная тенденция увеличение содержания Bi до 22%, Те - до 5% и снижение Ад до 3% и Си до 3%. Такая же закономерность в отношении Ад наблюдается в случае разви­тия галенита с содержанием Ад до 0,5% по контуру агрегатов зерен блёклой руды (рис. 59 и 65). Здесь, в темной внутренней части галенитовой каймы, содержание Ад увеличивается до 17-20%, образуя серебро-свинцовую суль- фосоль.

По айкиниту (рис. 79, точка 1) развита фаза состава (в мас.%): Си - 5,4; Pb - 31,0; Bi - 56,3; Те - 7,2. На рис. 81 видно включение в раннем пирите галенита, содержащего 2,3% серебра. Краевые фазы имеют состав, в мас.%- Ад - 27,8; Bi - 57,0; S - 15,2, что соответствует матильдиту AgBiS₂. Листо­видная фаза (слева вверху) имеет переменный состав (в мас.%): Pb - 4,3- 22,6, S - 3,1-10,5, Ag - 7,6-30,65, Bi - 56,7-62,2, Cu - 0-7,6, Fe - 0-0,8, и в отдельных точках соответствует матильдиту, в других ( по набору элемен­тов) - минералам павонит-купропавонитовой (Ag, Cu, Pb, Bi, S) или густа- вит-лиллианитовой (Ад, Pb, Bi, S) гомологических серий. Светлое включение в листоподобной фазе слева - гессит (Ад₂Те). И. Костов (1971) отмечает, что Pb-Bi-сульфосоли - пластинчатые срастания, возникающие благодаря распаду или разложению высокотемпературных промежуточных фаз. Дей­ствительно, изучение газово-жидких включений в рудных кварцах Бамского месторождения (см. разд. 5.3 наст, главы) указывает на сравнительно высо­котемпературный режим рудно-метасоматического процесса (максимально зафиксированная Т_гом составляет 400'С при гомогенизации газа в жидкость)

Экспериментально установлено (Геологический справочник..., 1990), что при Т>220'С между AgBiS₂ (шапбахит, низкотемпературная модификация - матильдит) и PbS существует непрерывный ряд твердых растворов, однако ниже этой температуры галенит образует с матильдитом тонкие механичес­кие смеси, не различимые оптическим методом. Предполагается схема изо­морфизма: 2Pb<-»(AgBi) при одновременном замещении 2S<-»(2Te). Энерге­тически эта схема выгоднее, чем 2Pb<-»(AgBi), так как вхождение в решетку галенита Ад и Bi «уплотняет» ее, а Те (или Se) - «разрыхляет». В нашем случае, на уровне чувствительности микрозондового анализа (0, п%), Те в составе Pb-Bi-сульфосолей и галенита не установлен. Срастание Ag-Pb-Bi- сульфосоли с галенитом, по составу соответствующее твердому раствору галенит-матильдит, иллюстрирует рис. 104. В виде микронного включения подобная фаза отмечена в раннем пирите (рис. 82).

Часто в минералах ранних стадий встречаются субмикронные включе­ния, средний состав которых в мас.%: Ад - 40, Bi - 25, Те - 19, S - 16, соответствует твердому раствору матильдит-гессит (AgBiS₂-Ag₂Te). Полиба­зит, отмеченный в работе Л. П. Курника (1992), нами не обнаружен.

Таким образом, сульфосоли в рудах Бамского месторождения пред­ставлены широким спектром минералов, развитых в продуктивную стадию, однако суммарно они составляют незначительную долю общего объема руды. Образование Te-Bi-Ag-содержащих сульфосолей, а также теллуридов совме­стно с дисперсным самородным золотом и поздним галенитом связано с заключительным этапом продуктивной стадии минералообразования.

Теллуриды Au, Ад, реже Bi встречаются на месторождении исключи­тельно в виде микровключений. Они представлены петцитом Ag₃AuTe₂ и гес- ситом Ад₂Те. Теллуриды Bi нами не отождествлены. Часто в ранних пиритах микротрещинки трассируются изометричными субмикронными образовани­ями гессита, теллурида Bi (рис. 82) или петцита (рис. 83). Выполнение мик­рополости в кварце петцитом с характерной структурой распада твердого раствора иллюстрирует рис. 84. В этом же сростке отмечается фаза соста­ва (в мас.%). Аи - 2,6; Ад - 3,6; Нд - 49,8; S - 5,4; Те - 38,6, который пере- считывается на приближенную формулу колорадоита - (Au₀₀₃Ag₀₀₇ Hg₀₅₄) (S₀₃₆ Те_оы). Теллуриды совместно с золотом чаще всего осаждаются в микрозо­нах дробления ранних сульфидов.

Для месторождения характерно исключительно дисперсное самород­ное золото с варьирующей пробой от 730 до 952. В полированных образцах под электронным микроскопом наблюдаются золотинки размером менее 1 мкм, рассеянные в кварц-серицит-хлоритовом агрегате (рис. 89). Здесь же видны кристаллы ранних сульфидов, несущие следы растворения. На рис. 90 представлено развитие в кавернозной полости пирита-1, более поздней ассоциации халькопирита-2 и галенита-2 совместно с золотом состава (в мас.%): Аи - 77,2; Ад - 22,8. Далее микрофотографии (рис. 89, 90) иллюст­рируют включение золота (Аи - 80,3%; Ад - 19,7%) размером 8 мкм на гра­нице кристаллов кварца и кальцита и кристалл золота псевдогексагональ­ной формы (размером 1,8 мкм) пробы 800 в микротрещинке раннего пири­та. Здесь же наблюдается галенит. Интересен случай выполнения золотом и гесситом системы трещин в кристалле раннего пирита (рис. 85). Форма и размер золотин определяются параметрами трещин и в пределах фотоснимка достигают 0,2 мм в длину при толщине 0,015 мм. Проба золота варьирует незначительно и составляет 800-805. На увеличенном фрагменте этого ри­сунка (рис. 86) более детально показаны взаимоотношения этих минералов. В правой части снимка отчетливо видно выполнение золотом диагональной трещины. Оперяющую ее трещинку, толщиной менее 1 мкм, также выполня­ет золото, на продолжении этой микротрещинки до ее затухания развивает­ся гессит. Такая же закономерность прослеживается в левой части снимка, где в тончайшей системе трещин развивается гессит. Объяснить этот факт можно, по-видимому, более ранним образованием золота по отношению к гесситу и при более высокой температуре. Приведенные данные свидетель­ствуют об образовании теллуридов и самородного золота в заключитель­ный низкотемпературный этап гидротермального процесса.

Самородное золото для изучения отмывалось также из фракций <2 мм рудной дресвы, что давало возможность получить ненарушенные по форме сростки золотин с другими минералами. Такие частицы исследовались под электронным микроскопом и сопровождались микроанализом. Золотины размером 0,1-0,3 мм часто характеризуются комковатой формой, содержат на поверхности отпечатки силикатных и сульфидных минералов. В таких уча­стках поверхность золотин не обнаруживает признаков постериорного из­бирательного выщелачивания материала. Поэтому установленная с помо­щью микрозонда проба (732-810) отвечает первичной (рис. 91, 95, 96). В отмытых фракциях часто встречаются золотины с признаками различной степени поверхностного выщелачивания материала. Это приводит к повы­шению пробы золота вплоть до 938 (рис. 93, поверхность р. т. 4). На рис. 92 представлена золотина с двумя генерациями золота: Au, с гладкой поверх­ностью находится в срастании с пирротином и характеризуется пробой 780; Аи₂ образует секущие субмикронные прожилки в раннем золоте, а также выделяется на нем в виде мелких почек и корочек нарастания. Проба Аи₂ - 832, что свидетельствует о выщелачивании серебра из мобилизуемого ма­териала ранней генерации. Изучены золотины в срастании с пиритом, маг­нетитом, частично разложенной в зоне окисления блеклой рудой (рис. 96). В Fe-Cu-охристой массе со следовыми количествами Ад и Те выявляются тон­кие прожилки Au, что свидетельствует о местном его перераспределении (рис. 95). Из дресвы руд поздней стадии (траншея 30) отмыто самородное золото: губчатое (рис. 97), пробы 800, содержащее обильные вростки пири­та (размером от 1 до 80 мкм), а также с пробой 750-770 (рис. 98, 99). Содер­жание золота в таких рудах (по данным ИНАА) 3,4 ppm при содержании его в пирите 42 ppm (Ag - 9, Bi - 70; табл. 17, ан. 22). Практически все золото содержится в пирите, так как количество этого минерала в рудах достигает 10%.

Для сравнения представлены изображения золотин рудопроявлений Ключ (рис 100) и Дес (рис. 101, 102). На первом из них показано золото, отмытое из 25 кг пробы кварцево-хлорит-серицитовых метасоматитов. Про­ба золота 750-755. На втором - золото, извлеченное из кавернозного мапо- сульфидного рудного кварца. Состав золотины (рис. 101) в некоторых точ­ках отвечает электруму (в мас.%): Au - 44,8; Ag - 55,2 и Au - 25,7; Ag - 74,3, в других точках эта золотина имеет высокую пробу (916). Следует отметить, что изученные первичные золотины имеют по удлинению размер, не превы­шающий 0,3 мм, что соответствует отмеченному выше прожилковому золо­ту в ассоциации с гесситом.

Шеелит развит на месторождении повсеместно и наряду с пиритом яв­ляется главным минералом ранней рудной стадии. Он встречается, как было показано выше, в виде изолированных зерен (0,1-0,5 мм в поперечнике), а также их агрегатов, часто тяготея к пириту (рис. 53). При наложенных этапах деформаций шеелит претерпевает дробление, перекристаллизацию, раство­рение. В виде мелких зерен (30 мкм и менее) минерал, по-видимому, пере­отложенный, развивается в кварц-карбонатных прожилках. На рис. 103 пока­зано раздробленное зерно шеелита внутри кварц-карбонатного прожилка продуктивной рудной стадии, о чем свидетельствует наличие галенита и Ад, Pb-сульфовисмутидов (рис. 104). Агрегат переотложенных в пустотке ран­него пирита и частично выщелоченных кристаллов шеелита показан на рис. 105. Его материал идет на построение гипергенных фаз вольфрама, например, штольцита (или распита) - PbW0₄ (рис. 106). Шеелит неравно­мерно распределен в пределах месторождения. В отдельных частях рудных тел содержание вольфрама достигает первых процентов, обычно составляя 0,01-0,8% (А. В. Ложников, 1989 г.).

5.3. ТЕМПЕРАТУРНЫЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ РУДНЫХ КВАРЦЕВ

Температурные условия образования рудных кварцев изучались мето­дом гомогенизации газово-жидких включений. Для этого были изготовлены двуполированные кварцевые пластинки толщиной 0,05 мм. Под микроско­пом (объектив хЮО, окуляр х15) проводилась разбраковка типов включений, затем нагревание и гомогенизация первичных газово-жидких (гж) разновид­ностей с разной степенью заполнения вакуолей газовой фазой.

Схема установки для термометрии приведена на рис. 107. Переменный ток (1) с напряжением 220 В подавался сначала на автотрансформатор (2), снабженный вольтметром (3), затем на разделительный трансформатор (4), вторичная обмотка которого соединена с платиновым нагревателем (5). В нагревателе имелось отверстие для прохождения света (6). Наблюдение

Рис 107 Схема установки для изучения гомогенизации газово-жидких включений в кварцах а - главные узлы установки. 1 - электрическая сеть, 2 - регулирующий автотрансформатор, 3 - вольтметр, 4 - понижающий разделительный трансформатор, 5 - платиновый нагреватель с отверстием для прохождения света, 6 - осветитель, 7 - исследуемый препарат, 8 - термопара, 9 - милливольтметр, 10 - объектив микроскопа, 11 - линза Лазо; б - градуировочный график

процесса гомогенизации в препарате (7) производилось с помощью микро­скопа «Ампливаль» (Карл Цейс, Йена). Измерение температуры при нагрева­нии препарата осуществлялось с помощью градуированной Pt-Pt10%Rh-Tep- мопары (8), подключенной к милливольтметру (9). Оптическая система мик­роскопа (10) дополнена линзой Лазо (11), установленной под препаратом.

Градуировочный график термопары приведен на рис. 107,6. Для граду­ировки использовались химически чистые соли с известной температурой плавления.

Типы включений в рудном кварце представлены на рис. 108,А. Произво­дилось статистическое изучение различных типов, построены графики: про­цент включений - процент газово-жидкой фазы и др. (рис. 108,Б,В). Темпе­ратуры гомогенизации различных газово-жидких включений отмечены на определенных участках вариационной кривой, характеризующей конкретную разновидность кварца.

Кварцы месторождения характеризуются присутствием как газово-жид- ких, так и различных углеводородсодержащих типов включений. Наличие последних указывает на восстановительную среду минералообразования. Кривые, характеризующие распространенность различных углеводородсо­держащих включений, как и парные для газово-жидких разновидностей, яв­ляются своеобразным «паспортом» рудных кварцев. Сопоставление вариа­ционных кривых для различных по генезису кварцев позволяет на количе­ственном уровне выявить черты их сходства и различия (рис. 108,Б,В).

Для определения температур гомогенизации изучались газово-жидкие включения, при этом преимущество отдавалось вакуолям с отрицательными формами кристаллов кварца. Наиболее высокая Т_гом = 390'С зафиксирована для включений, содержащих 70 об.% газовой фазы (рис. 108,А). Гомогени­зация газа осуществляется в жидкую фазу, что свидетельствует о формиро­вании кварцев в гидротермальных условиях, вероятно, вблизи от перехода к пневматолитовым. Содержание высокогазозаполненных включений, среди которых отмечаются и гомогенизирующиеся при Т_гом =280-300'С, составляет лишь первые проценты. Это объясняется, скорее всего, многостадийностью рудно-метасоматического процесса, где в условиях наложения этапов де­формаций и снижения температуры происходило разрушение ранних вклю­чений и возникновение более низкотемпературных их разновидностей. Ос­новной пик на вариационной кривой отмечается при Т_ГОМ=230*С с последую­щим спадом к Т_гом = 180-100'С. Наибольшее количество включений приходит­ся на заполненные одной только жидкостью. Таким образом, выявляется сходная для многих месторождений картина уменьшения температуры об­разования кварцев в рудно-метасоматическом процессе. Такой процесс за­канчивается формированием в кварце наименее газозаполненных включе­ний, отвечающих наименьшей Т_гом.

Для рудного кварца, отобранного с поверхности р. т 4, вариационная кривая конформна вышеохарактеризованной (рис. 108,Б). Проявлены те же высокотемпературные ступени кривой с Т_гом =330-400'С при наибольшей га­зозаполненности вакуолей. Гомогенизация включений осуществляется так­же в жидкую фазу. Весьма характерным является основной пик на кривой, приходящийся на Т_гом=260'С. Как видно, эта Т_гом несколько сдвинута по срав­нению с вышеописанной (сравн.: рис. 108,А и Б). Такой сдвиг может быть обусловлен различной степенью проявления наложенных деформационных процессов, когда (рис. 108,Б) в кварце сохранились более высокотемпера­турные включения.

Для р. т. 1 максимальная зафиксированная Т_гом составляет 400-350'С при гомогенизации газа в жидкость (рис. 108,В). Включения этого типа со­держат до 50 об.% газовой фазы С уменьшением газозаполненности ваку­олей Т_гом понижается. Максимум на кривой приходится на Т = 290-200'С. Далее отмечается резкий спад вариационной кривой, отмечающей переход к низкотемпературным включениям вплоть до заполненных одной только жид­костью. По сравнению с вышеотмеченными случаями, для кварца р. т. 1 вы­является специфика распределения включений ГЖ-типа. Наиболее высоко­температурные включения, гомогенизирующиеся при Т_гом =400'С, в то же время являются относительно менее газозаполненными (сравн. рис. 108,В с 108,А и Б). Кроме того, главный пик вариационной кривой приходится на более высокую Т_гом =290*С. Это, скорее всего, указывает на небольшие раз­личия в давлении, которое существовало при формировании кварца описы­ваемых рудных тел, а также на различия в проявлении наложенных дефор­маций, обусловливающих сохранность включений. Учитывая связь рудных кварцев с субэффузивными сиенитами и дайковыми комплексами, можно полагать, что давление при рудообразовании было невысоким, и, соответ­ственно, поправками температур гомогенизации на давление можно пре­небречь.

В целом оценки температур рудогенеза по Т_гои газово-жидких включе­ний не противоречат наблюдениям над минеральными ассоциациями руд­ных метасоматитов с участием серицита, хлорита и железо-магнезиальных карбонатов.

Содержание углеводородных включений в характеризуемых кварцах невелико (рис. 108,Б,В). Отмечаются включения с различным содержанием углеводородов, вплоть до разновидности, практически целиком заполнен­ной жидкой углеводородной составляющей. Как известно, в настоящее вре­мя углеводородные включения не используются для характеристики РТХ- параметров рудного метасоматоза. Это связано со слабой степенью изу­ченности соответствующих органических систем. Однако существование включений УвЖ-типа является весьма важным при изучении генезиса мес­торождения Бамское. Наличие таких включений в кварце, когда для вмеща­ющих пород не характерны углеродистые разновидности (например, чер­ные сланцы), является доказательством присутствия эндогенных восстанов­ленных газов в рудообразующем флюиде.

Обсуждая фактический материал, приведенный на рис. 108, отметим также, что в кварцах не всегда присутствуют углекислотные включения. Как видно из вариационной кривой (рис. 108,Б), углекислотных включений в квар­це мало, однако их присутствие указывает на пересыщенность флюидной фазы С0₂. Различие кварцев в отношении содержания С0₂ в вакуолях указы­вает на такие флюидные условия формирования карбонатной составляю­щей, когда в метасоматитах возможно присутствие Са-, Мд-, Fe-содержа- щих карбонатов наряду с обычным кальцитом.

В целом изучение различных включений в кварцах Бамского место­рождения указывает на сравнительно высокотемпературный режим рудно- метасоматического процесса. Отметим, например, что рудные кварцы изу­ченных нами месторождений Верхне-Селемджинского района Приамурс­кой провинции - Унгличикана и Сагура (Н. В. Котов и др., 1990, 1992 гг.) формировались при Т_гои не выше 350"С, а продуктивные кварцы месторож­дения Токур, поданным В. Г. Моисеенко, являются еще более низкотемпе­ратурными (Моисеенко, 1977). По опыту изучения различных золоторуд­ных месторождений известно, что Т -400'С является тем рубежом, когда в рудоформирующем флюиде гидротермальный перенос золота может быть обусловлен не только пристутствием H₂S, но в значительной степени также и соединений теллура. Это подтверждается и тем, что теллуриды в виде субмикронных включений широко распространены в рудах Бамского мес­торождения.

Проведенные петролого-минералогические исследования позволяют сформулировать следующие выводы.

Развитие сложной стадийной рудно-метасоматической системы мес­торождения Бамское происходило в четыре стадии минералообразования, приуроченных к самостоятельным этапам деформаций в пределах единого цикла эндогенной магматической и рудно-гидротермальной активности. Дорудный этап гидротермального окварцевания вмещающих пород сменил­ся развитием ранних кварцево-пирит-шеелитовых метасоматитов с редки­ми серицитом и карбонатом под воздействием, вероятно, высокотемпера­турных (до 400'С) щелочно-кремнеземистых растворов с низкой фугитивно- стью СО_г в восстановительных условиях. В эту стадию возможно концентри­рование незначительного количества привнесенного или мобилизованного золота, заключенного в пирите.

Для формирования средней рудной стадии березитоподобных метасо­матитов с широким развитием серицита-мусковита (хлорита), доломита-ан- керита, кварца и полисульфидов характерны слабокислые среднетемпера- турные (Т=300*С) гидротермальные растворы, высокая фугитивность СО_г, восстановительные условия. Здесь широко развиты пирит, халькопи­рит, блеклая руда (Zn-теннантит-тетраэдрит), сфалерит, галенит. В ассоци­ации с ними, вероятно, выделялось и свободное золото, хотя часть его рас­сеяна в сульфидах. Золотоносность последних не превышает 20-40 ppm.

Следующая, поздняя, наиболее продуктивная рудная стадия минерало­образования характеризуется широким развитием теллуридов Au, Ag, Bi, сульфовисмутидов Ag, Pb, Си, собственно сульфидов - галенита, дисперс­ного золотосодержащего пирита, менее развитых халькопирита, блёклой руды и значительной массы свободного золота. Как известно (Геологический спра­вочник..., 1989; Некрасов, 1991), отложение основной массы теллуридов и золота осуществляется в интервале Т=250-180"С, а р-гессита при Т=146'С при достаточно высокой фугитивности Те₂.

О величине рН гидротермального раствора, из которого отлагались тел­луриды Аи и Ад, можно судить по составу жильных минералов и околожиль­ных пород. Исходя из факта широкого развития в жилах серицита, карбона­та, иногда полевого шпата и альбита, можно считать, что рН=5,5-6. Таким образом, массовое отложение теллуридов Аи и Ад происходило из близней- тральных, слабощелочных растворов натриево-хлоридного или натриево- карбонатного составов

Важным для изучения рудообразования на Бамском месторождении явилось и установление углекислотных и углеводородных включений в руд­ных кварцах при отсутствии углеродистых разновидностей вмещающих по­род. Предполагается, что в осаждении золота активное участие принимали углеродистые соединения гидротермальных глубинных растворов. Сближен­ность во времени образования дорудных даек диоритовых порфиритов, по­струдных лампрофиров и золоторудных процессов на Бамском приводит к выводу о том, что инициальные руднопитающие области месторождения могут быть отнесены к уровню глубинности генерации лампрофиров, т. е. к переходному слою кора-мантия.