Типизация золоторудных проявлений в районе Фыоктхань — Фыокшон, Центральный Вьетнам

Введение

Район Фыоктхань — Фыокшон расположен в провинции Куангнам и имеет площадь 600 км². Здесь имеются геологические карты масштаба 1:50 000, составленные в 1991, 1997, 2004 годах (BD 281; BD 194: BD 242) [2—4]. В последние годы район Фыоктхань — Фыокшон занимает первое место во Вьетнаме по добыче золота. В эксплуатации в настоящее время находятся три рудных месторождения, запасы которых ограничены. Поэтому встает задача увеличения запасов известных и поиска новых месторождений наиболее продуктивных золоторудных формаций.

Геологическое положение золоторудных полей

Район находится в региональной зоне геологической структуры Хамдык, где сосредоточены месторождения золота [1][10][11]. Они распределены в различных геологических формациях, возраст которых колеблется от протерозойского до позднего пермского периода (рис. 1). Рудное поле Фыоктхань расположено на юге района, Фыокшон — на северо-западе.

Протерозойская толща Дакми, расположенная на юге исследуемого района, состоит из кварц-биотитовых и биотит-плагиогнейсовых сланцев, высокоглиноземистых сланцев, есть немного амфиболового гнейса и диопсидового сланца. Пачки толщи простираются на северо-восток, падают под углами 10—35° на юго-восток и северо-запад, за исключением зон контактного метаморфизма. Мощность толщи колеблется от 1000 до 1300 м, а степень мигматитизации уменьшается от периферии к центру распространения толщи.

Протерозойская толща Хамдык представлена в районе выходами вдоль широты с наибольшей концентрацией в центральной части. Она состоит из кварц-биотитовых сланцев, биотит-амфиболовых и биотитовых гнейсов, двуслюдяных сланцев, иногда с тонкими линзами амфиболита. Толща подвергалась гранитизации, что привело к развитию мигматитных полей. Мощность толщи варьирует от 1000 до 1500 м. Ее метаморфическая зональность крайне сложна и полиморфна, варьируя от филлитов до эпидот-амфиболитов и мигамтитов.

Протерозойско-кембрийская толща Нуйву представлена двумя узкими полосами, расположенными на северо-востоке и северо-западе района. Она относится к метаморфическому массиву Дакса. Основными компонентами толщи являются различные виды сланцев, включая плагиоклаз-амфиболовые, плагиоклаз-эпидотовые, кварц-биотитовые, кварц-полевошпат-биотитовые и кремнистые. Мощность толщи составляет примерно от 1200 до 1300 м.

Толща Aвыонг простирается с северо-запада на юго-восток. Она состоит из кварц-серицитовых сланцев, кремнистых, кварц-хлорит-серицитовых и известковых сланцев, кварцитов, которые чередуются между собой. Толща смята в складки с осями в южном направлении. Падения пачек под углами 60—70^° на юг. Толща Aвыонг имеет исходный состав терригенных отложений и метаморфизована в зеленосланцевой фации при средних температурах и давлении. Мощность толщи составляет 1200—1300 м. Возраст толщи считается раннепалеозойским (ранний кембрий — ордовик) [10].

Толща Шонгбунг (Т2sb) расположена в центре и западной части исследуемой площади. Породы представлены потоками дацитов, дациториолитов и их туфов, а также кремнистых глин, чередующихся с серовато-фиолетовыми, темно-серыми конгломератами, гравелитами, песчаниками и алевролитами. Мощность ее составляет 700—1300 м.

Толща Нонгшон (T3ns) занимает небольшой ареал на севере изучаемой территории. Породы часто залегают с углом падения 10—20°. Мощность толщи 500—900 м. В ее состав входят красно-бурые или светло-лиловые песчаники, алевролиты, углистые алевролиты и глины и прослои угля. Возраст толщи Нонгшон считается позднетриасовым [10].

Плиоценовая толща Дайнга (βN2đn) однородная и состоит из базальтовых пачек, выветрившихся до красной почвы. Базальтовые пачки состоят из двупироксеновых и оливин-авгит-плагиоклазовых базальтов и плагиобазальтов. Базальтовые покровы расположены на денудационных поверхностях палеогенового возраста. Основываясь на геологической позиции, толщу отнесли к плиоценовому возрасту. Мощность ее достигает 200 м.

Четвертичные отложения широко развиты на территории района, особенно вдоль морского берега, и занимают почти одну пятую часть от общей площади исследуемого района. Они представлены валунами, галечниками, гравием, дресвой, песками, алевритами, глинами и торфяниками различного происхождения. Мощность отложений достигает 200 м в приморской части.

Интрузивные тела комплекса Хиепдык имеют форму линз, распределены цепочками вдоль разломов Тамки — Хиепдык. Они включают дуниты, гарцбургиты и пироксениты. Породы оталькованы, серпентинизированы и карбонатизированы. В районе наблюдаются зоны перемешивания серпентинитов с обломками метагабро и пироксенита, а также диоритов, кварц-тонолитов и плагиогранитов, сильно деформированных и метаморфизованных. Комплекс относится к раннему палеозою [12].

Гранитоидные образования комплекса Чабонг (O-Stb) прорывают, деформируют и содержат линзы пород толщи Дакми в центре района. На северо-востоке породы комплекса Хамдык имеют тектонические контакты с комплексом Чулай. В комплексе выделяют три фазы. Первая включает мелкие тела габбро, габбро-диоритов и диоритов, проникающих в метаморфические породы толщи Хамдык. Основными компонентами пород 2-й фазы являются тоналиты, биотит-роговообманковые гнейсы, гранодиориты, биотит-роговообманковые плагиогнейсы с интрузивной остаточной структурой. Породы фазы 3 слагают небольшой блок на северной окраине комплекса, состоят из плагиогранито-гнейса и гранито-гнейсов. Изотопный возраст циркона из гранодиоритов (образцы TB1, TB2, TB3) по U-Pb методу оказался 444,3 ± 6,1 млн лет [5].

Гранитоидные интрузивы комплекса Чулай (γScl) включают гранитогнейсы, плагиограниты, мигматитовые граниты, слюдяные граниты и пегматиты. Они залегают согласно с метаморфическими породами комплекса Хамдык, их границы с окружающими породами не отчетливые. Породы пронизаны магматическими образованиями и дайками пермского комплекса Бана. Граниты Чулайского комплекса в районе исследования относятся к средне- и высокоалюминиевому типу, высокой щелочности, преобладанию калия над натрием, низкокальциевые, эти характеристики типичны для S-гранитов [11]. Анализ изотопного возраста цирконов по U-Pb методу показал, что возраст комплекса Чулай составляет 426,7 ± 5,7 и 447,0 ± 7,0 млн лет [10][13].

Граниты Дайлок (Ddl) обнажаются на поверхности в виде небольших в первые сотни квадратных метров блоков, которые частично изменяют и деформируют метаморфические породы комплекса Хамдык в виде мелких складок Основными компонентами комплекса являются биотитовые гранито-гнейсы, гранодиорито-гнейсы и мигматитовые граниты. По U-Pb методу по циркону определены изотопные возрасты 406—418 млн лет [13][14].

Комплекс Бенжанг — Куешон (γδP2-3bq) широко распространен и часто представляет собой штоки или батолиты, распространенные вдоль глубинных разломов на северной и южной окраинах массива Контум. На исследуемой территории комплекс состоит из двух фаз: ранней и жильной.

Комплекс известковой щелочной серии, нормального петрохимического ряда, щелочного типа Na-K. Порода комплекса I-гранитного типа [4]. Комплекс относится к позднему палеозою.

Пермские гранитоидные породы комплекса Бана (γPbn) состоят из двух фаз, из которых первая является основной интрузивной, на которую приходится бóльшая часть массы блока, представляющая собой биотитовый гранит и средне-крупнозернистый слюдяной гранит. Породы 2-й фазы представлены биотитовым гранитом, светлоокрашенным мелкозернистым бислюдяным гранитом, и распределены в основном по окраинам блоков. Породы 2-й фазы прорываются жилами фельзита и сопровождаются интенсивной грейзенизацией. Изотопный возраст циркона из гранита по U-Pb методу оказался 248,7 ± 3,2 млн лет [4]. По составу пород, изотопному возрасту и геологической позиции комплекс Бана относят к пермскому периоду.

Комплекс Нгокпенгток (T2nt) распространен на западе исследуемой зоны, основными компонентами комплекса являются монцодиорит, диорит, граносиенит и биотитовый гранит, которые прорывают и содержат линзы пород комплекса Хамдык на юго-западе района исследований, а также породы комплекса Бенжанг — Куешон на северо-западе. Его относят к среднему триасу [4].

Комплекс Хайван (γT3hv) включает биотитовый меланократовый гранит, биотитовый гранит, порфировидный двухслюдяной гранит. Породы комплекса перенасыщены кремнием, с высоким содержанием алюминия, щелочной серии K-Na, породы S-гранитного типа и гранит-ильменитовой серии [1—3]. Возраст комплекса позднетриасовый [1—3].

Характеристики золоторудной минерализации в районе Фыоктхань — Фыокшон

На сегодняшний день в районе Фыоктхань — Фыокшон известно 20 коренных месторождений и рудопрояалений золота которые имеют общие и отличительные геологические характеристики, минеральный состав, ресурсы и изученность (табл. 1).

Объединяет золоторудные объекты района геологическое положение, они локализованы преимущественно в метаморфических сланцах протерозоя и по большей части в толще Хамдык; в экзоконтактовых зонах в основном пермских и триасовых гранитоидных массивов; в структурах пересечения региональных взбросов и сдвигов; участках морфологических изменений сдвигов и из сочленения с локальными складчатыми деформациями [1][4][6][11]. Для большинства месторождений характерна жильно-прожилковая форма рудных тел.

Отличительными чертами коренных проявлений золота рудного поля Фыокшон являются присутствие мелких даек и линз протерозойских серпентинитов, приуроченность оруденения к пачкам углеродистых сланцев и наличие золоторудных минерализованных зон и жил, включая седловидные залежи [6]. Кроме того, следует отметить широкое распространение в рудном поле Фыоктхань более глубоко метаморфизованных и древних по сравнению с комплексом Хамдык пород толщи Дакми. Что указывает на более глубокий эрозионный срез по сравнению с полем Фыокшон.

В обоих полях наиболее распространены жильно-прожилковые рудные тела, представленные маломощными (сантиметры-дециметры) жилами и их сближенными сериями, разветвлениями, ветвящимися, кулисообразными и сложными прожилками, гнездами, пятнами и вкраплениями кварцевого и сульфидно-кварцевого состава. Золото-сульфидно-кварцевые жилы с раздувами и пережимами достигают первых метров мощности и прослежены на десятки-сотни метров (оис. 2). Золотоносные жилы единичные, встречаются короткие линзовидные жилы, иногда в виде двойных форм. Разветвленные жилы встречаются реже.

На двух мелких месторождениях золота в поле Фыокшон описаны золоторудные минерализованные зоны, в которых вкрапленные золото-сульфидно-кварцевые выделения преобладают над прожилковыми формами. Простирание жильно-прожилковых зон и жил наиболее часто северо-восточное, углы падения 20—40°, реже 60°, иногда 80° до вертикального залегания.

Жильная и жильно-прожилковая минерализация сопровождаются березитами, серицитизацией и пиритизацией реже — хлоритизацией и карбонатизацией вмещающих пород.

Жильные минералы представлены кварцем, полевым шпатом, карбонатом, в меньшей мере серицитом и хлоритом. Рудные ассоциации включают пирит, халькопирит, галенит, сфалерит, арсенопирит, пирротин, реже магнетит, ильменит, ковеллин, рутил, графит, золото, электрум [9]. Важно отметить большее распространение пирротина относительно пирита в рудном поле Фыоктхань по сравнению с рудами поля Фыокшон, где преобладает пирит [1][5]. Руды имеют характерные прожилковые, сетчатые, вкрапленные и гнездовые текстуры. Структуры руд крупно- и тонкозернистые аллотриоморфнозернистые, часто встречаются округлые формы кварца, структуры редко идиоморфнозернистые и друзовые, брекчиевидные [6]. Следует отметить, близость в наборе, содержаниях и ассоциациях рудных элементов на рассматриваемых месторождениях [1].

Соотношения между средними содержаниями золота, его пробности и суммы сульфидов с запасами рассматриваемых объектов показывают их сходство и некоторые отличия (рис. 3).

Средние содержания золота в месторождениях и рудопроявлениях колеблются от 1,02 до 14,88 г/т (см. табл. 1). Для поля Фыокшон характерны объекты с более качественными рудами (Байдат, Байго, Байкуэ и 39). Практически нет связи между средними содержаниями золота в рудах и запасами (рис. 3А). Сумма сульфидов в рудах колеблется от 2 до 25%, что отражает присутствие двух типов руд — золото-кварцевой-малосульфидной (3—5%) и золото-сульфидно-кварцевой (5—50%) рудных формаций по Н.В. Петровской и др. [6].

Имеется тренд положительной связи суммы сульфидов с запасами месторождений (см. рис. 3Б). Все крупные объекты — это месторождения с высоким содержанием сульфидов. Они локализованы в рудном поле Фыокшон. На руднике Байдат запасы золота составили 3266 кг, на Байго — 2731 кг. Остальные месторождения мелкие с запасами в сотни кг (см. табл. 1). Надо отметить, что для рудного поля Фыокшон наметилось две группы месторождений: с мелкими запасами до одной тонны и относительно более крупными с запасами более 5 т.

Соотношение средних содержаний золота и сумм сульфидов в рудах (рис. 3Г) подчеркивает присутствие руд двух вышеназванных рудных формаций в обоих рудных полях.

Размеры свободного тонкозернистого и дисперсного золота в рассматриваемых месторождениях поля Фыокшон составляют от 1 до 1020 µm (рис. 4А—В), причем 90% золотин имеет размеры от 7 до 335 µm. Исследования образцов руды Байдат (обр. LR2500724) показали, что от 81 до 90% свободного золота, от 9,7 до 17% золота тонкозернистого — в галените, халькопирите и пирите (рис. 4Б—Г) [1][10]. Размеры золота на поле Фыоктхань колеблются от 20 до 100 µm.

В рассмотренных месторождениях и рудопроявлениях пробность Au изменяется в широких пределах — от 637 до 988‰, среднее значение составляет 825‰. Существует положительная корреляция между пробностью золота и запасами месторождений (см. рис. 4В). При этом также наметилась две дискретные группы объектов с минимальными и относительно большими запасами, но только для руд с содержаниями сульфидов более 5%. Более высокая пробность золота характерна для месторождений с большими запасами рудного поля Фыокшон.

Рассматриваемые руды имеют гидротермальное происхождение и сформированы в 4 этапа, из которых два главные для золота [1][9]. Температуры фазовых переходов газ-жидкость, жидкость-газ в кварце варьируют в широком диапазоне от 161 до 398 °С. Кварц проявлен во многих стадиях с температурой образования от высокой до низкой. Результаты анализа температур фазовых переходов в продуктах кварца ранней стадии находятся в диапазоне 300—380, в среднем 340; в продуктах кварца поздней стадии находятся в диапазоне 161—325, в среднем 225. Это также согласуется с предыдущими результатами исследований [1][5] в рудных месторождениях Фыоктхань и Фыокким, расположенных в той же зоне минерализации, при изучении взаимосвязи между молекулярной долей CO₂ и температурой фазового перехода, заключающейся в наличии двух стадий образования золотой минерализации: на ранней стадии T = 330 °C, p = 660 —900 бар, на поздней стадии продукта T = 260 °C, p = 660 —900 бар. Дегазация СО₂ приводила к резкому снижению активности серы и осаждению золота [1].

Результаты исследования стабильных изотопов сульфидной серы золотых руд района показывают, что значение d³⁴S находится в узком диапазоне от -2,51 до 3,89‰ [1]. Это значение показывает единый процесс рудообразования в рассматриваемых рудных полях и что сера гидротермальных растворов имела магматическое происхождение.

Обсуждение результатов

Близость вещественного состава золоторудных объектов и морфологии большинства рудных тел и геолого-структурного положения месторождений и рудопроявлений указывают на единство рудообразующего гидротермального процесса. Руды, вероятно, образовались при высоких и средних температурах с участием магматических флюидов. Формировались руды двух типов: золото-кварцевые с низким содержанием сульфидов (3—5% сульфидов) и золото-сульфидно-кварцевые (5—50% сульфидов) с близкими геохимическими характеристиками.

Ведущее значение в локализации золотого оруденения имеют тектонические разломы взбросового и сдвигового типа. В ряде случаев важную роль играют горизонты углеродистых сланцев и послойные нарушения.

Большая продуктивность золоторудного поля Фыокшон по сравнению с Фыоктхань корреспондируется с наличием крупных золоторудных жил и минерализованных зон, большим распространением золото-кварц-сульфидных руд, рудолокализующей роли углеродистых сланцев и присутствии тел серпентинитов. Эти факты можно интерпретировать как участие на Фыокшон более насыщенного сероводородом гидротермального раствора при движении его в более крупных тектонических полостях и более масштабного процесса дегазации. Такие условия должны были быть в относительно верхних этажах древней рудообразующей системы и, соответственно, меньшим эрозионным срезом в этом рудном поле.

Этот вывод косвенно подтверждается преобладанием пирротина в рудах на Фыоетхань, что характерно для глубоких уровней золоторудных объектов [6]. А также распространением в этом рудном поле более древних метаморфических образований по сравнению с рудным полем Фыокшон.

Заключение

Поисковый потенциал золоторудных полей Фыоктхань и Фыокшон в Центральном Вьетнаме связан с прогнозом тектонических ловушек в узлах пересечения и изгиба взбросов и сдвигов, нарушающих метаморфические сланцы протерозоя в зонах экзоконтакта палеозойских и мезозойских гранитов в виде жильно-прожилковых зон и относительно протяженных жил золото-малосульфидного и золото-сульфидного состава в ореолах березитов, серицитолитов и карбонатизации. При этом следует оценивать вертикальную зональность оруденения, вероятную смену этих образований по вертикали и наличие благоприятных пачек углеродистых сланцев.