УДК 553.451(571.62)

В результате изучения руд ряда месторождений Хингано-Олонойского района кроме известных ранее минералов выявлены молибденит, золото самородное, кремнистый индий, большая группа сульфосолей висмута и серебра (висмут- и серебросодержащий галенит, висмут самородный, айкинит, хедлейит, жозеит В, гессит, виттихенит, михараит, серебро самородное, икунолит, бенджаминит, висмутин), минералы, содержащие редкие (ильменорутил) и редкоземельные (монацит, флюоцерит) элементы. Наряду с известным станнином установлены станноидит и моусонит, уточнен состав блеклой руды, показаны отличия состава известных и широко распространенных рудных минералов, характеризующие геохимические особенности отдельных месторождений района.

Полученные материалы показывают, что по многим параметрам изученные месторождения отличаются от хорошо известных месторождений касситерит-силикатной и касситерит-сульфидной формаций. Ближайшим аналогом является Правоурмийское вольфрам-оловянное грейзеновое месторождение в Баджальском рудном районе.

The study of ores from some deposits of the Khingan-Olonoi district has revealed the following minerals (besides those known before): molybdenite, native gold, siliceous indium, a large group of bismuth and silver sulрhosalts (bismuth- and silver-bearing galena, native bismuth, aikinite, hedleiite, joseite B, hessite, wittinchenite, miharaite, native silver, ikunolite, benjaminite, bismuthine), and minerals containing rare (ilmenorutile) and rare-earth (monazite, fluocerite) elements. Along with stannite we have found stannoidite and mausonite, improved the composition of grey ore, and shown the differences of known and widespread ore minerals characterizing the geochemical features of some deposits in the district.

The obtained results show that the studied deposits differ by many parameters from well-studied deposits of cassiterite-silicate and cassiterite-sulfide formations. The closest analogue is the Pravourmiiskoe tungsten-tin greisen deposit in the Badzhal ore district.

Месторождения олова Хингано-Олонойского рудного района по многим характеристикам не имеют аналогов среди оловорудных месторождений Дальнего Востока. По мнению первооткрывателя Хинганского месторождения М.И.Ициксона (1967), их особенности связаны с размещением в пределах области постколлизионной тектоно-магматической активизации и приуроченностью к субаэральным излияниям и экструзиям риолитового состава, с которыми генетически связано оловянное оруденение. Своеобразны морфологические особенности месторождений, среди которых, наряду с линейными жильно-прожилковыми зонами, широко развиты трубообразные тела оловоносных брекчий, происхождение которых одними авторами объясняется эксплозивными (Ициксон и др., 1959), а другими – тектоническими (Синяков, 1988) процессами. На площади района известно уникальное месторождение колломорфных руд ("деревянистого" олова) – Джалиндинское, вблизи которого расположено месторождение варламовита – Таежное. Вещественный состав руд и метасоматитов отличается высокими концентрациями фтора (флюорит, топаз), повышенной индиеносностью и редкометальностью (тантал, ниобий, редкие земли, торий и др.) часто проявленной в виде самостоятельных минеральных форм. Большое впечатление производит значительная протяженность на глубину считавшегося близповерхностным (Ициксон и др., 1959) Хинганского месторождения, рудоносные брекчии которого, сконцентрированные на площади около 2000 м² (площадь рудного поля), прослежены по падению почти на 1300 м от современной поверхности.

Не затрагивая вопросы геологического строения района и отдельных месторождений, с достаточной полнотой изложенных в ряде публикаций (Ициксон и др.,1959, Федчин,1964, Синяков,1988 и др.), ниже рассмотрим особенности вещественного состава и распределения некоторых рудных (в том числе редких) элементов в рудах и метасоматитах.

В первые годы после открытия минеральный и вещественный состав руд и метасоматитов на месторождениях района изучался коллективом геологов ВСЕГЕИ (Ициксон и др.,1959). Ими было установлено более 70 минералов, а также описаны их парагенетические ассоциации. В этот же период исследовался колломорфный касситерит Джалиндинского месторождения (Комарова, Новороссова, 1959), в агрегатах которого впервые были выявлены минералы индия – индит и джалиндит (Генкин, Муравьева,1963). В других работах показано распределение характерных примесей в касситеритах (Никулин,1967), редкоземельных элементов во флюоритах (Лучицкая,1989), физико-химические условия формирования руд Хинганского (Грушкин, Хельвас,1974; Хетчиков и др., 1993) и Верхнего (Рейф и др., 1994) месторождений.

При проведении тематических исследований в Хингано-Олонойском рудном районе авторами настоящей публикации был детально изучен вещественный состав руд Хинганского, Верхнего, Обещающего, Каменистого и Джалиндинского месторождений, расположенных в разных геологических условиях (рисунок). Хинганское месторождение приурочено к центральной части вулкано-тектонической структуры с максимальной мощностью вулканитов и характеризуется касситерит-флюорит-адуляр-гидромусковитовым продуктивным парагенезисом (Гоневчук и др.,1984), являющимся фацией топазово-слюдистых грейзенов, вскрытых на глубине 1200 м. Руды месторождения отличаются наиболее полным спектром рудных минералов, среди которых наряду с касситеритом в заметных количествах присутствуют сульфиды. Месторождения Верхнее, Обещающее и Каменистое (Карадубская группа), расположенные на северо-восточной окраине рудного района вблизи границы вмещающих вулканитов и пород фундамента, прорванных интрузиями гранитов, представлены топазово-слюдистыми грейзенами с чехлами кварц-турмалиновых и хлоритовых метасоматитов, содержат относительно низкие количества касситерита и сульфидов. Наконец, Джалиндинское месторождение, расположенное в северной части района также вблизи пород фундамента, сложено серицит-кварцевыми метасоматитами с колломорфным касситеритом и крайне редкой вкрапленностью сульфидов и определяется как близповерхностное грейзеновое. Нами при изучении руд особое внимание обращено на состав минералов и распределение в них элементов-примесей. Описание минералов дано в убывающем порядке их распространенности. При этом, во избежание повторов, касающихся минеральных парагенезисов и их возрастной последовательности, мы отправляем читателя к монографической сводке "Оловорудные месторождения Малого Хингана" (Ициксон и др.,1959), не потерявшей значение до настоящего времени.

Геологическая схема Хинганго-Олонойского оловорудного района (По Гоневчук, Го-невчук, 1998). 1 - отложения речных долин; 2 - плиоценовые базальты и долериты; 3 - гра-вийные пески, конгломераты, песчаники, прослои угля, аргиллиты, туфы риолитов кульдур-ской свиты (К2); 4 - игнимбриты риолитового соства, лавобрекчии и их туфы обманийской свиты (К2); 5 - риолиты, дациты, андезито-дациты, их лавобрекчии, туфы, игнимбриты соло-нечной свиты (К2); 6 - гранит-порфиры, граниты мелового возраста; 7 - андезиты, андезито-базальты и их туфы станолирской свиты (К1); 8 - нижне- и сред-не-па-лео-зой-ские граниты и гранодиориты; 9 - габбро, диориты палеозойского возраста; 10 - из-вест-ня-ки, доломиты, кремнистые и углистые сланцы, кварциты лондокской и рудоносной свит (Pt); 11 - доломиты, известняки, филлиты, глинистые и алевролитовые сланцы, графитовые квар-ци-ты и филлиты мурандавской, игичинской, дитурской свит (Pz); 12 - сланцы, гнейсы, мра-мо-ры, аркозовые песчаники, амфиболиты и амфиболовые гнейсы среднего и нижнего про-те-ро-зоя; 12 - олово-рудные месторождения: 1 - Хинганское; 2 - Центральное; 3 - Березовское; 4 - Оло-нойское; 5 - Джалиндинское; 6 - Таежное; 7 - Граничное; 8 - Обещающее; 9 - Верхнее; 10 - Нижнее; 11 - Каменистое.

Главным рудным минералом месторождений является касситерит, количество которого во многих рудных телах Хинганского месторождения значительно выше, чем суммарные количества сульфидов.

В рудных телах касситерит распространен неравномерно. На Хинганском месторождении он встречается в виде массивных тонкозернистых обособлений (гнезда, линзы), метасоматически замещающих хлоритизированнные и серицитизированные вмещающие породы; друз, выполняющих полости в рудоносных брекчиях; корочек, нарастающих в виде кокард на обломки брекчий в кварцевом цементе или на кристаллы жильных минералов (кварц, флюорит). Редкие мелкие зерна касситерита рассеяны в прожилках кварца. Незначительные количества субмикроскопических дипирамидально-призматических кристаллов касситерита обнаружены в сульфидах и сульфостаннатах в качестве продукта распада твердых растворов.

В рудах Верхнего и Обещающего месторождений касситерит редко образует крупные скопления – гнезда и прожилки в хлоритизированных породах. Основная его масса сосредоточена в топаз-кварцевых и топаз-мусковит-турмалин-кварцевых грейзенах в виде вкрапленности короткостолбчатых пирамидально-призматических кристаллов, реже – их агрегатов размером до 10 мм.

Тонкозернистый касситерит, рассеянный в массе топаз-мусковит-кварцевых грейзенов, характерен для Каменистого месторождения. Более крупные зерна, размером до 1,5-2,0 мм встречены лишь в пустотах в турмалин-хлорит-кварцевых прожилках.

Касситерит Джалиндинского месторождения представлен колломорфными агрегатами ("деревянистое" олово), которые в виде различных по размеру почек, шаров и выделений неправильной формы рассеяны в окварцованных и серицитизированных риолитах. Этот касситерит широко освещен в публикациях (Ициксон и др.,1959; Комарова, Новороссова, 1959 и др.), рассматривающих особенности морфологии агрегатов и их генезис.

Из рудных минералов с касситеритом ассоциирует преимущественно вольфрамит, который часто встречается с ним во взаимном срастании, иногда с признаками замещения. Кроме этого, в рудах Обещаюшего месторождения совместно с касситеритом обнаружены монацит и флюоцерит.

Анализ распределения типоморфных элементов-примесей в касситеритах рассматриваемых месторождений показывает существенное различие их концентраций (табл. 1). Касситериты Хинганского месторождения отличаются повышенной индиеносностью, а Верхнего и Обещающего – высокими концентрациями скандия, ниобия и циркония при пониженных значениях индия. В расположенной поблизости зоне Каменистой при низкой концентрации индия касситериты все еще сохраняют повышенные содержания скандия. Наконец, аномальные по концентрациям индия касситериты Джалиндинского месторождения характеризуются относительно пониженными значениями остальных элементов. А.Д. Генкин и И.В. Муравьева (1963) обнаружили в колломорфном касситерите минералы индия – индит и джалиндит. Нами микроанализом выявлена минеральная фаза следующего состава: Fe – 1,69; In – 39,24; Si – 54,16; Sn – 7,70; As – 0,61; сумма – 103,40 мас.%. Если исключить из анализа олово, представленное субмикроскопическими включениями касситерита, то оставшаяся часть может соответствовать формуле: InSi₄O₁₁. В окружающем эту фазу касситерите содержание индия не превышает 0,01% массы и составляет незначительный фон.

Вольфрамит в рудах месторождений распространен незначительно. По данным химического анализа руд концентрация вольфрама в них не достигает промышленных значений и намного ниже, чем олова.

На Хинганском месторождении вольфрамит установлен практически во всех рудных телах. Преобладают отдельные пластинчатые зерна размером не более 1,0 мм; часто встречаются радиально-лучистые агрегаты, сложенные призматическими кристаллами, достигающими 30 мм по длинной оси. Вольфрамит тесно ассоциирует с касситеритом, порой замещая его и сам корродируется и замещается арсенопиритом, пиритом, халькопиритом и сфалеритом.

В оловянных рудах Верхнего и Обещающего месторождений крупные агрегаты вольфрамита не установлены. Изредка встречаются пластинки длиной не более 1,0 мм. Однако, на Верхнем месторождении вольфрамит обнаружен в зальбандах кварц-вольфрамитовой жилы мощностью 20 см, расположенной в 30 м от зоны оловоносных брекчий. Здесь вольфрамит псевдоморфно замещается ферротунгститом.

Таблица 1

Примечание: Количественный спектральный анализ выполнен в ДВГИ. Аналитики Л.И. Азарова, В.И. Сеченская. Звездочкой отмечены результаты химического анализа, выполненного В.Н. Залевской (ДВГИ). Ta – ниже предела чувствительности. Здесь и далее: прочерк – не обнаружено; пропуск – не анализировалось.

Химические анализы вольфрамитов Хинганского и Верхнего месторождений (табл. 2) показывают их существенные различия. В первом случае это ферберит, во втором – вольфрамит с повышенным содержанием скандия.

Таблица 2

Примечание. Химический анализ выполнен в лаборатории ДВГИ. Аналитик В.Н. Залевская

Арсенопирит по времени формирования является наиболее ранним сульфидным минералом. Он присутствует в рудах всех месторождений в переменных количествах, образуя рассеянную вкрапленность и небольшие гнезда в жильном кварце, реже – в топазсодержащих грейзенах. В целом же, как показывает минералогический анализ руд наиболее изученного Хинганского месторождения, здесь арсенопирита значительно меньше, чем в касситерит-силикатно-сульфидных и некоторых грейзеновых миесторождениях (Правоурмийское, Тигриное), где количество арсенопирита порой превышает 10% объема.

Повышенное количество арсенопирита отмечено на верхних горизонтах Каменистого месторождения, где им сложены мелко- и крупновкрапленные руды. Иногда агрегаты арсенопирита достигают 20 см в поперечнике. На Верхнем месторождения арсенопирит редок. Он образует рассеянную вкрапленность мелких (не более 0,5 мм) зерен в рудах и околорудных метасоматитах. Редко отмечаются его агрегаты до 2-3 см в поперечнике. В рудах Обещающего и Джалиндинского месторождений арсенопирит является минералогической редкостью.

По морфологии и взаимоотношению с другими минералами выделяется две разновидности (генерации) арсенопирита. Арсенопирит I преобладает и ассоциирует с кварцем, содержащим касситерит и вольфрамит, и корродирован другими сульфидами. В полированных шлифах агрегаты арсенопирита имеют панидиоморфную структуру. Его зерна часто содержат включения леллингита (возможно мы имеем пример замещения раннего леллингита более поздним арсенопиритом). Арсенопирит II обнаруживается под микроскопом в виде мелких (не более 0,1 мм) призматических зерен, иногда собранных в секториальные двойники.

Спектральным анализом установлены различия в количественном соотношении типоморфных элементов-примесей в арсенопиритах различных месторождений (табл. 3). Общим для арсенопиритов всех месторождений является полное отсутствие сурьмы, столь характерной для арсенопиритов месторождений касситерит-силикатно-сульфидной и касситерит-сульфидной формаций. Кроме этого, арсенопириты Хинганского и Верхнего месторождений практически лишены кобальта и никеля, которые (особенно первый) в значительных количествах присутствует в арсенопирите Каменистого, указывая на возможность нахождения в рудах кобальтина или других кобальтсодержащих минералов.

Таблица 3

Примечание. При пределе чувствительности 10 г/т Sb не обнаружена. Количественный спектральныый анализ выполнен в лаборатории ДВГИ. Аналитики Т.В. Ланкова, В.Е. Сахно.

Сфалерит распространен крайне неравномерно. Максимальные концентрации его установлены в рудах Хинганского месторождения, где в составе отдельных рудных тел (Геологическое, Загадочное, Ветвистое) сфалерит является самым распространенным рудным минералом. Здесь он слагает прожилки, гнезда и рассеянную вкрапленность в хлоритовых метасоматитах; совместно с галенитом и халькопиритом присутствует в кварц-карбонатных жилах, секущих касситеритсодержащие руды. В крупных агрегатах сфалерит желто-коричневый; в некоторых рудных телах (Геологическое, Ветвистое) обнаружены бледнозеленый и бесцветный клейофан. По периферии агрегатов желто-коричневого сфалерита и во вмещающих породах отмечены мелкие зерна и их сростки темносерого и черного сфалерита. Под микроскопом в полированных шлифах выделения обеих разновидностей характеризуются округлой формой с полисинтетическим двойникованием большинства зерен. Они содержат эмульсионную вкрапленность халькопирита и станнина, каплевидные включения галенита и корродированные зерна арсенопирита I. По перифериии сфалерит корродирован арсенопиритом II.

В меньших количествах сфалерит присутствует в рудах верхних горизонтов Каменистого месторождения, уступая по распространенности арсенопириту, галениту и халькопириту. Черные округлые агрегаты его заключены в массу галенита, что свидетельствует о более раннем, по сравнению с галенитом, образовании. В рудах Верхнего месторождения сфалерит встречается эпизодически в виде черных мелкозернистых агрегатов в кварц-топазовых касситеритсодержащих рудах. Максимальные размеры его выделений не превышают в поперечнике 15 мм. На Обещающем и Джалиндинском месторождениях сфалерит нами не обнаружен.

Химическими анализами (табл. 4) установлена крайне низкая железистость сфалеритов Хинганского месторождения, позволяющая отнести их к клейофану, и умеренная – на Верхнем и Каменистом. Однако, марматитов, характерных для месторождений касситерит-силикатной и касситерит-сульфидной формаций здесь не обнаружено. Существенны различия в содержании индия в сфалеритах из разных месторождений. Если сфалериты Хинганского месторождения характеризуются низкими концентрациями индия, лишь в некоторых рудных телах приближающихся к содержанию индия в касситеритах, то сфалериты Верхнего и Каменистого месторождений отличаются чрезвычайно высокими его концентрациями, характерными для сфалеритов некоторых касситерит-сульфидных месторождений. Содержания кадмия не испытывают значительных изменений в сфалеритах всех исследованных месторождений и близки значениям, полученным для месторождений олова различных генетических типов.

Галенит обнаружен лишь в рудах Хинганского и Каменистого месторождений. На первом из них он установлен в составе всех рудных тел, но особенно богаты галенитом Геологическое и Осеннее, в которых он ассоциирует со сфалеритом, образуя совместные с ним жилы, прожилки, гнезда и мелкую вкрапленность в касситерит-кварцевых рудах и метасоматитах. Реже наблюдается галенит в ассоциации с халькопиритом. Под микроскопом в полированных шлифах установлены мирмекитовые срастания мелких зерен галенита с халькопиритом, самородным висмутом и айкинитом. Не исключено, что этот галенит образовался при распаде сложных медь-свинец-висмутовых сульфосолей.

В рудах Каменистого месторождения галенит встречается редко в составе арсенопирит-халькопиритовых обособлений, в которых слагает округлые выделения диаметром не более 10 мм, содержащие вкрапленность сфалерита. В полированных шлифах в галените наблюдаются каплевидные включения висмута самородного и реликтовые зерна арсенопирита и халькопирита.

Спектральными анализами в галенитах Хинганского месторождения (табл. 5) выявлены высокие концентрации висмута и серебра, положительная корреляция между которыми указывает на присутствие твердого раствора матильдита, а также микровключений сульфосолей и самородных серебра и висмута. Этот вывод частично подтверждается микроскопическими исследованиями и микрозондовым анализом. Содержания индия незначительные и обнаруживаются лишь в галенитах, обогащенных цинком. Характерно, что спектральным, химическим и микрозондовым анализами в галенитах (как в арсенопиритах и в рудах) практически не установлена сурьма.

Сульфиды меди – халькопирит и борнит, присутствуют в незначительных количествах в рудах Хинганского и Каменистого месторождений, где слагают мелкие выделения неправильной формы и вкрапленники среди других сульфидов. По данным минералогического анализа количество халькопирита значительно меньше, чем сфалерита и галенита, в срастании с которыми он находится. Следует отметить, что на верхних горизонтах Хинганского месторождения в отдельных рудных телах халькопирит являлся второстепенным и даже главным минералом (Ициксон и др.,1959). В рудах Каменистого месторождения халькопирит ассоциирует преимущественно с арсенопиритом. Под микроскопом устанавливается гипидиоморфнозернистое внутреннее строение халькопирита с большим количеством полисинтетических двойников. Он содержит микровключения арсенопирита, сфалерита и галенита, эмульсионную вкрапленность сфалерита и станнина, субграфические вростки станноидита, а также субмикроскопические зерна касситерита – продукты распада станнина и станноидита.

Борнит является редким минералом и макроскопически отмечен нами только на Хинганском месторождении в рудном теле Северное-Глубокое в срастании с халькопиритом и сфалеритом. В полированных шлифах борнит обнаруживается повсеместно в субграфическом и мирмекитовом срастании с халькопиритом или в виде микровключений в сфалерите и галените. В этом случае он ассоциирует с самородными висмутом и серебром, их сульфосолями – виттихенитом и айкинитом, и сульфостаннатами – станнином, станноидитом и моусонитом. Для борнита характерна решетчатая структура распада твердого раствора с халькопиритом.

Таблица 6

Примечание. Количественный спектральный анализ выполнен в ДВГИ.. Аналитики Т.В. Ланкова, В.Е. Сахно.

Сульфиды железа в рудах месторождений района редки. Они представлены пиритом, реже марказитом и очень редко пирротином. Пирит наиболее распространен в рудах, обогащенных сульфидами, среди которых образует рассеянную вкрапленность и очень редкие гнезда. Изучение полированных шлифов под микроскопом показало, что значительная часть пирита образована за счет гипогенной дисульфидизации пирротина, реликтовые зерна которого постоянно в нем обнаруживаются. При этом в новообразованном пирите наблюдаются субграфические включения магнетита. Реже пирит является результатом замещения халькопирита в зальбандах секущих карбонатных прожилков, где идиоморфные зерна пирита ассоциируют с пластинчатым марказитом.

Сульфостаннаты меди и железа – редкие минералы месторождений Хингано-Олонойского района, но представляют характерную группу, позволяющую судить об общих условиях формирования руд. Кроме обычного и широко распространенного в месторождениях олова различных генетических типов станнина здесь обнаружены станноидит и моусонит. Подобная ассоциация ранее была установлена на Невском (Омсукчанский район; Чистякова и др.,1982) и Правоурмийском (Баджальский район; Семеняк, Недашковский,1991), оловорудных месторождениях, а также на месторождениях Японии, Боливии и некоторых других.

Станноидит и моусонит, обычно в срастании со станнином, почти постоянно встречаются в рудах Хинганского, Верхнего и Каменистого месторождений. Кроме этого, станноидит описан В.Б.Шуваловым с соавторами (1990) на Центральном месторождении. Эти минералы ассоциируют с борнитом, халькопиритом, сфалеритом и блеклой рудой.

Моусонит образует очень мелкие (не более 0,01 мм) округлые выделения в борните или обрастает его тонкими каемками. От сходного борнита он отличается очень сильным двуотражением и плеохроизмом от оранжевого до коричневого. Анизотропия очень сильная с характерным цветным эффектом.

Станноидит слагает более крупные выделения (до 1,0 мм в поперечнике) по периферии прожилковидных обособлений сульфидов. Наиболее широко распространены мелкие (0,05-0,1 мм) округлые зерна на контакте халькопирита и сфалерита. Реже встречаются субграфические выделения станноидита в халькопирите, содержащем мелкие зерна касситерита. Иногда станноидит с халькопиритом и станнином образуют эмульсионную вкрапленность в сфалерите.

Как видно из таблицы 7, станноидит Хинганского месторождения относится к цинксодержащей разности, а Верхнего содержит лишь незначительное количество цинка, но отличается высокими концентрациями селена. Как нам представляется, к станноидиту следует отнести довольно широко распространенный на верхних горизонтах Хинганского месторождения и названный хинганитом (Ициксон и др.,1959) минерал группы люцонита-фаматинита, обладающий оптическими свойствами станноидита и содержащий в своем составе, кроме меди, железа и олова, повышенные концентрации цинка.

Таблица 7

Примечание. Анализы выполнены в ДВГИ В.И.Сапиным и А.П.Недашковским на рентгено-спектральном микроанализаторе JXA-5A.

Станнин по распространенности не уступает станноидиту и моусониту и часто находится в тесном срастании с ними. Кроме этого, станнин обнаружен в виде эмульсионной вкрапленности в сфалерите или прерывистых оторочек вокруг его зерен в ассоциации с поздним тонкоигольчатым касситеритом.

Блеклые руды обнаружены только на Хинганском и Верхнем месторождениях. На первом из них она ассоциирует со сфалеритом, халькопиритом и борнитом, образуя в них вкрапленность, тонкие прожилковидные обособления или окружая тонкими оторочками выделения этих минералов. Ранее (Ициксон и др.,1959), описывая совместные прожилки сфалерита и блеклой руды диагностировали ее как тетраэдрит. Микрозондовый анализ, выполненный В.И.Сапиным на рентгеновском микроанализаторе JXA-5A в ДВГИ, позволил уточнить состав блеклой руды и отнести ее к мышьяковой, богатой железом и цинком, разности – теннантиту (мас.%): Cu – 41,15; Fe – 5,16; As – 20,85; Zn – 3,50; Pb – 0,43; Ag – 0,29; Bi – 0,31; S – 27,25; сумма – 99,04, что соответствует формуле: Cu_9,73Ag_0,04Fe_1,41Zn_0,81Pb_0,03As_4,18 Bi_0,02S_12,77. Присутствие мышьяковой, а не сурьмяной блеклой руды на Хинганском месторождении, на наш взгляд, более правомерно, поскольку в рудах и минералах сурьма практически не обнаружена.

В рудах Верхнего месторождения блеклая руда образует микровключения в арсенопирите, сульфосолях висмута и выполняет интерстиции между породообразующими минералами в кварц-топазовых грейзенах. Состав этой блеклой руды, определенный В.И. Сапиным на микроанализаторе JXA-5A, значительно отличается от теннантита Хинганского месторождения (мас.%):Cu – 38,17; Ag – 0,83; Fe – 6,18; Sb – 19,91; As – 6,88; Bi – 2,94; S – 24,96; сумма – 99,87, что соответствует формуле: Cu_9,82Ag_0,12Fe_1,81Zn_0,10 Sb_2,67As_1,50Bi_0,23S_12,73 и позволяет отнести ее к железистой разности теннантит-тетраэдрита.

Молибденит относительно редкий минерал. На Хинганском месторождении он встречен вместе с кварцем на безрудных или слабо оловоносных участках. Реже молибденит установлен в составе промышленных оловорудных тел, где сосредоточен в измененных обломках вмещающих брекчий с касситерит-кварцевым цементом, что свидетельствует о его более раннем формировании (Коростелев и др., 1994). В керне поисковой скважины на фланге измененных рудовмещающих брекчий изогнутые пластинки молибденита в прожилках кварца достигают 5 мм. Обычно же их размеры редко превышают 0,001 мм. В этих случаях скопления молибденита придают кварцу темносерый, почти черный цвет. С глубиной в молибденит-кварцевых прожилках появляется калиевый полевой шпат. В рудах Верхнего месторождения редкие пластинки молибденита наблюдались в грейзенах, содержащих вкрапленность арсенопирита.

Минералы висмута и серебра широко распространены в рудах и в связи с переменным составом представляют большой интерес при определении генетических особенностей месторождений и слагающих их минеральных парагенезисов.

Таблица 8

Примечание. 1-3 висмутсодержащий галенит; 4-5 – самородный висмут из теллуридно-висмутовой ассоциации (4) и из галенит-сульфовисмутовой (5); 6-9 – минералы группы айкинита; 6-7 – айкинит, 8-9 – фаза I промежуточного состава между айкинитом и фридрихитом; 10 – виттихенит; 11-12 – михараит; 13 – хедлейит; 14-15 – жозеит B; 16 – гессит. Анализы выполнены в ДВГИ В.И.Сапиным на рентгено-спектральном микроанализаторе JXA-5A.

Висмутовую минерализацию в рудах месторождений района впервые отметили Г.В. Ициксон с соавторами (1959), определившие висмут само-мородный, айкинит, висмутин и галеновисмутин, которые кристаллизовались, по их мнению, в заключительный период формирования сульфидных ассоциаций.

Авторами при изучении руд Хинганского и Верхнего месторождений в кварцевых и в кварц-сульфидных прожилках установлены висмут- и серебросодержащие минералы, характерные для каждого месторождения. Материалы исследований опубликованы (Демашов и др., 1990), поэтому коротко остановимся лишь на общих закономерностях распределения минералов и их составе, не давая подробную характеристику.

На Хинганском месторождении диагностированы висмут- и серебросодержащий галенит (Bi:Ag = 1:1), висмут самородный, айкинит, хедлейит, жозеит В, гессит, виттихенит, михараит, серебро самородное (табл. 8). По парагенезисам и приуроченности к определенным типам руд их можно объединить в три ассоциации: галенит-сульфовисмутовую, теллуридно-висмутовую и виттихенит-борнитовую.

Галенит-сульфовисмутовая ассоциация распространена широко и приурочена к кварцевым и кварц-сульфидным жилам и прожилкам среди серицит-хлорит-кварцевых метасоматитов в краевых частях рудных тел. Минералы этой ассоциации – висмут- и серебросодержащий галенит, айкинит и висмут самородный, наблюдаются в сростках с халькопиритом, реже – со сфалеритом. Размеры сростков обычно варьируют в пределах 0,5-2,0 мм, иногда достигают в поперечнике 1,0 см.

Теллуридно-висмутовая ассоциация распространена в касситерит-кварцевых, кварц-флюоритовых, реже – сульфидных рудах. При этом наблюдаются участки, где ее минералы пространственно совмещены с минералами ранней галенит-сульфовисмутовой асссоциации. Наиболее распространенными минералами этой ассоциации являются висмут самородный, хедлейит, жозеит В и гессит. Размеры выделений висмута самородного достигают в поперечнике 1,5-3,0 см. Теллуриды имеют меньшие (до 1,0 мм) размеры и наблюдаются в виде вкрапленности в висмуте самородном. Образование минералов этой ассоциации носит двойственный характер. Часть их возникла при распаде сложных медно-свинцово-висмутовых сульфосолей. В основном же они образуют самостоятельные гнезда в интерстициях зерен кварца без видимых следов распада сульфосолей и при отсутствии других сульфидов.

Виттихенит-борнитовая ассоциация представлена не столь широко, как две предыдущие. Слагающие ее минералы – висмут самородный, виттихенит, михараит и серебро самородное обнаруживаются в виде прожилков и гнезд в рудных телах, обогащенных борнитом, где они ассоциируют также с халькопиритом, сфалеритом, теннантитом, реже с галенитом.

В рудах Верхнего месторождения минералы висмута представляют группу редких, но специфичных образований, подчеркивающих его отличие от Хинганского месторождения. Пространственно они приурочены к серицит-топаз-кварцевым грейзенам и представлены висмутом самородным, икунолитом, бенджаминитом, фазой 1 (айкинит № 75) и висмутином (табл. 9). По пространственному положению, времени образования, минеральному составу здесь можно выделить две ассоциации висмутовых минералов. Минералы первой ассоциации распространены на верхних горизонтах месторождения и по времени образования близки к заключительному периоду формирования сульфидных парагенезисов. Они представлены, главным образом, обогащенными сурьмой висмутином и фазой 1 (айкинит № 75), тесно ассоциирующими с железистой мышьяково-сурьмяной блеклой рудой (теннантит-тетраэдрит), арсенопиритом, висмутом самородным и золотом самородным. Минералы этой ассоциации находятся в брекчированных грейзенах в виде гнезд, достигающих в поперечнике 10 мм, и вкрапленности совместно с арсенопиритом. Минералы второй ассоциации представлены крупными (до 5-8 см) агрегатами висмута самородного, в которых сосредоточены включения обогащенных селеном икунолита и бенджаминита. Как показывают парагенетические особенности висмутовых ассоциаций Верхнего месторождения, минералы первой ассоциации близки галенит-сульфовисмутовой, а второй – теллуридно-висмутовой ассоциациям Хинганского месторождения.

Таблица 9

Примечание. 1 – висмут самородный; 2 – икунолит; 3 – бенжаминит; 4 – висмутин; 5 – фаза I (айкинит № 75). Анализы выполнены в ДВГИ В.И.Сапиным на рентгено-спектральном микроанализаторе JXA-5A.

Золото самородное выявлено только в рудах Верхнего месторождения в виде мелких (не более 0,02 мм) включений в висмутине и в кварце на границе выделений арсенопирита и висмутина. В штуфных пробах, содержащих вкрапленность висмутовых минералов, концентрация золота достигает 26,0 г/т. Микрозондовым анализом определена пробность золота, в котором установлено золота от 77,16 до 83,43 мас.% при 22,58 и 16,03 мас.% серебра, соответственно. В рудах Хинганского месторождения пробирным анализом золото установлено в количестве от следов (меньше 0,04 г/т) до 0,6 г/т.

Минералы редких и редкоземельных элементов довольно широко распространены в месторождениях рудного района. Они представлены обогащенным РЗЭ флюоритом, монацитом, флюоцеритом, ксенотимом, фергусонитом(?) и обогащенным ниобием, танталом и оловом рутилом (ильменорутилом).

Как показали исследования М.И. Лучицкой (1989), на Хинганском месторождении значительная часть РЗЭ концентрируется во флюорите – одном из главных жильных минералов. При этом РЗЭ накапливалисьпреимущественно в "рудном" флюорите, ассоциирующем с касситеритом, где средняя сумма лантаноидов достигает 468 г/т, в то время как в "дорудном" и "пострудном" 133,5 и 219,5 г/т соответственно.

Более высокие концентрации РЗЭ и иттрия установлены во флюоритах Верхнего и Обещающего месторождений. По данным спектрохимического анализа, выполненного в ДВГИ Т.В. Сверкуновой, во флюорите Верхнего месторождения, взятого из флюорит-топазовой зоны, сопровождающей оловоносные брекчии, содержание их достигает: Y -1540 г/т, La – 174 г/т, Ce – 1800 г/т, Nd – 194 г/т. В пробе флюоритовой руды, содержащей топаз и кварц, по данным нейтронно-активационного анализа, выполненного в Институте химии ДВО РАН Л.Г. Арефиной и В.В. Коваленко: Y – 870 г/т, La – 233 г/т, Ce – 569 г/т, Nd – 360 г/т, Rb – 155 г/т, Sr – 130 г/т, Zr – 379 г/т, Nb – 81 г/т, Ba – 120 г/т. В оловоносных брекчиях содержание этих элементов колеблется: Y – 47-66 г/т, La – 30-40 г/т, Ce – 4-71 г/т, Nd – 35-59 г/т, Rb – 153-321 г/т, Sr – 54-119 г/т, Zr – 236-354 г/т, Nb – 34-47 г/т, Ba – 26-63 г/т.

В зональных флюоритах концентрация Y и РЗЭ изменяется в широких пределах (табл. 10). Наиболее обогащены РЗЭ зеленые и бурые зоны роста, которые, по-видимому, соответствуют "рудному" флюориту Хинганского месторождения. Ф.Г.Рейф с соавторами (1994) обнаружил в составе микровключений из этих зон ксенотим и монацит, диагностика которых подтверждена лазерным спектральным анализом. Зоны с низкими концентрациями РЗЭ соответствуют "пострудному" флюориту.

В рудах расположенного вблизи от Верхнего – Обещающего месторождения, РЗЭ реализовались в виде довольно крупных самостоятельных выделений монацита и флюоцерита. Монацит встречен в богатых касситеритом мусковит-кварцевых, мусковит-топаз-кварцевых и хлорит-кварцевых метасоматитах. Таблитчатые кристаллы монацита размером от 0,01 до 3,0 мм находятся в тесном срастании с касситеритом и порой замещают его. Сам монацит псевдоморфно замещается флюоцеритом, а реликтовые зерна его сохраняются лишь в центральных частях новообразований. Диагностика монацита и флюоцерита подтверждается микрозондовыми анализами (табл 11).

Таблица 10
Распределение редкоземельных элементов между различными зонами роста кристалла флюорита ( г/т)

Примечание. 1-5 - зоны роста: 1 - зе-леный, 2 - зеленый с обильными бурыми мик-ровключениями, 3 - фиолетовый, 4 - желтый, 5 - белый. Анализы выполнены в ДВГИ Т.В. Сверкуновой спектрохимическим методом с выделением РЗЭ по схеме: HF, H3BO3, NH4OH.

Ранее флюоцерит был обнаружен в рудах Березовского месторождения, расположенного вблизи Хинганского (Панова, Баженова, 1976). На Обещающем месторождении, как и на Березовском, флюоцерит ассоциирует с касситеритом, а выделения его рассечены арсенопирит-кварцевыми прожилками, что указывает на существование ранней касситерит-редкоземельной минерализации.

Рутил является единственным надежно диагносцированным минералом, содержащим редкие элементы, хотя при изучении прозрачных шлифов встречен минерал по оптическим свойствам близкий фергусониту. В виде микроскопических призматических зерен размером не более 0,5 мм рутил постоянно обнаруживается в оловоносных брекчиях и сопровождающих их измененных вмещающих породах. Микрозондовым анализом (табл. 12) в рутиле из касситерит-топаз-кварцевой руды обнаружены повышенные концентрации Nb, Ta и Sn, что позволяет отнести этот минерал к ильменорутилу (Минералы, 1965). Не исключено, что микровключениями рутила объясняются повышенные содержания ниобия в касситеритах района, достигающие максимальных значений в рудах Верхнего и Обещающего месторождений, где наблюдается положительная зависимость между концентрациями ниобия и титана.

Таким образом, при изучении руд ряда месторождений Хингано-Олонойского района кроме известных ранее минералов были выявлены молибденит, золото самородное, кремнистый индий, большая группа сульфосолей висмута и серебра, минералы, содержащие редкие (ильменорутил) и редкоземельные (монацит, флюоцерит) элементы. Наряду с известным станнином во всех исследованных месторождениях установлены станноидит и моусонит, уточнена диагностика блеклой руды, показаны отличия состава известных и широко распространенных рудных минералов и их типоморфные примеси, характеризующие геохимические особенности разных месторождений района.

Таблица 11
Результаты рентгеноспектрального микроанализа редкоземельных минералов Обещающего месторождения (мас. %)

Примечание. Пробы 1-3 - монацит; 4 - флюоцерит. Из-за наложения спектров других элементов цериевой и ториевой групп концентрации других редкоземельных элемен-тов определить не удалось. *Фтор указан расчетный. В анализе он завышен в 2-3 раза. Анали-зы выполнены В.И. Сапиным на рентгеноспектральном микроанализаторе JXA-5A.

Таблица 12
Результаты рентгеноспектрального микроанализа рутила Верхнего месторождения (мас.%)

Примечание. Анализы выполнены в ДВГИ В.И. Сапиным на рентгено-спектральном микроанализаторе JXA-5A. Концентрации элементов пересчитаны на окислы.

Материалы по вещественному составу руд показывают, что по многим параметрам месторождения района отличаются от хорошо изученных месторождений касситерит-силикатной и касситерит-сульфидной формаций. Ближайшим аналогом по присутствию в рудах редких и редкоземельных элементов и минералов, а также характерного моусонит-станноидит-борнит-халькопиритового парагенезиса, висмутовых сульфосолей является Правоурмийское месторождение, сформированное, как и месторождения Хингано-Олонойского района, в верхнемеловой вулкано-тектонической постройке, сложенной, преимущественно, кислыми вулканитами (риолитами), прорванными кислыми же интрузиями. В Хингано-Олонойском районе более интенсивно проявлен субвулканический рудогенерирующий магматизм, для которого отчетливо просматривается близость связей магма-руда.

Исследуя флюидный режим формирования Хинганского месторождения, Л.Н. Хетчиков с соавторами (1993) установили "... близость состава флюидов во включениях в кварце гранит-порфиров и в минералах рудной стадии ..." (стр. 85), на основании чего делается вывод о том, что граниты и руда являются производными единого магматического очага и сформированы в процессе его эволюции без значительного перерыва во времени. Этот вывод позднее был подтвержден Ф.Г. Рейфом с коллегами (1994), исследовавшими флюидный режим и поведение металлов (прежде всего олова) в процессе формирования Верхнего месторождения, связанного с "... дискретными импульсами флюидного потока, разделенного периодами остывания разогретых пород в условиях притока слабо минерализованных метеорных (?) вод" (с. 1633). При этом часть металлов заимствовалась из вмещающих пород, а олово привносилось из магматического источника. В этом плане представляют интерес данные по геохимии вмещающих пород и руд Хинганского и Верхнего месторождений (табл. 13). Они показывают, что при близких концентрациях металлов в исходных породах, в процессе рудообразования происходит вынос одних и привнос других (например, поведение меди,свинца, цинка, олова, ниобия, иттрия и бора), при существенных различиях в поведении отдельных элементов на разных месторождениях.

Таблица 13
Распределение рудных элементов в горных породах, метасоматитах и рудах Хинганского и Верхнего месторождения (г/т)

Примечание. 1 - гранит-порфир Хинганского месторождения; 2 - граниты оло-нойские; 3-6 - рудное поле Хинганского месторождения: 3 - обманийские риолиты, 4 - сери-цит-хлоритовые метасоматиты, 5 - топаз-кварцевые метасоматиты (глубокие горизонты Хин-ганского месторождения), 6 - рудное тело (Юбилейное); 7-10 - Карадубское рудное поле: 7 - обманийские риолиты, 8 - кварц-турмалиновые метасоматиты, 9 - кварц-топазовые метасома-титы, 10 - рудное тело (Верхнее месторождение).

Анализ результатов гомогенизации газово-жидких включений показывает близость температур формирования продуктивных парагенезисов изученных месторождений и их высокое абсолютное значение (табл. 14). Это подтверждают минеральные геотермометры сульфидных парагенезисов. Так, М.С. Ли с соавторами (1975), основываясь на экспериментальных данных, показали, что моусонит-станноидит-борнит-халькопиритовый парагенезис формируется в температурном интервале от 430 до 300°С, близком к температурам образования оловянного парагенезиса. Аналогичные значения температур подтверждают и некоторые сульфосоли висмута. По данным Н.С. Бортникова с соавторами (1982) ассоциация висмут самородный+жозеит В+хедлейит+золото усточива при температурах 425-270°С. А.А. Годовиков (1972) отмечает высокую температуру устойчивости виттихенита – от 400 до 350°С, а характерный для вольфрамсодержащих оловорудных месторождений крупнокристаллический висмут самородный (Верхнее месторождение) мог образоваться при температуре значительно превышающей 270°С.

Таблица 14
Температуры формирования минеральных парагенезисов месторождений Хингано-Олонойского района

Все эти данные, на наш взгляд, подчеркивают особенности геологических, геохимических и физико-химических условий формирования своеобразных по составу и происхождению месторождений Хингано-Олонойского рудного района.

Бортников Н.С., Мозгова Н.Н., Некрасов И.Я. и др. Особенности висмутовой минерализации золоторудного месторождения в Восточном Забайкалье // Минералог. журнал. 1982. Т. 4, № 4. С. 45-58.

Генкин А.Д., Муравьева И.В. Индит и джалиндит – новые минералы индия // Зап. ВМО. 1963. Ч. 92, вып. 4. С. 445-457.

Годовиков А.А. Висмутовые сульфосоли. М.: Наука. 1972. 303 с.

Гоневчук В.Г., Гоневчук Г.А. Особенности магматизма Малохинганской вулканической зоны // Новые данные по магматизму и металлогении Дальнего Востока. Владивосток: ДВГИ ДВО РАН. 1998. С. 5-21.

Гоневчук В.Г., Кокорин А.М., Коростелев П.Г. и др. Оловорудные формации Дальнего Востока // Тихоокеанская геология. 1984, № 6. С. 72-82.

Грушкин ГГ., Хельвас И.Г. Физико-химические условия оловорудного месторождения Хинган // Зап. ВМО. 1974. Ч. 103, вып. 2. С. 219-240.

Демашов С.Б., Гвоздев В.И., Недашковский А.П. Серебро-висмутовая минерализация месторождений Хингано-Олонойского района // Минеральные ассоциации месторождений олова и вольфрама на Дальнем Востоке. Владивосток: ДВГИ ДВО АН СССР. 1990. С. 82-92.

Ициксон Г.В., Рундквист Д.В., Павлова В.А. и др. Оловорудные месторождения Малого Хингана. Л.: Труды ВСЕГЕИ. 1959. Новая серия, т. 27. 344 с.

Ициксон М.И. Геологические и геохимические типы оловорудных формаций подвижных поясов и областей тектоно-магматической активизации // Сов. геология. 1967, № 11. С. 92-104.

Комарова Г.Н., Новороссова Л.Е. О поведении олова и индия в колломорфных агрегатах касситерита на Джалиндинском месторождении на Малом Хингане // Геохимия. 1959, № 8.

Коростелев П.Г., Гвоздев В.И., Демашов С.Б. и др. Соотношение оловянной и молибденовой минерализации в оловорудных месторождениях Дальнего Востока // Тихоокеанская геология. 1994, № 3. С. 57-71.

Коростелев П.Г., Демашов С.Б., Кокорин А.М. и др. Топазовые грейзены Хинганского месторождения// Тихоокеанская геология. 1994, № 5. С. 117-124.

Коростелев П.Г., Семеняк Б.И., Кокорин А.М. Индий в рудных месторождениях Дальнего Востока // Стратегия использования и развития минерально-сырьевой базы редких металлов России в XXI веке. Тез. докл. международного симпозиума. М.: ВИМС. 1998. С. 77-79.

Лучицкая М.И. Физико-химические условия формирования касситерит-кварц-флюоритовой минеральной ассоциации (на примере Хинганского месторождения). Автореф. дисс. канд. геол.-минер. наук. М.: ?. 1989. 24 с.

Никулин Н.Н. Распределение индия, ниобия, скандия в касситеритах Хинганского месторождения // Вест. ЛГУ. 1967, № 6. С. 81-87.

Попова В.И., Баженова Л.Ф. Первая находка флюоцерита на Дальнем Востоке // Минералы и парагенезисы минералов горных пород. Л.: Наука. 1976. С. 136-138.

Рейф Ф.Г., Пахомова В.А., Ишков Ю.М., Демашов С.Б. Роль высокометаллоносных растворов в формировании оловянного месторождения Верхнее (Карадубское рудное поле) // Геохимия. 1994, № 11. С. 1633-1650.

Семеняк Б.И., Недашковский А.П. Сульфостаннаты меди и железа в рудах Правоурмийского месторождения // Рудные месторождения Дальнего Востока – минералогические критерии прогноза, поисков и оценки. Владивосток: ДВГИ ДВО АН СССР. 1991. С. 11-12.

Семеняк Б.И., Недашковский А.П., Никулин Н.Н. Минералы индия в рудах Правоурмийского месторождения (Дальний Восток России) // Геол. рудных месторождений. 1994. Т. 36, № 3. С. 230-236.

Синяков Е.Я. Оловоносность Хингано-Олонойского района // Металлогения главных оловорудных районов юга Дальнего Востока. Владивосток: ДВГИ ДВО АН СССР. 1988. С. 34-56.

Федчин Ф.Г. Особенности структуры, магматизма и оловоносности Хингано-Олонойского прогиба. М.: Наука. 1964. 152 с.

Хетчиков Л.Н., Пахомова В.А., Раткин В.В., Демашов С.Б. Флюидный режим формирования Хинганского оловорудного месторождения // Тихоокеанская геология. 1993, № 5. С. 78-86.

Шувалов В.Б., Азина Г.Х., Сапин В.И. Станноидит из оловянных руд Центрального, Хинганского и Карадубского месторождений // Минеральные ассоциации месторождений олова и вольфрама на Дальнем Востоке. Владивосток: ДВГИ ДВО АН СССР. 1990. С. 116-120.

Lee Min Sung, Takenouchi Sukune, Imai Hideki. Syntheses of Stannoidite and Mawsonite and Their Genesis in Ore Deposits// Economic Geology. 1975. V. 70, № 4. P. 834-843.