Процесс формирования минерализации обычно происходит в широком пространственном диапазоне и тесно связан с деформациями, метаморфизмом, разломами и магматическими интрузиями на определенных тектонических стадиях. Эти процессы способствуют образованию значительных месторождений полезных ископаемых, содержащих медь (Cu), золото (Au), свинец (Pb), цинк (Zn) и редкоземельные элементы (REE), а также другие сопутствующие твердые полезные ископаемые (ТПИ) [1–3].

Провинция Лао Кай, расположенная в зоне Фан Си Пан на северо-западе Вьетнама, обладает значительным потенциалом минеральных ресурсов, особенно в отношении медно-золотой минерализации, которая была оценена как высокоперспективная [4]. В связи с этим в 2015 г. правительство Вьетнама одобрило создание Лао Кайской медной металлургической промышленной зоны с мощностью переработки более 10 000 т катодной меди в год. Геологическое картирование и разведка полезных ископаемых, проведенные вдоль северо-восточной окраины зоны Фан Си Пан, позволили выявить несколько крупных месторождений медных руд, в том числе месторождения Синь Куен, Та Фой и Ви Кем, а также ценные рудопроявления медной минерализации, такие как Нам Чак, Чин Туонг, Лунг Тханг и Лунг По [5–9]. Однако эти исследования остаются фрагментарными, не включают углубленного анализа и применения современных методов исследования минерализации. В последние годы некоторые исследования минерализации были сосредоточены на месторождениях меди в провинции Лао Кай, в первую очередь на месторождении Синь Куен [10–12]. Эти исследования открыли новые перспективы в отношении природы и возраста образования медных месторождений в северо-восточной части зоны Фан Си Пан, в частности на месторождении Синь Куен, выявив наличие золота и редкоземельных элементов (РЗЭ) наряду с медью в качестве основных экономически значимых полезных ископаемых [13]. Это поднимает вопрос о том, существуют ли вдоль металлогенического пояса Лунг По – Та Фои месторождения, аналогичные месторождению Синь Куен, имеющие экономическое значение. Запасы меди месторождения Та Фой в пределах этого пояса оцениваются как значительные [14, 15], однако его потенциал в отношении запасов сопутствующих золота и редкоземельных элементов остается неопределенным. Кроме того, требуется выяснить генетические механизмы образования руд на месторождениях Та Фой и Синь Куен – есть ли между ними сходство в процессах формирования минерализации и времени ее образования? Для ответа на эти вопросы необходимо провести комплексные исследования состава, условий образования, пространственного распределения и генезиса минерализации. Такие исследования обеспечат научную основу для разработки более точных стратегий разведки полезных ископаемых и оценки ресурсов в данном регионе.

Целью данного исследования является выяснение геологических факторов, влиявших на образование медных руд на участке Та Фой, и изотопных маркеров процессов формирования минерализации путем комплексного анализа полевых наблюдений, петрографических и геохимических данных.

Для достижения этой цели в рамках исследования усилия были сосредоточены на решении следующих ключевых задач:

Результаты этого исследования позволят лучше понять процессы металлогении в регионе и предоставят ценную информацию для будущей разведки полезных ископаемых в северо-западной части Вьетнама.

Северо-западный Вьетнам относится к Южно-Китайскому и Индокитайскому блокам (рис. 1, а, b). Эти блоки являются неотъемлемыми компонентами палеогеографической реконструкции суперконтинента Родиния [16–19]. Несколько месторождений меди, в том числе Fe-оксидные Au-Cu гидротермальные месторождения (IOCG) Синь Куен, а также месторождения меди Суой Тау и Та Фой располагаются в северо-западной части Вьетнама (рис. 1, c).

Рис. 1. Упрощенная тектоническая карта северо-западной части Вьетнама и прилегающих районов([20–23] и ссылки в них)

Месторождение меди Та Фой расположено в северо-западной части Вьетнама, ограниченной разломом Сонг Чай на севере и поясом Сонг Ма на юге [4]. Этот регион состоит из трех основных тектонических единиц: зоны Фан Си Пан, рифта Сонг Да и бассейна Ту Ле (рис. 2, а). Сонг Да – это вытянутая рифтовая структура, простирающаяся с северо-запада на юго-восток, характеризующаяся присутствием вулканогенно-осадочных отложений девонского и среднетриасового возрастов. Заметной особенностью этого разлома является присутствие хорошо развитых пермско-триасовых щелочных базальтов (~260 млн лет), которые в основном залегают вдоль реки Да [24]. Эти базальты наряду с кремнистыми вулканическими породами залегают на раннепермских известняках и впоследствии несогласно перекрыты триасовыми известняками и сланцами, содержащими угольные месторождения [25, 26]. Некоторые исследования предполагают, что вулканическая серия Сун Да связана с плюмом Эмэйшань [27–29]. Бассейн Ту Ле в основном содержит риолиты, трахириолиты и трахидациты. U-Pb датировка циркона указывает на то, что риолиты в этом бассейне образовались в позднепермское время (262–252 млн лет назад), одновременно с мафическими породами рифта Сонг Да [30, 31].

Рис. 2. Геологическая карта (а) северо-западной части Вьетнама и (б) зоны Фан Си Пан с указанием местоположения месторождения Та Фой (изменено по [32])

Зона Фан Си Пан служит тектоническим связующим звеном между двумя крупными блоками земной коры: Северо-Вьетнамско-Южно-Китайским и Индокитайским (рис. 2, b). Она расположена между зоной сдвига Ред Ривер и бассейном Ту Ле и сложена в основном мезоархейскими – ранне-палеопротерозойскими породами фундамента, включая биотитовые кварциты, кварц-биотит-гранатовые сланцы и амфиболиты [23, 33]. Палео-мезопротерозойские единицы в зоне представлены биотитовыми сланцами, двухслюдяными сланцами и амфиболитами [23, 33]. Докембрийский магматизм в зоне Фан Си Пан характеризуется несколькими гранитоидными и мафическими интрузивными событиями, включая: мезоархейские гранитоиды (2,9–2,8 млрд лет) [33–35], палеопротерозойские гранитоиды (1,8–2,2 млрд лет) [33, 35–37], палеопротерозойские мафические дайки (1,8–2,3 млрд лет) [33] и неопротерозойские гранитоиды (760–751 млн лет) [20,21,23,38].

Мезоархейско-палеопротерозойский кристаллический фундамент несогласно перекрыт палеозойско-мезозойскими метаосадочными и осадочными комплексами, которые включают кварц-серицит-хлоритовые сланцы, кварциты, известняки и доломиты (см. рис. 2). В дополнение к докембрийским гранитоидам в позднепермское и раннетриасовое время внедрялись массивные граниты типа А, тесно связанные с мантийным плюмом Эмэйшань [29–31, 39]. В этом регионе также были обнаружены кайнозойские плутоны [40, 41].

Неопротерозойские гранитоидные интрузии в зоне Фан Си Пан включают плутоны По Сен, Фин Нган и Лунг Тханг, а также несколько меньших по размерам тел и линз (см. рис. 2, b) [42]. Эти интрузии сопоставимы с широко распространенными неопротерозойскими гранитоидами (~860–740 млн лет) в западной и юго-западной частях Янцзыского блока (см. рис. 1) [42–47].

Месторождение меди Та Фой расположено в районе Та Фой провинции Лао Кай и занимает площадь около 4 км². Месторождение расположено в северо-восточной части антиклинория Хоанг Лиен Сон в пределах структурной зоны Фан Си Пан. Месторождение вмещается метаморфизованными осадочными свитами формации Синь Куен, а также небольшими недатированными интрузивными телами, расположенными вблизи крупного интрузивного массива комплекса По Сен. В основном оно вмещается метаморфическими породами второй свиты формации Синь Куен (PPsq2), которые являются ключевым геологическим фактором, тесно связанным с образованием медных руд в исследуемом районе [4, 14].

Вторая свита формации Синь Куен широко распространена в районе Та Фой и состоит из кварц-полевошпатовых биотитовых сланцев, метасоматических пород, линз амфиболитов и графитовых кварц-слюдяных сланцев. Полевошпатовый кварц-биотитовый сланец содержит мало или вообще не содержит графита, имеет коричневый цвет, сланцевую структуру и лепидобластическую текстуру. Вдоль краев рудных тел и в зонах разломов породы обычно обогащены мусковитом и серицитом (1–8%). Акцессорные минералы включают сфен, апатит, эпидот, цоизит и рудные минералы.

Метасоматические породы встречаются в виде полос в центральной части района, а амфиболиты – в виде линзовидных тел внутри метасоматических пород, характеризующихся матовым обликом, белым цветом, с прослоями зеленоватого цвета. Амфиболиты обычно встречаются вдоль висячих боков меднорудных тел. Графитовый кварц-слюдяной сланец имеет серый цвет и демонстрирует сланцеватую структуру. Медная минерализация в основном вмещается метасоматическими породами, реже полевошпатовыми кварц-биотитовыми сланцами. Вторая свита имеет мощность более 800 м (рис. 3, а–г).

Рис. 3. Геологическое строение и вещественный состав месторождения Та Фой: а, б – общий вид месторождения в долине Та Фой и горные работы на рудном теле TQ.5 (фото из [14]);в, г – микрофотографии пород в проходящем свете (увеличение 35×, микроскоп Nikon): в – фельзитовый сланец (полевой шпат, кварц, биотит), керн LK.2/28, глубина 89–91 м; г – темноцветная метасоматическая порода, керн LK.1/13, глубина 25–27 м (фото До Ван Ньюана из [14]); д–з – проявления рудной минерализации: д, е – вкрапленная руда в темноцветной метасоматической породе, керн LK.1-T.1, глубина 109,5–110 м; ж, з – вкрапленная руда в фельзитовом сланце, керн LK.2-T.1, глубина 85 м (фото Лай Куок Су из [14])

Рис. 4. Геологическая карта района Та Фой с указанием местоположения месторождения Та Фой (изменено по [14])

Гранитоидные образования комплекса По Сен и гранодиоритовые, диоритовые интрузии широко распространены в районе Та Фой наряду с лампрофировыми дайками. Породы комплекса По Сен залегают вдоль западной и юго-западной окраины района, в основном представлены фазой 2 и фазой 3 внедрения. Фаза 2 состоит из биотитовых гранитов и биотит-роговообманковых гранитов, а фаза 3 включает светлого цвета дайки, представленные аплитовыми гранитами и пегматитовыми гранитами.

Методы U–Pb и 40Ar/39Ar датирования позволили прояснить термохронологическую историю комплекса По Сен. Анализ U–Pb композитных проб зерен циркона с помощью TIMS (тепловой многозональный сканер ИК-диапазона) дал средний возраст 760 ± 25 млн лет с кластеризацией на кривой согласованных значений абсолютного возраста, в то время как двенадцать анализов SHRIMP (чувствительный высокого разрешения масс-спектрометр с ионным микрозондом) на U–Pb дали согласованный возраст 751 ± 7 млн лет [38]. В сочетании с геохимическими характеристиками эти результаты указывают на то, что комплекс По Сен является позднепротерозойским магматическим комплексом.

Гранодиоритовые и диоритовые породы (а именно массивы Фин Нган, Суой Тау, Лунг Танг) обычно встречаются по краям рудных тел и содержат от 0,01 до 0,4% меди. Медная минерализация в диоритах встречается в виде редкой вкрапленности и микропрожилков вдоль трещин. Эти породы имеют серый или светло-серый цвет, массивную структуру и мелко- или среднезернистую текстуру, местами слабо деформированы. Их взаимоотношения с окружающими породами неясны (пересечения одних другими не обнаружены).

Результаты абсолютного датирования циркона с использованием U-Pb метода для гранодиоритовых и диоритовых интрузий дали возраст 776 ± 12 млн лет для массива Суой Тау [48], 824 ± 4 млн лет для массива Фин Нган [42] и 803 ± 3 млн лет для массива Лунг Тханг [47]. Эти результаты указывают на то, что образование гранодиоритовых и диоритовых интрузий произошло в неопротерозойское время. Кроме того, большинство исследований указывают на то, что эти интрузивные тела образовались в условиях субдукции при формировании континентальных дуг [42, 47, 48].

Дайки лампрофиров внедрялись в окружающие породы; они характеризуются серовато-зеленым цветом, тонкозернистой структурой, ориентированной текстурой и призматически-зернистым строением. Эти дайки, по-видимому, практически никак не связаны с медной минерализацией.

Рудное месторождение Та Фой расположено в северо-восточной части антиклинали По Сен, которая демонстрирует в целом моноклинальную структуру с простиранием в направлении северо-запад – юго-восток и падением в северо-восточном направлении. Данные геологоразведочных работ указывают на сильную деформацию поверхностных пород, а данные бурения показывают, что на глубине как вмещающие породы, так и рудные тела сохраняют устойчивое падение на северо-восток под углом от 60 до 75° [4].

Вдоль русла ручья Фой 1 наблюдается разлом, простирающийся в направлении северо-запад – юго-восток, называемый разломом Ланг Фой 1 (F2). Этот разлом является оперяющей структурой разлома Та Фой. Разлом Ланг Фой 1 сечет и смещает породы формации Синь Куен, а также биотитовые граниты комплекса По Сен. Кроме того, в пределах района исследования выявлен разлом Та Ксео 2 – Да Динь (F3). Этот разлом простирается вдоль долины Да Динь до Та Сео 2, его общая длина составляет примерно 2,5 км. Разлом Та Сео 2 – Да Динь смещает породы формаций и сечет разломы, простирающиеся в направлении северо-запад – юго-восток [14] (рис. 4).

Медное месторождение Та Фой состоит из 15 рудных тел, включая линзовидные и жильные тела. Среди них выделены три крупных рудных тела (TQ.4, TQ.5, TQ.6), а остальные 12 представлены более мелкими жилами и линзовидными скоплениями, разбросанными по всей территории или вдоль краев более крупных рудных тел (TQ.1, TQ.2, TQ.3a, TQ.4a, TQ.7, TQ.8, TQ.9a, TQ.9b, TQ.10, TQ.10a, TQ.11, TQ.13) [14, 15]. Эти рудные тела демонстрируют падение в северо-восточном направлении под углом от 60 до 85°, имеют длину по простиранию от 300 до 1200 м, мощность от 1,5 до 94,8 м и залегают на глубине до 30–130 м. Основные рудные минералы включают халькопирит, кубанит, пирит и пирротин, которые демонстрируют неравномерную вкрапленность и встречаются в виде отдельных зерен, скоплений или небольших рудных карманов. Эти минералы также образуют жилы, заполняющие микротрещины и замещающие ранее существовавшие породообразующие минералы (рис. 4, 5, табл. 1).

Рис. 5. Геологические разрезы по линиям T5, T12, T28 с представлением рудных тел TQ.3, TQ.3a, TQ.4, TQ5, TQ.6, TQ.7, TQ.8 и TQ.10 [15]

Таблица 1

Морфологические характеристики меднорудных тел и их состав на месторождении Та Фой (по [14, 15])

Петрографический анализ проб медной руды из района исследования и их анализ под микроскопом в отраженном свете (в аншлифах) показывают сложную ассоциацию первичных и вторичных рудных минералов. К первичным сульфидным минералам относятся халькопирит, борнит, пирит, пирротин и кубанит, а вторичные минералы, такие как ковеллин, халькозин, малахит и лимонит, представляют продукты окисления в зонах гипергенного изменения. Жильные минералы, ассоциированные с медной минерализацией, в основном представлены кварцем и карбонатами.

Рис. 6. Первичная минеральная ассоциация медных руд месторождения Та Фой:а, б – вкрапленный халькопирит в жильной матрице; в, г – сингенетические соотношения между халькопиритом и кубанитом;д – халькопирит, замещающий пирит; е – вкрапленные халькопирит и пирит в рудной матрице; ж, з, и, к – вкрапленные халь-копирит и пирротин в жильной матрице; л – эвгедральные зерна халькопирита, замещающие магнетит; м, н – субгедральныезерна гематита, образующие скопления в жильной матрице; о, п, р – борнит, замещенный ковеллином в результате процессоввыветривания в зоне гипергенеза; с, т, у, ф – эвгедральные халькопирит и пирротин, вкрапленные в жильной матрице

Первичные рудные минералы включают халькопирит, борнит, пирит, пирротин, кубанит и магнетит.

Халькопирит (CuFeS₂): наиболее распространенный медьсодержащий минерал, встречающийся в виде от ангедральных до субгедральных зерен размером от 0,1 до 2 мм, обычно от 0,1 до 1 мм. Халькопирит обычно демонстрирует вкрапленную, жильную и замещающую текстуру, образуя срастания с пиритом и пирротином (см. рис. 6, а, б). Под микроскопом халькопирит характеризуется соломенно-желтым цветом с умеренной отражательной способностью.

Борнит (Cu₅FeS₄): встречается в виде тонкозернистой вкраплённости или в виде ободков вокруг халькопирита. В некоторых пробах борнит частично замещен ковеллином, что указывает на вторичное обогащение (рис. 6, м, н). Под микроскопом он имеет отчетливый пурпурно-коричневый до красноватого оттенок.

Пирит (FeS₂): представлен эвгедральными и субгедральными зернами размером от 0,1 до 2 мм, часто образующими срастания с халькопиритом. Пирит обычно замещается халькопиритом и борнитом вдоль трещин и границ зерен (рис. 6, д, е). В отраженном свете пирит выглядит ярко-желтым с высоким коэффициентом отражения.

Пирротин (Fe₁₋ₓS): обнаружен в виде ангедральных зерен размером до 2 мм, часто в ассоциации с халькопиритом и кубанитом. Зерна пирротина проявляют слабую анизотропию и обычно замещаются сульфидами более поздней стадии (рис. 6, ж, з, и, к).

Кубанит (CuFe₂S₃): подчиненная фаза в руде, проявляющаяся в виде тонких пластинчатых срастаний в халькопирите. Под микроскопом кубанит имеет более темный желтый цвет с едва заметным розоватым оттенком (рис. 6, в, г).

Магнетит (Fe₃O₄): встречается в виде мелких разрозненных зерен в руде, часто с замещением халькопиритом (рис. 6, л).

Вторичные рудные минералы  – это ковеллин, халькозин, лимонит и малахит.

Ковеллин (CuS): образуется в качестве гипергенного продукта замещения халькопирита и борнита, часто образуя темно-синие ободки вокруг первичных сульфидов (рис. 6, р).

Халькозин (Cu₂S): встречается в небольших количествах, обычно замещая халькопирит в зонах окисления. Выглядит как мелкозернистый минерал темно-серого цвета с металлическим блеском.

Лимонит (FeO(OH)·nH₂O): широко распространен в зонах окисления, псевдоморфно замещая пирит и халькопирит. Обычно ассоциирует с гетитом и гематитом.

Малахит [Cu₂(OH)₂CO₃]: встречается в виде зеленых гроздевидных корок, часто покрывающих поверхности трещин и пустот в измененных вмещающих породах.

Минералогический анализ проб руд месторождения Та Фой выявил следующие типичные текстуры и структуры руд.

Вкрапленные и кластерные структуры: это наиболее распространенная структура, наблюдаемая в рудных телах, где халькопирит, пирит, пирротин и кубанит распределены в виде мелко- и среднезернистых агрегатов в матрице вмещающих пород (рис. 6, с, т, у, ф). Распределение рудных минералов неравномерно, они образуют скопления различных размеров в измененных вмещающих породах.

Массивная структура: пирит, пирротин и халькопирит часто встречаются в виде компактных массивных агрегатов, образуя зоны с высоким содержанием сульфидов. Эти зоны часто представляют собой крупнозернистые, плотно агрегированные сульфиды, замещающие более ранние минеральные фазы (рис. 6, в, д).

Жильные и прожилковые структуры: гидротермальные процессы замещения и заполнения привели к образованию сульфидных жил и микропрожилков, состоящих в основном из халькопирита, пирротина и небольшого количества халькозина. Эти прожилки имеют различную мощность и секут вмещающие породы, часто заполняя трещины и микротрещины (рис. 6, ф).

Структуры замещения и растворения: вторичные зоны обогащения содержат ковеллин, халькозин, лимонит и гетит, замещающие и корродирующие первичные сульфиды, такие как халькопирит и пирротин. Эти минералы образуют ободки вокруг первичных сульфидов, что указывает на окисление и гипергенные процессы (рис. 6, и, м).

Эвгедральные до субгедральных текстуры: халькопирит и пирит часто имеют хорошо развитые кристаллические грани, что свидетельствует о кристаллизации в благоприятных условиях. Эта текстура чаще наблюдается в зонах первичной минерализации.

Ангедральная текстура: наиболее распространенная текстура в сульфидных рудах, где халькопирит, пирротин и кубанит демонстрируют неравномерную морфологию со срастаниями зерен в результате процессов замещения и разрастания.

Колломорфная текстура: наблюдается главным образом в присутствии вторичных минералов, таких как марказит, мельниковит и ковеллин, образующих концентрические слои вокруг ранее существовавших сульфидов. Эта текстура указывает на низкотемпературное гидротермальное осаждение.

Остаточная текстура: ранние сульфиды, такие как пирит и пирротин, частично замещаются более поздними сульфидами, такими как халькопирит и борнит, оставляя после себя изрезанные и корродированные контуры.

Брекчиевая и фрагментированная текстура: в зонах разломов и смятия сульфидные минералы являются фрагментированными и сцементированными более поздними гидротермальными минералами, что образует брекчиевидные текстуры.

На основании геологических условий образования руд, морфологических взаимоотношений минералов в руде и их генетико-морфологических характеристик можно выделить характерные минеральные ассоциации, а также периоды и стадии рудообразования в исследуемом районе. В табл. 2 приведена сводная информация о минеральных парагенезисах в ходе формирования месторождения.

Гидротермальный период включает три стадии рудообразования. На ранней стадии преобладает образование вкрапленного кварца и магнетита с небольшим количеством пирита. Основная сульфидная стадия характеризуется появлением сульфидных минералов, образующих минеральную ассоциацию, включающую пирит, пирротин, халькопирит и кубанит в присутствии кварца. Минерализация представлена преимущественно в виде вкрапленных зерен с незначительным развитием в прожилках. Стадия пост-рудной фазы представляет собой основную фазу образования медных руд. На этой стадии образуются кварц-халькопирит-кубанит, что сопровождается обширными гидротермальными изменениями вмещающих пород, включая эпидотизацию, актинолитизацию, тремолитизацию и хлоритизацию.

Период гипергенного обогащения состоит из одной рудообразующей стадии, характеризующейся ковеллинизацией, халькозинизацией и лимонитизацией первичных рудных минералов (см. табл. 2).

Таблица 2

Минеральные ассоциации на месторождении Та Фой, северо-западный Вьетнам

В данном исследовании использовались пробы сульфидной медной руды и сопутствующие жильные минералы, включая сфен и кварц, отобранные как с поверхности, так и из недр месторождения Та Фой. Из выбранных проб были изготовлены аншлифы и исследованы с помощью оптического микроскопа и сканирующего электронного микроскопа (СЭМ) для определения минерального состава, текстурных взаимосвязей и признаков изменения сфена и сопутствующих минералов.

Исследования методом растровой электронной микроскопии проводились с использованием микроскопа FEI Quanta 200, оснащенного системой EDS, при напряжении 20 кВ и токе 20 нА. Для изучения зональности, морфологии и особенностей изменения сфена использовались изображения в обратно рассеянных электронах (BSE). Анализы были выполнены в Национальной базовой лаборатории Китайского Университета Наук о Земле (Ухань).

Шлифы кварца (толщиной ~0,20 мм) изучались с использованием камеры стадийного нагревания/замораживания Linkam THMSG 600, установленной на микроскопе Olympus BX51. Исследование газово-жидких включений было сосредоточено на первичных, псевдовторичных и вторичных включениях на основе установленных критериев классификации [49, 50]. Для оценки солености и плотности флюидов использовались температуры эвтектики и плавления; расчеты выполнялись с помощью программного обеспечения FLINCOR. Точность определения температуры составляла ±0,2 °C в диапазоне от −20 до +20 °C.

Исследования изотопного состава серы проводились с использованием масс-спектрометра Delta V Plus в Пекинском Научно-Исследовательском Институте Геологии Урана CNNC (Национальной Ядерной Корпорации Китая). Результаты представлены в виде значений δ³⁴S относительно стандарта V-CDT с аналитической точностью выше ±0,2‰ (2σ).

U-Pb датирование сфена было проведено в Государственной Базовой Лаборатории Геологических Процессов и Минеральных Ресурсов (GPMR) Китайского Университета Наук о Земле (Ухань) с использованием системы Agilent 7700x ICP-MS в связке с системой лазерной абляции GeoLas 2005, оснащенной DUV 193 нм ArF-эксимерным лазером. Аналитические процедуры и методы обработки данных соответствовали описанным в работе Спандлера с соавт. (Spandler et al) [51]. Для всех анализов использовался размер лазерного пятна 32 мкм, а в качестве внутреннего стандартного изотопа использовался 43Ca, ранее измеренный с помощью электронного микрозондового анализа (EPMA). В качестве внешнего стандарта для ограничения с обеих сторон использовался NIST SRM610 [51] (стандарт, утвержденный Национальным Институтом Стандартов и Технологий). Интенсивность лазерного излучения была установлена на уровне 5 Дж/см² с частотой импульсов 10 Гц; параметры были оптимизированы для повышения аналитической чувствительности при минимальном фракционировании элементов. Калибровка геохимических и изотопных данных достигалась путем проведения одного измерения стандартов MKED1 и NIST SRM610 после анализа каждых трех рядовых проб. Эталонный материал MKED1 получен из Cu-Au-RЗЭ месторождения Элайн Дороти (Elaine Dorothy), залегающего в пределах выступа Маунт-Айза, штат Квинсленд, Австралия. Графики согласованных значений абсолютного возраста и расчеты средневзвешенного возраста по соотношению 206Pb/238U были подготовлены и выполнены с помощью Isoplot/Ex_ver3 [52].

Результаты изотопного анализа серы в пробах сульфидов приведены в табл. 3. В данном исследовании были определены значения δ³⁴S в пяти пробах халькопирита и одной пробе пирита из месторождения Та Фой. Изотопный состав серы в этих шести пробах колеблется от +2,2 до +3,1‰ со средним значением +2,85‰.

Таблица 3

Изотопный состав серы в кристаллах халькопирита и пирита из проб руды месторождения Та Фой

Рис. 7. Диаграмма естественных резервуаров изотопов серы для определения источников меди месторождения Та Фой (данные из [53–59])

Анализ изотопного состава серы в халькопирите и пирите из месторождения Та Фой показывает узкий диапазон, близкий к 0‰, что соответствует характеристикам серы мантийного происхождения (рис. 7). Это позволяет предположить, что источником рудообразующих материалов месторождения меди Та Фой являлся относительно однородный магматический резервуар.

Анализ 8 проб кварца, ассоциированного с медными рудами, выявил 97 флюидных (газово-жидких) включений с эллиптической, треугольной или удлиненной эллиптической морфологией. Эти включения подразделяются на два типа: газово-жидкие (тип I) и газовые включения CO₂-H₂O (тип II) (табл. 4). Из них на включения типа I (из 6 проб кварца) приходится 77 включений, а на включения типа II (из 2 проб кварца) – 20 включений. Микротермометрические измерения температур гомогенизации для включений типа I (газово-жидкие) варьируются от 163,1 до 375,6 °C со средним значением 256,4 °C. Доминирующий температурный диапазон составляет 240–300 °C. Температура замерзания колеблется от −10,5 до −1,0 °C, преимущественно между −5,0 и −3,0 °C. Для включений типа II (CO₂-H₂O) температура гомогенизации колеблется от 250 до 410 °C, в среднем составляя 350 °C. Доминирующий температурный диапазон составляет 330–360 °C. Температура замерзания колеблется от −11,8 до −3,8 °C, в основном между −6,2 и −4,8 °C. Соленость (минерализация) флюидных включений колеблется от 2,1 до 16,25 вес. %, причем большинство значений находится в диапазоне от 4,0 до 6,6 вес. %, а среднее значение составляет 6,96 вес. %. Плотность флюидов колеблется от 1,15 до 1,91 г/см³, в среднем составляя 1,35 г/см³.

Таблица 4

Сводка данных по флюидным включениям на месторождении Та Фой

Примечание: Соленость и плотность рассчитаны по методу, предложенному в работах [60, 61]; давление рассчитано по методу, предложенному в работе [62]; глубина оценена по методу, предложенному в работах [63, 64]; Tm.ice – конечная температура плавления льда; Th – температура гомогенизации.

Анализ флюидных включений показывает, что измеренные температуры гомогенизации колеблются от 163,1 до 410 °C с преобладающим диапазоном от 250 до 350 °C, что позволяет классифицировать рудообразующие флюиды как средне- и относительно высокотемпературные. Значения солености колеблются от 2,1 до 16,25% NaCl экв., что указывает на умеренный уровень солености. Давление рудообразования колеблется от 43,98 до 99,85 МПа, а глубина – от 3,39 до 6,45 км, что позволяет предположить, что руда образовалась на средней глубине.

Представлены результаты U-Pb датирования двух проб сфена с соответствующими диаграммами (кривыми) согласованных значений абсолютного возраста, показанными на рис. 8. В пробе TP-12 25 точечных анализов, проведенных на 10 зернах сфена, дали согласующиеся U-Pb возрасты со средневзвешенным 206Pb/238U возрастом 810,7 ± 4,6 млн лет (n = 25, MSWD (среднеквадратическое отклонение) = 0,82). Аналогично для пробы TP-19, 25 точечных анализов 12 зерен сфена показали согласующиеся U-Pb возрасты, что дало средневзвешенный 206Pb/238U возраст 819,5 ± 2,0 млн лет (n = 25, MSWD = 5,2).

Рис. 8. Диаграммы (кривые) согласованных значений абсолютного возраста по данным U-Pb изотопного датирования сфена из медного месторождения Та Фой:а – проба TP-12 (рудное тело TQ.4); б – проба TP-19 (рудное тело TQ.6)

U-Pb датирование сфена из медного месторождения Та Фой указывает на то, что его минерализация образовалась между 810 и 820 млн лет назад (см. рис. 8). Этот возраст сопоставим с возрастом внедрения гранодиоритовых и диоритовых массивов, таких как массивы Фин Нган, Суой Тау и Лунг Тханг, который составляет 860–740 млн лет [11, 47, 65]. Пространственная близость этих интрузий к месторождению Та Фой указывает на генетическую связь между медной минерализацией и магматической активностью.

Месторождение Та Фой рассматривается как средне-высокотемпературное гидротермально-метасоматическое месторождение с магматическим источником рудообразующих материалов. Медные руды концентрируются вдоль контакта между формацией Синь Куен и интрузиями роговообманковых диоритов. Оруденение в основном сосредоточено в измененных породах (в меньшей степени – в кварц-полевой шпат-биотитовых сланцах) и сопровождается характерной минеральной ассоциацией тремолит-актинолита, альбита и эпидота.

Кроме того, пространственная близость неопротерозойских гранодиоритовых и диоритовых массивов Фин Нган, Суой Тау и Лунг Тханг к месторождению Та Фой указывает на потенциальную генетическую связь между ними. Это означает, что на формирование месторождения Та Фой, возможно, повлияли тектонические процессы, связанные с этими магматическими интрузиями. В частности, массивы Фин Нган, Суой Тау и Лунг Тханг, которые образовались в условиях субдукции при формировании континентальных дуг [11, 42, 47], могли сыграть решающую роль в процессах формирования минерализации.

Изотопный состав серы (+2,2 до +3,1‰, в среднем +2,85‰), установленный на медном месторождении Та Фой, находится в типичном диапазоне для серы мантийного происхождения, который обычно обнаруживается в медно-порфировых системах по всему миру [66, 67]. Например, изотопный состав серы в диапазоне от 0 до +5‰ был установлен в сульфидных минералах месторождений порфировых руд меди и молибдена в Андах (например, Чукикамата, Эль-Теньенте) [68], где магматические источники являются основным источником поступления серы. Эта согласованность позволяет предполагать, что источником минерализованного материала месторождения Та Фой, как и в классических порфировых системах, также был относительно однородный магматический резервуар.

По данным изучения флюидных включений, температуры гомогенизации (163–410 °C, их преобладающий диапазон 250–350 °C) и соленость (2,1–16,25 вес. % в эквиваленте NaCl, в среднем ~7 вес. %), наблюдаемые на месторождении Та Фой, сопоставимы с данными, полученными в медно-порфировых системах по всему миру [66–68]. Например, исследования месторождений Бату Хиджау (Индонезия) зафиксировали аналогичные диапазоны температур гомогенизации флюидных включений (250–400 °C) и умеренную до высокой соленость (3–16 вес. % NaCl), что свидетельствует о присутствии магматических гидротермальных флюидов, подвергшихся фазовому разделению и охлаждению в процессе образования руд [69]. Оценки глубин 3,4–6,5 км и давления до ~100 МПа в Та Фой также согласуются с типичной глубиной залегания медно-порфировых месторождений (2–6 км), что дополнительно подтверждает данную интерпретацию.

Кроме того, временные рамки, установленные на основе U-Pb возраста сфена (810–820 млн лет), позволяют предположить, что месторождение Та Фой образовалось одновременно с залегающими поблизости неопротерозойскими магматическими интрузиями (в частности, Фин Нган, Лунг Тханг, Суой Тау). Это время формирования минерализации, пространственная близость и геохимическое сходство (например, изотопный состав серы, состав флюидов) напоминают временные и пространственные взаимосвязи, обычно наблюдаемые между медно-порфировыми месторождениями и интрузивными телами, с которыми генетически связаны такие месторождения.

В совокупности геологические, геохимические данные и данные изучения флюидных включений, полученные на месторождении Та Фой, указывают на магматогенное гидротермальное происхождение, что соответствует характеристикам медно-порфировых систем. Однако преобладающий структурный контроль и особенности гидротермально-метасоматических изменений, наблюдаемые в полевых условиях, позволяют предположить, что месторождение может представлять собой порфировую скарновую или эндоскарновую систему, сформированную в результате миграции магматических флюидов вдоль литологических и структурных контактов.

Данные из зоны Фан Си Пан (включающей месторождения Синь Куен, Та Фой, Фин Нган, Лунг Тханг и Суой Тау) свидетельствуют о крупном металлогеническом событии, произошедшем между 810 и 820 млн лет назад.

U-Pb датирование гранитоидов по всей зоне и вдоль пояса Айлао-Шань – Ред-Ривер подтверждает синхронность магматизма и минерализации [11, 65], указывая на наличие единой металлогенической системы.

Учитывая широкое распространение гранодиоритовых и диоритовых интрузий и их очевидную связь с медной минерализацией, регион обладает высоким потенциалом обнаружения новых ресурсов меди. В частности, такие районы, как Лунг Тханг и Суой Тау, остаются малоизученными и требуют дальнейшего исследования и разведки.

Данное исследование позволяет лучше понять месторождение меди Та Фой благодаря комплексному подходу, включающему петрографический, геохимический, изотопный и геохронологический анализ. Основные выводы исследования следующие:

Во-первых, медь встречается в линзовидных и жильно-прожилковых телах вдоль структур, простирающихся в направлении северо-запад – юго-восток. Скопления рудных минералов – халькопирита, борнита, пирита, пирротина, кубанита и магнетита – формируют вкрапленные, ангедральные и субгедральные текстуры, свидетельствующие о гидротермальном заполнении и замещении.

Во-вторых, изотопный состав серы (δ³⁴S) из халькопирита и пирита свидетельствует о ее магматическом происхождении, что указывает на залегающие поблизости гранодиоритовые и диоритовые интрузии (массивы Фин Нган, Суой Тау и Лунг Танг) как основные резервуары-источники металлов и флюидов.

В-третьих, возраст гидротермального сфена, определенный по U-Pb методу (819,5 ± 2,0 – 810,7 ± 4,6 млн лет), фиксирует время данного события минерализации в неопротерозое, что совпадает со временем внедрения региональных интрузивных комплексов, подтверждая их генетическую связь.

Кроме того, микротермометрия флюидных включений указывает на умеренные и высокие температуры (163–410 °C), умеренную соленость (7–16 % NaCl экв.), глубину образования ~3,4–6,5 км и давление 44–100 МПа – условия, типичные для магматогенных гидротермальных систем.

Наконец, присутствие магматогенной (по изотопному составу) серы, высокотемпературные минерализованные (соленые) флюиды и структурные условия – всё это в совокупности указывает на то, что месторождение Та Фой представляет собой порфировую (вкрапленную) скарновую или эндоскарновую систему, сформировавшуюся в связанной с субдукцией конвергентной окраине в неопротерозойское время.

В совокупности эти результаты уточняют металлогеническое строение района Та Фой и подчеркивают его потенциал для дальнейшей разведки месторождений меди в северо-западной части Вьетнама.