Korean J. Mineral. Petrol. Vol. 33, No. 2, p. 115~127, 2020 https://doi.org/10.22807/KJMP.2020.33.2.115
운산 금 광상에서 산출되는 함 텅스텐 금홍석의 산상과 화학조성
유봉철1,2*
1한국지질자원연구원 DMR융합연구단, 2과학기술연합대학원대학교 광물지하수자원학과
Occurrence and Chemical Composition of W-Bearing Rutile from the Unsan Au Deposit
Bong Chul Yoo1,2*
1Convergence Research Center for Development of Mineral Resources, Korea Institute of Geoscience and Mineral Resources, Daejeon 34132, Korea
2Department of Mineral and Grroundwater Resources, University of Science and Technology, Daejeon 34113, Korea
요 약: 운산 금 광상은 한반도의 3대(대유동 광상, 광양 광상) 금 광상중의 하나이었다. 이 광상 주변지질은 선캠브리아기의 변성퇴적암류와 중생대의 반상화강암으로 구성된다. 이 광상은 선캠브리아기의 변성퇴적암류 와 중생대의 반상화강암내에 발달된 단층대를 따라 충진한 함 금 석영맥 광상으로 조산형 금 광상에 해당된 다. 이 광상의 석영맥은 광물조합에 따라 1)방연석-석영맥형, 2)자류철석-석영맥형, 3)황철석-석영맥형, 4)페크 마틱 석영맥형, 5)백운모-석영맥형 및 6)단순석영맥형으로 분류된다. 연구된 석영맥은 황철석-석영맥형이며 견 운모화작용, 녹니석화작용 및 규화작용이 관찰된다. 이 석영맥은 백색 석영, 백색 운모, 녹니석, 황철석, 금홍 석, 방해석, 모나자이트, 저어콘 및 인회석 등이 산출된다. 금홍석은 엽리상 석영맥내 유색대에서 자형내지 중 립질 입단으로 어두운 금홍석과 밝은 금홍석으로 산출된다. 금홍석의 화학조성은 89.69∼98.71 wt.% (TiO2), 0.25∼7.04 wt.% (WO3), 0.30∼2.56 wt.% (FeO), 0.00∼1.71 wt.% (Nb2O5), 0.17∼0.35 wt.% (HfO2), 0.00
∼0.30 wt.% (V2O3), 0.00∼0.35 wt.% (Cr2O3) 및 0.04∼0.25 wt.% (Al2O3)으로 밝은 금홍석이 어두운 금홍 석보다 WO3, Nb2O5 및 FeO 원소들의 함량이 높게 산출되며 서로 다른 시기에 형성된 것으로 생각된다. 어 두운 금홍석과 밝은 금홍석내 미량원소들은 어두운 금홍석 [(V3+, Cr3+) + (Nb5+, Sb5+) ←→ 2Ti4+, 4Cr3+ (or 2W6+) ←→ 3Ti4+ (W6+ ←→ 2C r3+), V4+ ←→ Ti4+], 밝은 금홍석 [2Fe3+ + W6+ ←→ 3Ti4+, 3Fe2+ + W6+ ←
→ Ti4+ + (V3+, Al3+, Cr3+) +Nb5+]로써 치환관계가 있었다. 이들 자료를 근거로, 어두운 금홍석은 광역변성작 용 동안 모암광물들의 변질 시 광물내 존재했던 V3+, V4+, Cr3+, Nb5+, Sb5+, W6+과 같은 양이온들의 재 농집 에 의해 형성되었으나 밝은 금홍석은 ductile shear 시 높은 함량의 Fe2+ 및 W6+ 양이온들을 함유한 열수용액 의 유입에 따른 어두운 금홍석과 반응에 의해 어두운 금홍석에 존재하였던 V3+, V4+, Al3+, Cr3+ 및 Nb5+과 같 은 양이온들의 재 농집에 의해 형성된 것으로 생각된다.
핵심어: 운산 금 광상, 조산형 금 광상, 금홍석, 산상, 화학조성
Abstract: The Unsang gold deposit has been one of the three largest deposits (Daeyudong and Kwangyang) in Korea. The deposit consists of Au-bearing quartz veins filling fractures along fault zones in Precambrian metasedimentary rock and Jurassic Porphyritic granite, which suggests that it might be an orogenic-type. Based on its mineral assemblages and quartz textures, quartz veins are classified into 1)galena-quartz, 2)pyrrhotite-quartz, 3)pyrite-quartz, 4)pegmatic quartz, 5)muscovite-quartz, and 6)simple quartz vein types. The pyrite-quartz vein type we studied shows the following alteration features:
sericitization, chloritization, and silicification. The quartz vein contains minerals including white quartz, white mica, chlorite, pyrite, rutile, calcite, monazite, zircon, and apatite. Rutile with euhedral or medium
*Corresponding author Tel: +82-42-868-3505 E-mail: [email protected]
aggregate occur at mafic part from laminated quartz vein. Two types of rutile are distinguishable in BSE image, light rutile is texturally later than dark rutile. Chemical composition of rutile has 89.69∼98.71 wt.% (TiO2), 0.25∼7.04 wt.% (WO3), 0.30∼2.56 wt.% (FeO), 0.00∼1.71 wt.% (Nb2O5), 0.17∼0.35 wt.%
(HfO2), 0.00∼0.30 wt.% (V2O3), 0.00∼0.35 wt.% (Cr2O3) and 0.04∼0.25 wt.% (Al2O3), and light rutile are higher WO3, Nb2O5 and FeO compared to the dark rutile. It indicates that dark rutile and light rutile were formed at different stage. The substitution mechanisms of dark rutile and light rutile are suggested as followed : dark rutile [(V3+, Cr3+) + (Nb5+, Sb5+) ←→ 2Ti4+, 4Cr3+ (or 2W6+) ←→ 3Ti4+ (W6+ ←→
2Cr3+), V4+ ←→ Ti4+], light rutile [2Fe3+ + W6+ ←→ 3Ti4+, 3Fe2+ + W6+ ←→ Ti4+ + (V3+, Al3+, Cr3+) +Nb5+], respectively. While the dark rutile was formed by cations including V3+, V4+, Cr3+, Nb5+, Sb5+ and W6+ by regional metamorphism of hostrock, the postdating light rutile was formed by redistribution of cations from predating dark rutile and addition of Fe2+ and W6+ from Au-bearing hydrothermal fluid during ductile shear.
Keywords: Unsan Au deposit, Orogenic Au deposit, Rutile, Occurrence, Chemical composition
1. 서 언
최근들어, 광물의 형성 이후 주변 지질환경의 변화 에도 불구하고 물리화학적으로 안정한 광물에 대한 첨단장비를 이용한 광물내 원소들의 종류 및 함량 변 화를 기초로 지질환경 변화과정을 연구하는 경우가 많이 보고되고 있다(Zack et al., 2004b; Meinhold, 2010). 이들 광물에는 금홍석, 인회석, 자철석, 지르콘 (zircon) 및 티타나이드(titanite) 등이 있으며 또한 광 상형성과정의 지시자로써 제안되어 왔다(Wilson and Cesbron, 1977; Belousova et al., 2002; Cao et al., 2012; Mao et al., 2016; Agangi et al., 2019).
특히, 금홍석은 각 티타륨(Ti) 이온에 6개의 산소 이 온들이 결합되어 있는 정방정계 광물로서 고변성 변 성암류, 화성기원 암류, 쇄설성 퇴적물, 사광상 및 열 수 광상에서 부수광물로써 산출된다(Deer et al., 1992; Luvizotto et al., 2009; Meinhold, 2010). 금 홍석은 다양한 지질환경에서 주원소인 Ti에 Al, V, Cr, Fe, Zr, Nb, Sn, Sb, Hf, Ta, W 및 U 원소들 이 치환되어 산출된다(Graham and Morris, 1973;
Hassan, 1994; Murad et al., 1995; Smith and Perseil, 1997; Rice et al., 1998; Zack et al., 2002; Bromiley and Hilairet, 2005; Scott, 2005;
Carruzzo et al., 2006; Meinhold, 2010). 그래서 일 부 학자들은 금홍석내 이들 고응력장 원소들(high field strength elements)의 함량 변화를 기초로 마그 마 진화 및 섭입대에서의 변성작용과 같은 지질환경 변화과정에 대한 지화학적 지시자로써 이용하고 있다 (Foley et al., 2000; Rudnick et al., 2000; Meinhold, 2010). 또한 금홍석내 크롬(Cr)과 나오비늄(Nb)의 함
량 변화는 변성암류(변성니질암, 변성염기성암)를 구 별하는데 이용하고 있다(Zack et al., 2004b; Triebold et al., 2007; Meinhold et al., 2008; Meinhold, 2010). 더불어 금홍석 결정 격자내 Zr 함량은 온도와 압력에 강하게 좌우되기 때문에 함 Zr 금홍석 지질온 도계로써 활용되어 왔다(Zack et al., 2004a; Watson et al., 2006; Tomkins et al., 2007; Meinhold, 2010).
금홍석은 다양한 유형의 광상들에서 산출되며 치환 원소들의 종류 및 함량에 따라 광상생성 환경 인자 및 광체 탐사 지시자로 활용하는 연구들이 많이 보고 되어 있다(Williams and Cesbron, 1977; Scott, 1988; Urban et al., 1992; Rice et al., 1998;
Clark and Williams-Jones, 2004; Scott, 2005;
Scott and Radford, 2007; Dostal et al., 2009;
Rabbia et al., 2009; Meinhold, 2010; Scott et al., 2011; Plavsa et al., 2018; Agangi et al., 2019;
Porter et al., 2020).
운산 금 광상은 1945년 이전에 대유동 광상 및 광 양 광상과 더불어 한반도의 3대 금 광상 중의 하나 로 알려진 광상이다. 현재까지 이 광상에 대한 연구 및 보고는 Kinosaki (1933), Hori (1942), Shikazono and Shimizu (1986), Takashima and Kishimoto (1987), Ishihara et al., (2000), Shunso (2006), Goldfarb et al. (2014), Koh et al., (2019) 등이 있다. Goldfarb et al. (2014)에 의하면 운산 광상은 조산형 금 광상으로 해석하였다. 최근들어, 일본 연구 기관에서 소지하고 있던 운산 광상에 대한 석영맥 시 료를 습득하였다. 이 석영맥 시료를 토대로 석영맥의 산상, 조직, 산출광물 및 화학조성을 연구하였으며 그
중 함 텅스텐 금홍석이 산출된다. 따라서 여기에서는 금홍석의 산출상태 및 화학조성을 토대로 다른 조산 형 금 광상에서 산출되는 금홍석의 화학조성을 비교 함으로써 그 특징을 고찰해 보고자 한다.
2. 주변지질 및 광상개요
운산 금 광상의 주변지질 및 광상개요는 기존연구 및 보고(Kinosaki, 1933; Hori, 1942; Shikazono and Shimizu, 1986; Takashima and Kishimoto, 1987;
Ishihara et al., 2000; Shunso, 2006; Koh et al., 2019)에서 기술되어 있어 여기에서는 최근자료를 토 대로 기술하고자 한다. 이 광상일대에는 선캠브리아 기의 낭림층군인 변성퇴적암류와 이를 관입한 중생대 의 혜산암군인 반상화강암으로 구성된다(Koh et al., 2019)(Fig. 1). 낭림층군은 낭림지괴에 분포하는 시생 대 지층으로 하부로부터 향산층, 회천층 및 시중층으 로 구분된다(Koh et al., 2019). 향산층은 각섬석 편 암, 각섬석-녹니석-흑운모 편암, 흑운모-녹니석 편암, 흑운모 편암 및 규질 편암으로 주로 염기성 분출암에 서 기원되었다(Koh et al., 2019). 희천층은 규암, 규 질 편마암, 규질 편암, 흑운모 편마암 및 복합암으로 육성규질 퇴적암에서 기원되었다(Koh et al., 2019).
시중층은 규암, 편마암, 편암 및 대리암으로 육성탄산 염-규질 퇴적암에서 기원되었다(Koh et al., 2019).
이 낭림층군의 변성퇴적암류는 약 25억년 전에 백립 암상 변성작용, 20∼19억년전에 각섬암상 변성작용 및 그 후 녹색 편암상내지 녹염석-각섬암상의 변성작 용을 받았다고 보고되어 있다(Koh et al., 2019). 이 변성퇴적암류는 운산 광상의 동측 및 서측에 넓게 분 포되며 주로 암회색내지 회색 편마암과 일부 운모편 암이 협재된다(Shunso, 2006)(Fig. 1). 이 변성퇴적암 류는 주로 희천층과 시중층으로 구성되며 일부 향산 층이 분포하는 것으로 보고되어 있다(Wikipedia). 이 편마암류의 편리의 방향성은 지역에 따라 다르나 일 반적으로 광상의 동측에서 주향 NW내지 NE 방향성 에 경사 60∼70oSW, 70∼80oSE, 서측에선 주향 NE 방향성에 경사 50oNW를 갖는다(Kinosaki, 1933).
혜산암군은 중생대의 화성암류로써 시대순으로 트 라이아스기의 평강암군, 삼해암군, 두만강암군, 혜산 암군, 쥐라기의 단천암군 및 백악기의 압록강암군으 로 구성된다(Koh et al., 2019). 혜산암군은 송림-두 만강 화성활동기인 250∼213 Ma (흑운모 K-Ar 및
저어콘 SIMS 년대측정)에 해당되며 반려암, 섬록암(1 상), 반상화강암(2상) 및 세립 흑운모 화강암, 편마상 흑운모 화강암(3상)으로 구성된다(Koh et al., 2019).
운산 광상일대 넓게 분포하는 반상화강암은 북진관입 암체의 2상에 해당된다(Koh et al., 2019).이 반상화 강암은 반상흑운모화강암과 반상각섬석흑운모화강암 으로 구성되며 반정은 미사장석이며 때때로 직경이 8 cm 정도인 것도 관찰된다(Kinosaki, 1933). Koh et al. (2019)에 의하면 이들 반상화강암(반상화강암, 반 상흑운모화강암, 반상각섬석흑운모화강암)의 전암분석 에 의한 주원소 산화물 함량을 통한 총알칼리도표 (TAS diagram)에 도시하여 보면 대부분 칼크-알칼리 계열의 화강섬록암에 해당되며 일부 화강암에 해당된 다. 이들 암종에 대한 구성광물은 Koh et al. (2019) 에 의한 이들 암종들의 전암분석 자료를 통한 CIPW Norm 계산으로 유추하였다. 반상화강암, 반상흑운모 화강암 및 반상각섬석흑운모화강암에 대한 구성광물 은 각각 석영(21.15∼52.68%, 27.11∼34.82%, 28.38
∼33.12%), 사장석(21.07∼38.16%, 33.80∼43.81%, 37.22∼42.68%), 정장석(17.20∼22.57%, 19.68∼
22.99%, 19.38∼23.34%), 강옥(3.92∼4.72%, 0.43∼
3.48%, 0.11∼2.28%), 자소휘석(0.27∼11.78%, 2.71
∼3.91%, 2.79∼5.61%), 티탄철석(0.19∼0.63%, 0.19
∼0.66%, 0.36∼0.65%), 자철석(2.06∼3.01%, 1.76∼
3.42%, 0.46∼3.00%), 적철석(0.46∼1.55%, 0.37∼
1.19%, 0.27∼0.95%) 및 인회석(0.21∼1.48%, 0.09
∼0.81%, 0.09∼0.83%) 등으로 구성된다. 따라서 이 광상의 북진관입암체인 반상화강암(반상화강암, 반상 흑운모화강암, 반상각섬석흑운모화강암)의 구성광물들 은 주로 석영, 사장석 및 정장석으로 구성되나 CIPW Norm 계산에서 계산되지 않는 흑운모와 각섬석 등으 로 구성됨을 알 수 있다. 또한 Shunso (2006)에 의 하면 반상흑운모화강암은 장석을 기준으로 한 metaluminous에 해당되며 121∼128 (Sr/Y 비)를 갖 는 아다카이트질 기원에서 유래되었다고 보고하였다.
운산 광상의 대암항에서 채취한 반상흑운모화강암의 자화도(magnetic susceptibility)가 1.5×10-3 SI 이하로 ilmenite 계열에 해당된다(Ishihara et al., 2000).
운산 금 광상일대에는 여러 방향성의 단층들 및 석 영맥들이 관찰된다(Fig. 1). Kinosaki (1933)에 의하 면 시대순으로 반상화강암 이천동화강암 NE- SW계열 단층 석영반암 석영맥 N-S계열 단층 석영맥 NW-SE계열 단층 석영맥
분암 및 황반암 순으로 형성되었으며 함금-은석영맥 은 NE-SW계열, N-S계열 및 NW-SE계열 단층대에서 모두 산출된다고 보도하였다(Fig. 1),
운산 광상은 1987년 미국인에 의하여 북진금산으 로 개발된 후 1940년 일본광업에 인수되었다(Lee et al., 2012). Kinosaki (1933)와 Shunso (2006)에 의 하면 운산 광상의 조광생산량은 6,785,690 톤(1905년
∼1931년)이며 산금량은 35,964 kg (5.3 g/t Au)라 고 보고하였다. 이 광상은 1958년 처리능력 4만내지 9 만톤의 선광조업이 시작되었으며 1986년에는 일본 조총련상공인들이 투자에 참여했고, 1995년에는 미국 모빌사와 모리슨 앤드커누슨사가 금맥 탐사를 하기도 하였다(Lee et al., 2012). 또한 2004년에는 중국 자 오진 그룹이 공동개발을 추진하였다(Lee et al., 2012). 1987년 추정에 의하면 운산 광상의 매장량은 150만톤(10 g/t Au, 9∼10 g/t Ag), 금속기준 금 15 톤, 은 14톤이며 연간생산능력은 금속기준 2.63톤, 은 6.4톤으로 혼홍법과 청화제련법으로 생산하고 있다 (Lee et al., 2012).
운산 금 광상은 선캠브리아기의 변성퇴적암류와 중 생대 반상화강암내에 발달된 단층대를 따라 충진한
조산형 금 석영맥 광상으로 상반맥, 사곡1맥, 사곡2 맥, 대암1맥, 거지골맥, 복숭아골맥, 동골맥, 신가골맥, 홍가골맥, 삼봉맥, 교동1맥, 교동2맥, 진우맥 및 아지 맥으로 구성된다(Koh et al., 2019)(Fig. 1). 또한 Fig. 1에서 보는 것과 같이, 이들 석영맥들은 산출유 형에 따라 함금유화물석영맥, 견운모-규화대형 금광체 와 함탄질물 압쇄대 및 파쇄단층대로 산출된다.
Kinosaki (1933)와 Shunso (2006)에 의하면 1933년 이전에 대암항, 교동항, 진후항, 동곡항 및 삼봉항을 사갱으로 개설하여 주맥(교동항, 진후항, 동곡항, 삼봉 항)과 주맥 및 A맥(대암항)을 채굴하였다. 대암항은 주맥 주향방향 연장 길이로 총 1,6 km, 수직 길이로 0.91 km 정도 개발되었으며 교동항과 진후항은 주향 방향 연장 길이로 총 2.8 km, 수직 길이로 0.57 km 정도 개발되었다(Shunso, 2006). 또한 Shikazono and Shimizu (1986)에 의하면 이들 항들에서 채취한 에렉트럼의 조성은 Au : 46.13∼62.54 wt.%, Ag : 36.60∼53.06 wt.% 및 Ag/Au 비 : 1.07∼2.10를 갖 는다고 보고하였다.
3. 연구 방법
운산 금 광상의 석영맥에 대한 암석절단기를 이용 하여 우선 암편(rock slab)을 제작하여 조직 및 산출 광물의 종류, 산상 등을 관찰하였다(Fig. 2a-b). 암편 에서 관찰되는 조직 및 산출광물의 종류 및 산상을 기초로 연마박편을 제작하여 편투과/반사현미경 관찰 을 통하여 석영맥내의 광물의 종류, 산상 및 공생관 계를 관찰하였다. 금홍석의 산출상태와 화학조성은 전 북테크노파크 연구개발지원센터에서 보유하고 있는 Shimazu사의 EPMA-1610(5채널 및 EDX가 부착)을 이용하여 수행되었으며 분석조건은 다음과 같다. 가 속전압 20 keV, 시료 전류 2.0×10-8A, 전자선의 크기 약 1∼2 μm, 표준시료는 Ti : titanium monoxide, Si, Al : 정장석, Fe : 황철석, Mg : MgO, Ca : 규회 석, Cr : metal Cr, Hf : metal Hf, W : metal W, V : metal V, Nb : metal Nb, Ta : metal Ta, Mo : metal Mo, As : InAs, Zn : metal Zn, Zr : metal Zr, Sn : metal Sn, Sb : metal Sb를 사용 하였다. 특성 X-선과 분광결정은 PET : SiKα, CaKα, HfMα, WMα, MoLb, TaMα, NbLα, ZrLα, SnLα, SbLα, LiF : TiKα, FeKα, CrKα, VKb, ZnKα, RAP : AlKα, MgKα, AsLb를 사용하였다.
Fig. 1. Generalized geological map of the Unsan Au deposit, showing the orientation of the princi- pal quartz veins and faults (Modified after Koh et al., 2019).
Fig. 2. Photographs, microphotograph and BSEs of laminated quartz vein sample and minerals representative for laminated quartz vein from the Unsan Au deposit. (a)-(b) Stylolitic seams and pyrite in different laminated quartz vein, (c) photograph of polishing thin section for laminated quartz vein, (d) microphotograph of lami- nated quartz vein, (e)-(h) BSEs of white mica, chlorite, rutile, monazite, apatite, zircon, pyrite and white quartz in laminated quartz vein.
4. 결론 및 토의
금홍석의 산상
이번 연구에 이용된 운산 광상의 석영맥은 일본 연 구기관에서 소지하고 있던 시료로써 과거 일제 강점 기에 채취된 것으로 사료된다. 따라서 일제 강점기에 운산 광상은 주로 대암항, 교동항, 진후항, 동곡항 및 삼봉항을 개설하여 주로 주맥과 A맥의 석영맥들에서 금을 채취하였으며 모암은 북진관입암체인 반상화강 암(반상화강암, 반상흑운모화강암, 반상각섬석흑운모 화강암)에 해당된다(Kinosaki, 1933; Koh et al., 2019). 이 석영맥들은 광물조합에 따라 1)방연석-석영 맥형, 2)자류철석-석영맥형, 3)황철석-석영맥형, 4)페 크마틱 석영맥형, 5)백운모-석영맥형 및 6)단순석영맥 형으로 분류하였다(Hori, 1942; Ishihara et al., 2000). 또한 대암항에서 채취한 석영맥내 황철석과 방 연석에 대한 황동위원소(δ34S) 값은 각각 +5.9‰, +7.4‰라고 보고하였다(Ishihara et al., 2000). 이번 연구에 이용된 석영맥 암편에서는 엽리상 조직과 더 불어 자형의 황철석이 엽리상 조직의 방향성에 거의
평행하게 산출된다(Fig. 2b). 따라서 이 석영맥은 황 철석-석영맥형에 해당된다. 또한 이 석영맥은 전반적 으로 백색이며 괴상으로 산출되며 육안상 다른 유화 광물은 관찰되지 않지만 엽리상 조직에선 암녹색을 띤다((Fig. 2b). 이 엽리상 석영맥은 스타일롤라이틱 심(stylolitic seams)의 폭이 다르게 산출되며 육안상 무색대와 유색대로 호상구조를 갖으며 그 대간 두께 는 수 mm에서 수 cm 정도이다(Fig. 2b). 엽리상 석 영맥의 무색대는 주로 백색 석영으로 구성되며 일부 자형의 황철석이 산출된다(Fig. 2a-d). 엽리상 석영맥 의 유색대는 변질광물, 황철석 및 방해석이 산출된다 (Fig. 2a-d). 황철석은 무색대내 산점상 또는 유색대의 방향을 따라 유색대 주변부의 백색 석영내에 자형의 단독상이나 중립내지 조립질 입단(aggregate)으로 산 출된다(Fig. 2a-b). 엽리상 석영맥내 유색대에서 산출 되는 변질광물은 휴대용 PIMA 분석, 편투과/반사현 미경 및 전자현미분석을 통해 광물을 동정하여 보면 주로 백색운모이며 소량 녹니석(견운모변질대)이 산 출되며 석영, 방해석, 황철석, 금홍석, 모나자이트 (monazite), 저어콘(zircon) 및 인회석이 유색대에서
Fig. 3. BSEs of rutile crystals showing different phases (dark rutile and light rutile).
산출된다(Figs. 2e-h and 3). Koh et al. (2019)에 의하면 운산 광상에서 산출되는 광물은 석영, 옥수질 석영, 방해석, 녹니석, 견운모, 백운모, 흑운모, 전기석, 석류석, 녹염석, 형석, 각섬석, 휘석, 회중석, 자류철석, 유비철석, 황철석, 섬아연석, 황동석, 방연석, 백철석, 갈철석, 공작석, 휘창연석, 자연창연, 자연금, 자연은 및 능철석 등이라 보고하였다. 따라서 기 연구에서는 보고되지 않았지만 이번 연구를 통해 새로이 운산 광 상에서 금홍석, 모나자이트, 저어콘 및 인회석 등의 광물들이 산출됨이 알 수 있다. 또한 모암변질작용은 견운모화작용, 녹니석화작용 및 규화작용이 있었음을 알 수 있다(Fig. 2).
금홍석은 유색대에서 자형내지 중립질 입단 (aggregate)으로 산출되며 크기는 최대 장경 250 μm, 단경 10μm 정도로 산출된다(Figs. 2e, g-h and 3).
이 광물은 유색대에서 관찰되는 대부분의 광물들과 함께 산출되나 백색운모, 녹니석 및 석영과 함께 산 출되는 빈도가 높다(Figs. 2e-h and 3). 또한 금홍석 에 대한 후방산란전자상(BSE)으로 관찰하면, 금홍석 은 서로 다른 2상(어두운 금홍석과 밝은 금홍석)이 교호하며 산출된다(Fig. 3).
금홍석의 화학조성
운산 광상의 엽리상 석영맥에서 산출되는 금홍석에 대한 EPMA 정량분석 결과는 Table 1과 같으며 구 조식 계산은 산소원자 2로 계산하였다. Table 1에서 보는 것과 같이, TiO2 함량은 89.69∼98.71 wt.%, WO3 함량은 0.25∼7.04 wt.%, FeO 함량은 0.30∼
2.56 wt.%, Nb2O5 함량은 0.00∼1.71 wt.%, HfO2 함 량은 0.17∼0.35 wt.%, V2O3 함량은 0.00∼0.30 wt.%, Cr2O3 함량은 0.00∼0.35 wt.%, SiO2 함량은 0.05∼
0.54 wt.% 및 Al2O3 함량은 0.04∼0.25 wt.% 값으로 최대 7.04 wt.% (WO3), 2.56 wt.% (FeO), 1.71 wt.%
(Nb2O5), 0.30 wt.% (V2O3) 및 0.35 wt.% (Cr2O3)의 함량을 갖는다. Meinhold (2010)와 Porter et al.
(2020)에 의하면 광상 유형별이 다른 광상들에서 산 출되는 금홍석내 미량원소를 살펴보면, 중열수형 Au 광상은 W, Sb, V, Fe, 반암형 광상은 Cu, W, V, Sn, Mo, Fe, VHMS형 광상은 Sn, Cu, W, IOCG 형 광상은 W, Sn, Cu, Ta, Nb, 화성형 PGE-Ni-Cu 광상은 Ni, Cu, 화성형 Sn-W광상은 Sn, W, Nb, Ta, 스카른형 광상은 W, V, Sn, Pb, Cu, Fe라고 보 고하였다. 운산 광상의 금홍석내 미량원소의 종류가
중열수 Au 광상과 유사함을 알 수 있다. 운산광상의 금홍석 화학조성을 토대로 Clark and Williams-Jones (2004)가 제시한 Ti-100(Fe+Cr+V)-1000(W) 다이어그 램에 도시하면 Fig. 4와 같다. 이 그림에서 보는 것 과 같이, 운산 광상의 금홍석은 모두 중열수 금광상 의 광석 및 변질대에서 산출되는 금홍석의 조성영역 에 도시됨을 알 수 있다. 또한 운산 광상의 금홍석의 화학조성을 Kori Kollo 금 광상, Tropicana 금 광상, Big Bell 금 광상, Meguma 함 금 석영맥, Gascoyne province내 광화 및 비광화대내 금홍석의 화학조성과 비교하였다(Fig. 4). Kori Kollo 금 광상은 볼리비아 에서 가장 큰 금 광상으로 intrusion-related 금 광상 이며 Tropicana 금 광상, Big Bell 금 광상, Meguma 함 금 석영맥 및 Gascoyne province내 광화작용은 모두 조산형 금 광상이다(Thompson et al., 1999;
Scott and Radford, 2007; Dostal et al., 2009;
Doyle et al., 2015; Plavsa et al., 2018). 운산 광 상의 엽리상 석영맥에서 산출되는 금홍석의 W 함량 은 Kori Kollo 금 광상, Big Bell 금 광상, Meguma 함 금 석영맥 및 Gascoyne province내 광화작용에서 산출되는 금홍석의 W 함량과 유사하나 Fe+Cr+V 함 량은 Kori Kollo 금 광상, Tropicana 금 광상, Big Bell 금 광상, Meguma 함 금 석영맥에서 산출되는 금홍석의 Fe+Cr+V 함량과 거의 일치하거나 약간 높 은 함량을 갖지만 Gascoyne province내 광화작용에 서 산출되는 금홍석의 Fe+Cr+V 함량보다는 낮은 함 량을 갖는다. 따라서 지체구조상 동일한 조산형 금 광상이라하더라도 금홍석내 산출되는 미량원소의 종 류 및 함량이 다름을 알 수 있다.
운산 광상의 금홍석은 서로 다른 2상(어두운 금홍 석과 밝은 금홍석, Fig. 3)에 대한 화학조성을 살펴보 면 각각 다음과 같다. TiO2 함량은 96.7 0∼98.71 wt.%, 89.69∼95.11 wt.%, WO3 함량은 0.25∼0.59 wt.%, 1.29∼7.04 wt.%, FeO 함량은 0.30∼0.82 wt.%, 0.86
∼2.56 wt.%, Nb2O5 함량은 0.05∼0.58 wt.%, 0.00∼
1.71 wt.%, HfO2 함량은 0.21∼0.34 wt.%, 0.17∼
0.35 wt.%, V2O3 함량은 0.00∼0.25 wt.%, 0.00∼
0.30 wt.%, Cr2O3 함량은 0.00∼0.35 wt.%, 0.00∼
0.22 wt.% 값으로 밝은 금홍석이 어두운 금홍석보다 WO3, FeO 및 Nb2O5 함량이 높게 산출된다(Table 1). 일반적으로 금홍석은 고응력장 원소들(high field strength elements)의 주요 함유 광물로써 주원소 Ti 는 일반적으로 Ti4+ 양이온으로 존재하지만 산화환경
Table 1. Chemical composition of rutile from the Unsan Au deposit Sample
No.
Dark rutile Light rutile
US-2 US-4 US-6 US-8 US-10 US-12 US-14 US-16 US-1 US-3 US-5 US-7 US-9US-11 US-13 US-15 US-17 TiO2 97.11 98.06 98.22 97.95 98.11 98.71 96.70 97.97 89.69 90.20 90.65 92.16 90.09 91.59 92.05 93.08 95.11 SnO2 0.01 0.00 0.02 0.02 0.00 0.02 0.04 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.03 0.02 0.02 ZrO2 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.04 0.05 0.00 0.06 0.02 0.04 0.04 0.04 0.00 0.00 0.04 0.07 SiO2 0.18 0.090.12 0.43 0.54 0.190.20 0.17 0.05 0.11 0.19 0.26 0.11 0.290.13 0.23 0.33 HfO2 0.27 0.30 0.290.34 0.26 0.21 0.25 0.30 0.24 0.34 0.35 0.33 0.22 0.17 0.21 0.24 0.20 WO3 0.590.53 0.32 0.47 0.52 0.42 0.37 0.25 7.04 6.11 6.22 5.10 6.64 5.58 2.97 2.42 1.29 MoO3 0.00 0.02 0.00 0.03 0.00 0.02 0.00 0.00 0.02 0.00 0.03 0.01 0.00 0.06 0.01 0.00 0.00 Nb2O5 0.07 0.12 0.05 0.07 0.10 0.05 0.58 0.25 0.38 0.00 0.48 0.35 0.36 0.35 1.71 1.090.77 Sb2O5 0.00 0.00 0.00 0.02 0.02 0.00 0.03 0.00 0.00 0.04 0.00 0.02 0.03 0.00 0.00 0.02 0.02 Ta2O5 0.00 0.01 0.05 0.04 0.00 0.00 0.02 0.01 0.00 0.00 0.07 0.03 0.00 0.05 0.090.00 0.04 As2O5 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 V2O3 0.13 0.05 0.05 0.05 0.06 0.00 0.25 0.20 0.00 0.04 0.00 0.15 0.16 0.08 0.15 0.30 0.28 Cr2O3 0.01 0.01 0.02 0.00 0.01 0.00 0.35 0.35 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.03 0.090.22 0.19 Al2O3 0.06 0.04 0.06 0.12 0.190.05 0.10 0.06 0.08 0.08 0.09 0.08 0.08 0.07 0.090.13 0.25
FeO 0.45 0.390.30 0.390.82 0.68 0.48 0.40 2.56 2.44 2.30 2.06 2.61 2.27 1.86 1.290.86 ZnO 0.01 0.02 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 MgO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.03 0.02 CaO 0.01 0.00 0.02 0.01 0.02 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 Total 98.90 99.66 99.53 99.94 100.66 100.41 99.43 99.97 100.12 99.41 100.47 100.61 100.37 100.55 99.40 99.11 99.45
Ti 0.988 0.990 0.992 0.985 0.981 0.989 0.980 0.985 0.941 0.948 0.943 0.950 0.940 0.947 0.953 0.960 0.968 Sn 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 Zr 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 Si 0.002 0.001 0.002 0.006 0.007 0.003 0.003 0.002 0.001 0.002 0.003 0.004 0.002 0.004 0.002 0.003 0.004 Hf 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 W 0.002 0.002 0.001 0.002 0.002 0.001 0.001 0.001 0.025 0.022 0.022 0.018 0.024 0.020 0.011 0.0090.005 Mo 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 Nb 0.000 0.001 0.000 0.000 0.001 0.000 0.004 0.002 0.002 0.000 0.003 0.002 0.002 0.002 0.011 0.007 0.005 Sb 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 Ta 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 As 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 V 0.001 0.000 0.000 0.000 0.001 0.000 0.002 0.002 0.000 0.000 0.000 0.001 0.001 0.001 0.001 0.003 0.003 Cr 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.004 0.004 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.001 0.002 0.002 Al 0.001 0.001 0.001 0.002 0.003 0.001 0.002 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.001 0.002 0.004 Fe 0.005 0.004 0.003 0.004 0.0090.008 0.005 0.004 0.030 0.0290.027 0.024 0.030 0.026 0.021 0.015 0.010 Zn 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 Mg 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.001 0.000 Ca 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 Total
cations 1.002 1.001 1.001 1.002 1.004 1.003 1.002 1.002 1.002 1.004 1.002 1.002 1.003 1.003 1.003 1.002 1.002
에선 Ti3+, Ti2+ 및 Tio 양이온으로도 존재한다 (MacChesney and Muan, 1959; Zack et al., 2002:
Meinhold, 2010). 금홍석 내 Ti4+ 양이온은 산화환경 에 의해 W6+, U6+, Nb5+, Sb5+, Ta5+, Zr4+, Mo4+, Sn4+, Hf4+, U4+, Al3+, Sc3+, V3+, Cr3+, Fe3+, Y3+, Fe2+, Mg2+, Mn2+ 및 Zn2+ 양이온들이 치환되는 것으 로 보고되고 있다(Graham and Morris, 1973;
Hassan, 1994; Murad et al., 1995; Smith and Perseil, 1997; Rice et al., 1998; Zack et al., 2002; Bromiley and Hilairet, 2005; Scott, 2005;
Carruzzo et al., 2006; Meinhold, 2010). 이들 두상 (어두운 금홍석과 밝은 금홍석)들에 대한 원소들의 상 관관계를 살펴보면 Table 2와 3과 같다. 이들 도표에 서 보는 것과 같이, 어두운 금홍석에선 V2O3, Nb2O5
및 Cr2O3 원소들은 TiO2 원소와 부의 상관관계를 갖 으며 이들 각각의 원소들간은 정의 상관관계를 갖는 다. 더불어 WO3 원소는 Cr2O3 원소와 부의 상관관 계를 갖으며 FeO 원소는 Al2O3 원소와 정의 상관관 계를 갖지만 HfO2와 Ta2O5 원소들과는 부의 상관관 계를 갖는다. 그러나 밝은 금홍석에선 WO3와 FeO 원소들은 TiO2 원소와 부의 상관관계를 갖지만 V2O3, Cr2O3 및 Al2O3 원소들은 TiO2 원소와 정의 상관관
계를 갖는다(Table 3). 또한 WO3와 FeO 원소들은 V2O3, Nb2O5, Cr2O3 및 Al2O3 원소들과 부의 상관 관계를 갖는다(Table 3). 이것은 금홍석내 2상(어두운 금홍석과 밝은 금홍석)이 서로 다른 환경에서 형성되 었으며 미량원소들의 기원도 달랐음을 시사한다.
Tables 2와 3의 원소들간 상관관계를 토대로 어두운 금홍석과 밝은 금홍석에서 가능한 원소들의 치환관계 를 살펴보면 다음과 같다. 어두운 금홍석 : (V3+, Cr3+) + (Nb5+, Sb5+) ←→ 2Ti4+, 4Cr3+ (or 2W6+)
←→ 3Ti4+ (W6+ ←→ 2Cr3+), V4+ ←→ Ti4+, 2(Al3+, Fe3+) + (Mg2+, Fe2+) ←→ 4Zn2+, 밝은 금홍석 : 2Fe3+ + W6+ ←→ 3Ti4+, 3Fe2+ + W6+ ←→ Ti4+ + (V3+, Al3+, Cr3+) +Nb5+. 또한 운산 광상의 금홍석내 2상(어두운 금홍석과 밝은 금홍석)에 대해 Scott and Radford (2007)가 제시한 다이어그램에 도시하면 Fig.
5와 같다. 이 그림에서 보는 것과 같이, 운산 광상의 밝은 금홍석은 경사 1과 경사 2 사이에 도시됨을 알 수 있다. 이것은 밝은 금홍석내 양이온들이 Urban et al. (1992)와 Scott and Radford (2007)가 제시한 양 이온 치환 메카니즘인 M3+ + (Nb, Sb, Ta)5+ ←→
2Ti4+ (M3+= Fe3+, V3+, Cr3+), 2M3+ + W6+ ←→
3Ti4+ (M3+= Fe3+, V3+, Cr3+)에 의해 치환되었음을 Fig. 4. Ti-100(Fe+Cr+V)-1000(W) diagram of rutile from variabley metamorphosed mesothermal gold deposits (after
Clark and Williams-Jones, 2004; Meinhold, 2010). Also are shown the Tropicana Au deposit and Big Bell Au deposit (Mclnnes et al., 2015).
Table 2. Correlation coefficients among elements of dark rutile from the Unsan Au deposit
Elements TiO2 SnO2 ZrO2 SiO2 HfO2 WO3 MoO3Nb2O5Sb2O5Ta2O5As2O5 V2O3 Cr2O3Al2O3 FeO ZnO MgO CaO TiO2 1.00
SnO2 -0.43 1.00 ZrO2 -0.21 0.63 1.00 SiO2 0.08 -0.12 -0.31 1.00 HfO2 -0.04 -0.27 -0.64 0.12 1.00 WO3 -0.14 -0.25 -0.11 0.30 -0.04 1.00 MoO3 0.43 0.03 0.13 0.12 0.02 0.27 1.00 Nb2O5 -0.70 0.54 0.60 -0.14 -0.17 -0.38 -0.37 1.00 Sb2O5 -0.490.52 0.30 0.62 0.02 0.05 -0.01 0.60 1.00 Ta2O5 0.03 0.43 -0.21 -0.07 0.57 -0.41 0.16 -0.01 0.16 1.00
As2O5 NV NV NV NV NV NV NV NV NV NV 1.00
V2O3 -0.80 0.290.21 -0.190.02 -0.38 -0.58 0.86 0.37 -0.07 NV 1.00 Cr2O3 -0.50 0.27 0.32 -0.23 -0.04 -0.67 -0.46 0.86 0.30 -0.03 NV 0.91 1.00 Al2O3 -0.09-0.03 -0.21 0.94 0.04 0.22 -0.13 0.08 0.74 -0.04 NV 0.00 -0.07 1.00
FeO 0.23 -0.16 0.21 0.61 -0.65 0.32 -0.07 -0.07 0.29-0.66 NV -0.23 -0.190.60 1.00 ZnO -0.05 -0.10 0.36 -0.90 -0.13 -0.05 -0.02 0.14 -0.56 -0.16 NV 0.10 0.13 -0.82 -0.43 1.00 MgO 0.16 -0.39-0.27 0.77 -0.18 0.30 -0.28 -0.14 0.36 -0.34 NV -0.18 -0.21 0.85 0.77 -0.55 1.00 CaO 0.39-0.08 -0.47 0.48 -0.10 0.18 -0.15 -0.60 -0.02 0.23 NV -0.58 -0.63 0.46 0.33 -0.57 0.54 1.00 NV means no value
Table 3. Correlation coefficients among elements of light rutile from the Unsan Au deposit
Elements TiO2 SnO2 ZrO2 SiO2 HfO2 WO3 MoO3Nb2O5Sb2O5Ta2O5As2O5 V2O3 Cr2O3Al2O3 FeO ZnO MgO CaO TiO2 1.00
SnO2 0.63 1.00 ZrO2 0.24 -0.07 1.00 SiO2 0.81 0.21 0.07 1.00 HfO2 -0.35 -0.30 0.12 -0.21 1.00 WO3 -0.94 -0.83 -0.11 -0.60 0.38 1.00 MoO3 -0.22 -0.30 -0.43 0.23 -0.22 0.35 1.00 Nb2O5 0.48 0.93 -0.21 0.08 -0.42 -0.70 -0.19 1.00 Sb2O5 0.03 -0.25 0.18 -0.04 0.29-0.03 -0.69-0.391.00 Ta2O5 0.26 0.54 -0.43 0.29-0.10 -0.290.41 0.54 -0.64 1.00 As2O5 -0.33 -0.290.09-0.31 -0.20 0.33 -0.27 -0.18 0.39-0.34 1.00
V2O3 0.82 0.56 0.23 0.55 -0.42 -0.84 -0.51 0.51 0.32 -0.10 0.11 1.00 Cr2O3 0.85 0.75 0.23 0.52 -0.43 -0.93 -0.36 0.63 0.06 0.03 -0.26 0.87 1.00 Al2O3 0.84 0.52 0.58 0.57 -0.29-0.78 -0.39 0.27 0.16 0.05 -0.17 0.67 0.76 1.00
FeO -0.97 -0.72 -0.31 -0.68 0.30 0.97 0.33 -0.55 -0.05 -0.18 0.37 -0.83 -0.94 -0.87 1.00 ZnO -0.37 0.07 -0.45 -0.57 0.01 0.15 -0.42 0.12 0.44 -0.02 0.50 -0.08 -0.26 -0.290.35 1.00 MgO 0.48 0.290.14 0.41 0.03 -0.51 -0.22 0.03 0.37 -0.26 -0.34 0.47 0.68 0.51 -0.60 -0.22 1.00
CaO -0.28 -0.15 0.14 -0.01 0.590.38 0.17 -0.22 -0.18 0.31 0.16 -0.37 -0.41 -0.21 0.30 -0.16 -0.22 1.00
알 수 있다. 그러나 운산 광상의 어두운 금홍석은 경 사 1과 경사 2 사이 및 경사 2 상단에 도시됨을 알 수 있다(Fig. 5). 이것은 어두운 금홍석내 양이온들이 상기 두 치한 메카니즘뿐만 아니라 V4+ ←→ Ti4+에 의해 치환되었음을 알 수 있다. 따라서 운산 광상의 엽리상 석영맥에서 산출되는 어두운 금홍석은 광역변 성작용 동안 모나자이트, 저어콘, 인회석 및 일부 백 색운모 및 녹니석 등과 함께 산출되었으며 이때 모암 내 산출되는 광물들의 변질 시 V3+, V4+, Cr3+, Nb5+, Sb5+, W6+과 같은 양이온들의 재 농집이 어두운 금홍 석에서 일어났다고 생각된다. 어두운 금홍석내 Al3+, Fe3+, Mg2+과 같은 양이온들은 모암에서 산출되는 운 모류에서 기원된 것으로 위의 양이온들의 부화가 있 었다는 것을 뒷받침해 주는 증거라 하겠다. 그리고 밝은 금홍석은 ductile shear시 열수 용액(높은 함량 의 Fe2+ 및 W6+ 양이온들 함유)의 유입에 따른 모암 변질작용과 더불어 초기에 형성된 어두운 금홍석과의 반응에 의해 기존에 어두운 금홍석내에 존재하였던 V3+, V4+, Al3+, Cr3+ 및 Nb5+과 같은 양이온들의 재
농집에 의해 형성된 것으로 생각된다. 또한 밝은 금 홍석은 어두운 금홍석이 형성된 모암변질시기 환경보 다 상대적으로 환원환경에서 형성된 것으로 생각된다.
사 사
이 연구는 한국지질자원연구원 융합사업인 “북한 광물자원 탐사기술 실증 및 잠재성 평가(18-8901, 19-8901)” 과제로 수행되었으며 이에 사의를 표한다.
바쁘신 와중에도 이 논문의 미비점을 지적, 수정하여 주신 책임편집위원님과 두분의 심사위원님께 깊이 감 사드립니다.
REFERENCES
Agangi, A., Reddy, S.M., Plavsa, D., Fougerouse, D., Clark, C., Roberts, M. and Johnson, T.E., 2019, Antimony in rutile as a pathfinder for orogenic gold deposits. Ore Geology Reviews, 106, 1-11.
Belousova, E.A., Griffin, W.L., O'Reilly, S.Y. and Fisher, N.I., 2002, Apatite as an indicator mineral for mineral exploration: trace-element compositions and their relation- ship to host rock type. Journal of Geochemical Explora- tion, 76, 45-69.
Bromiley, G.D. and Hilairet, N., 2005, Hydrogen and minor element incorporation in synthetic rutile. Mineralogical Magazine, 69, 345-358.
Carruzzo, S., Clarke, D.B., Pelrine, K.M. and MacDonald, M.A., 2006, Texture, composition, and origin of rutile in the South Mountain Batholith, Nova Scotia. Canadian Mineralogist, 44, 715-729.
Cao, M., Li, G., Qin, K., Seitmuratova, E.Y. and Liu, Y., 2012, Major and trace element characteristics of apatite in granitoids from central Kazakhstan: implications for petrogenesis and mineralisation. Resource Geology, 62, 63-83.
Clark, J.R. and Williams-Jones, A.E., 2004, Rutile as a potential indicator mineral for metamorphosed metallic ore deposits. Rapport Final de DIVEX, Sous-projet SC2, Montréal, Canada. 17p.
Deer, W.A., Howie, R.A. and Zussman, J., 1992, An intro- duction to the rock-forming minerals. Longman Scientific
& Technical, 696p.
Dostal, J., Kontak, D.J. and Chatterjee, A.K., 2009, Trace element geochemistry of scheelite and rutile from metat- urbidite-hosted quartz vein gold deposits, Meguma Ter- rane, Nova Scotia, Canada: genetic implications.
Mineralogy and Petrology, 97, 95-109.
Doyle, M.C., Fletcher, I.R., Foster, J., Large, R.R., Mathur, R., McNaughton, N.J., Meffre, S., Muhling, J.R., Phillips, Fig. 5. Trivalent vs. pentavalent and hexavalent ions in
rutile from the Unsan Au deposit (after Scott and Radford, 2007).
D. and Rasmussen, B., 2015, Geochronological con- straints on the Tropicana gold deposit and Albany-Fraser orogen, Western Australia. Economic Geology, 110, 355- 386.
Foley, S.F., Barth, M.G. and Jenner, G.A., 2000, Rutile/melt partition coefficients for trace elements and an assessment of the influence of rutile on the trace element character- istics of subduction zone magmas. Geochimica et Cosmo- chimica Acta, 64, 933-938.
Goldfarb, R.J., Taylor, R.D., Collins, G.S., Goryachev, N.A.
and Orlandini, O.F., 2014, Phanerozoic continental growth and gold metallogeny of Asia. Gondwana Research, 25, 48-102.
Graham, J. and Morris, R.C., 1973, Tungsten- and anti- mony-substituted rutile. Mineralogical Magazine, 39, 470- 473.
Hassan, W.F., 1994, Geochemistry and mineralogy of Ta–
Nb rutile from Peninsular Malaysia. Journal of Southeast Asian Earth Sciences, 10, 11-23.
Hori, S., 1942, Geology and ore deposits of the eastern Unsan mining district, Korea. The Journal of the Geolog- ical Society of Japan, 49, 1-29.
Ishihara, S., Jin, M.S. and Sasaki, A., 2000, Source diversity of ore sulfur from Mesozoic-Cenozoic mineral deposits in the Korean Peninsula region. Resource Geology, 50, 203- 212.
Kinosaki, Y., 1933, Geological Atlas of Chosen, No. 15:
Hokuchin and Gyukenchin Sheets, 25p.
Lee, K.H., Lee, J.I., Yu, C.C., Jung, K.R., Cho, D.H., Lee, K.K., Kwon, H.H. and Cho, W.J., 2012, Korea Mining Centennial History. Korea Mining Association, 840p.
Koh, S.M., Lee, G.J., You, B.W., Kim, N.H. and Lee, B.H., 2019, Geology and mineralization of the Northern Korean Peninsula. Korea Institute of Geoscience and Mineral Resources, 322p.
Luvizotto, G.L., Zack, T., Meyer, H.P., Ludwig, T., Triebold, S., Kronz, A., Münker, C., Stockli, D.F., Prowatke, S., Klemme, S., Jacob, D.E. and von Eynatten, H., 2009, Rutile crystals as potential trace element and isotope min- eral standards for microanalysis. Chemical Geology, 261, 346-369.
Mao, M., Rukhlov, A.S., Rowins, S.M., Spence, J. and Coo- gan, L.A., 2016, Apatite trace element compositions: a robust new tool for mineral exploration. Economic Geol- ogy, 111, 1187-1222.
MacChesney, J.N. and Muan, A., 1959, Studies in the sys- tem iron oxide-titanium oxide. American Mineralogist, 44, 926-945.
Meinhold, G., 2010, Rutile and its applications in earth sci- ences. Earth-Science Reviews, 102, 1-28.
Meinhold, G., Anders, B., Kostopoulos, D. and Reischmann, T., 2008, Rutile chemistry and thermometry as prove- nance indicator: an example from Chios Island, Greece.
Sedimentary Geology, 203, 98-111.
Mclnnes, B., Brown, A., Evans, N., McNaughton, N., Liffers, M. and Wingate, M., 2015, Integration of elec- tron, laser and ion microprobe techniques to create an open source digital mineral library of Western Australia.
Goldschmidt2015, Session 12a/3016.
Murad, E., Cashion, J.D., Noble, C.J. and Pilbrow, J.R., 1995, The chemical state of Fe in rutile from an albitite in Norway. Mineralogical Magazine, 59, 557-560.
Plavsa, D., Reddy, S.M., Agangi, A., Clark, C., Kylander- Clark, A. and Tiddy, C.J., 2018, Microstructural, trace element and geochronological characterization of TiO2
polymorphs and implications for mineral exploration.
Chemical Geology, 476, 130-149.
Porter, J.K., McNaughton, N.J., Evans, N.J. and McDonald, B.J., 2020, Rutile as a pathfinder for metals exploration.
Ore Geology Reviews, 120, 103406.
Rabbia, O.M., Hernández, L.B., French, D.H., King, R.W.
and Ayers, J.C., 2009, The El Teniente porphry Cu-Mo deposi from a hydrothermal rutile perspective. Minera- lium Deposita, 44, 849-866.
Rice, C., Darke, K. and Still, J., 1998, Tungsten-bearing rutile from the Kori Kollo gold mine Bolívia. Mineralog- ical Magazine, 62, 421-429.
Rudnick, R.L., Barth, M., Horn, I. and McDonough, W.F., 2000, Rutile-bearing refractory eclogites: missing link between continents and depleted mantle. Science, 287, 278-281.
Scott, K.M., 1988, Phyllosilicate and rutile compositions as indicators of Sn specialization in some southeastern Aus- tralian granites. Mineralium Deposita, 23, 159-165.
Scott, K.M., 2005, Rutile geochemistry as a guide to por- phyry Cu–Au mineralization, Northparkes, New South Wales, Australia. Geochemistry: Exploration, Environ- ment, Analysis, 5, 247-253.
Scott, K.M. and Radford, N.W., 2007, Rutile compositions at the Bg Bell Au deposit as a guide for exploration.
Geochemistry: Exploration, Environment, Analysis, 7, 353-361.
Scott, K.M., Radford, N.W., Hough, R.M. and Reddy, S.M., 2011, Rutile compositions in the Kalgoorlie Goldfields and their implications for exploration. Australian Journal of Earth Sciences, 58, 803-812.
Shikazono, N. and Shimizu, M., 1986, Compositional vari- ations in Au-Ag series minerals from some gold deposits in the Korean Peninsula. Mining Geology, 36, 545-553.
Shunso, I., 2006, North Korea, a country of gold? Gold mineralizations in the Korean Peninsular and their base- ment setting. Chishitsu News, 617, 8-23.
Smith, D. and Perseil, E.-A., 1997, Sb-rich rutile in the manganese concentrations at St.Marcel-Praborna, Aosta Valley, Italy; petrology and crystal-chemistry. Mineralogi- cal Magazine, 61, 655-669.
Takashima, K. and Kishimoto, F., 1987, Gold deposits of Unsan and its vicinity - A sketch of the Democratic Peo- ple’s Republic of Korea. Chishitsu News, 398, 28-41 (in Japanese).
Tomkins, H.S., Powell, R. and Ellis, D.J., 2007, The pres- sure dependence of the zirconium-inrutile thermometer.
Journal of Metamorphic Geology, 25, 703-713.
Triebold, S., von Eynatten, H., Luvizotto, G.L. and Zack, T., 2007, Deducing source rock lithology from detrital rutile geochemistry: an example from the Erzgebirge, Germany.
Chemical Geology, 244, 421-436.
Urban, A.J., Hoskins, B.F. and Grey, I.E., 1992, Characteri- zation of V–Sb–W-bearing rutile from the Hemlo gold deposit, Ontario. Canadian Mineralogist, 30, 319-326.
Watson, E.B., Wark, D.A. and Thomas, J.B., 2006, Crystal- lization thermometers for zircon and rutile. Contributions to Mineralogy and Petrology, 151, 413-433.
Wikipedia (http://ko.wikioedia.org/wiki/unsan mine) Williams, S.A. and Cesbron, F.P., 1977, Rutile and apatite:
useful prospecting guides for porphyry copper deposits.
Mineralogical Magazine, 41, 288-292.
Zack, T., Kronz, A., Foley, S.F. and Rivers, T., 2002, Trace element abundances in rutiles from eclogites and associ- ated garnet mica schists. Chemical Geology, 184, 97-122.
Zack, T., Moraes, R. and Kronz, A., 2004a, Temperature dependence of Zr in rutile: empirical calibration of a rutile thermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 148, 471-488.
Zack, T., von Eynatten, H. and Kronz, A., 2004b, Rutile geochemistry and its potential use in quantitative prove- nance studies. Sedimentary Geology, 171, 37-58.
Received May 20, 2020 Review started May 22, 2020 Accepted July 1, 2020
[ 저 자 정 보 ]
• 유봉철 : 한국지질자원연구원 연구원/
과학기술연합대학원대학교 교수
