Комплексные золото-платиноидно-редкометалльные месторождения - резерв XXI века

лические месторождения верхнего девона северо-западной части Рудного Алтая. Новосибирск: Наука, 1991. 121 с.

8.Ельянова Е.А., Зорина Ю.Г. Современные месторождения типа Куроко в подводной кальдере у берегов Японии // Руды и металлы, 1999. № 4. С. 78-80.

9.Criss R.E., Taylor H.P. An 180/160 and D/H study of Tertiary hydrothermal systems in the southern half of the Idaho batholith // Bull. Geol. Soc. Amer. 1983. Vol. 94. P. 640-663.

10. Hawkesworth C.I., Morrison M.A. A reduction in 87Sr/86Sr during basalt alteration // Nature, 1978. Vol. 276. P. 381-383.

11.Овчинников Jl.H. Прикладная геохимия. M.: Недра. 1990. 248 с.

12.Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 ООО. Серия Алтайская. Лист М-44-Х (Российская часть). Объяснительная записка / Мурзин О.В., Горшечников В.И., Жданов В.А. и др., 2000. -137 с.

13.Чекалин В.М., Королев Г.Г. Геолого-генетическая модель Среднего и Зареченского месторождений полиметаллических и барит-полиметаллических руд на Рудном Алтае // Ру-дообразование и генетические модели рудных формаций. Новосибирск: Наука. 1988. С. 89-98.

УДК 553.411.491.493

КОМПЛЕКСНЫЕ ЗОЛОТО-ПЛАТИИОИДНО-РЕДКОМЕТАЛЛЬНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ - РЕЗЕРВ XXI ВЕКА

Коробейников А.Ф.

В настоящее время базовыми месторождениями для промышленности драгоценных и редких металлов служат однометалльные золотые, платиновые и редкометалльные объекты. Но среди ряда рудных месторождений геологи начали выявлять промышленно важные комплексные месторождения с зо-лото-платиноидно-редкометалльными ассоциациями. Они могут внести значительный вклад в развитие минерально-сырьевой базы страны в настоящем столетии. Для реализации промышленного потенциала таких новых нетрадиционных рудных объектов необходимо усилить дальнейшие комплексные минера-лого-геохимические и технологические исследования.

Введение

Сегодня основу промышленности драгоценных и редких металлов страны составляют раздельные месторождения золота, платиновых и редких металлов. Из них собственно золоторудные месторождения представлены магматогенно-гидротермальными, метаморфогенно-гидротермальными; платиноидные-магматогенными; редкометалльные (Та, Nb, Sn, W, Mo, Bi, Te, Re) - магматогенно-гидротермальными. Однако среди ряда таких рудных объектов начинают геологи выявлять нетрадиционные месторождения, содержащие комплексные золо-то-платиноидно-редкометалльные руды промышленного значения. В этих месторождениях золото, серебро, платиновые и редкие металлы являются или главными, или сопутствующими второстепенными компонентами разных типов руд. Нарастающие потребности в минеральном сырье и исчерпаемость минеральных ресурсов требуют рационального использования полезных ископаемых для успешного развития общества. Возникает необходимость более полного извлечения всех компонентов из минерального сырья при минимальном объеме его извлечения из недр. Все это требует комплексного подхода к геолого-промышленным исследованиям рудных объектов с целью выявления и полного извлечения не только главных, но и второстепенных сопутствующих элементов разных типов руд, имеющих важное промышленное значение [1].

Новыми источниками для расширения и укрепления минерально-сырьевой базы благородных и редких металлов России в XXI веке могут явиться комплексные золото-платино-редкометалльные руды скарнового, кварцево-сульфидного, порфирового, колчеданного, сульфидно-черносланцевого, сульфидно-цейхштейнового, океанско-железо-марганцевого и сульфидного, а также техногенного типов.

Постоянно растущее потребление благородных и редких металлов во многих отраслях промышленности и новейших технологиях позволило отнести их к полезным ископаемым

«лидерам» [2]. Анализ минерально-сырьевого потенциала этих металлов показал, что без полного комплексного использования нетрадиционных комплексных рудных объектов невозможно создать надежную минерально-сырьевую базу страны в XXI веке.

Распространенность и условия образования комплексных мес торождений

В разновозрастных складчатых поясах российских и зарубежных территорий находятся нетрадиционные золото-платино-редкометалльные месторождения магматогенно-гидро-термального и осадочно-гидротермального типов. Распространенные в орогенно-рифтоген-ных структурах черносланцевые толщи нередко несут крупные и уникальные комплексные золото-платиноидные рудные объекты, например, Сухой Лог в Забайкалье, Олимпиадинское в Енисейском кряже, Бакырчик в Казахстане, Мурунтау в Узбекистане, Кумтор в Киргизии, Воронцовское на Урале, Средняя Падма в Карелии, Любина в Польше и др. Нетрадиционные рудные поля и месторождения находятся в сводово-глыбовых, террейновых структурах и формировались в зонах орогенеза, незавершенного и завершенного рифтогенеза, тектоно-маг-матической активизации (ТМА) в областях активного проявления мантийно-корового палео-диапиризма и метасоматоза. Такие магмо-рудно-метасоматические системы связаны общностью эндогенных (внутренних) и reo динамических режимов, обусловивших парагенезисы (сообщества) магматических, осадочных, метаморфических, рудно-метасоматических формаций и геохимических ореолов. Рудоносные геологические формации тяготеют к внутригео-синклинальным поднятиям, зонам глубинных разломов, горсто-грабеновым структурам, к рифтогенным впадинам на участках активного разуплотнения пород под воздействием тектонических деформаций и гидротермального метасоматоза [3]. Комплексные месторождения возникали и оформлялись в различных геодинамических обстановках - в орогенных, началь-но-рифтогенных, завершенно-рифтогенных, зонах ТМА. Формирование нетрадиционных комплексных рудных объектов обеспечивалось процессами седиментации, дислокаций, метаморфизма, магматизма, метасоматизма на фоне длительно развивавшихся мантийно-коро-вых палеодиапиров под воздействием флюидных потоков в зонах глубинных расколов земной коры и мантии. Индикаторами той или иной геологической обстановки служат характер проявления разломной тектоники, заложение и формирование рифтогенных впадин, продуктов магматизма и метасоматизма.

Размещение рудных полей и месторождений в отдельных блоках земной коры контролировалось разломами, зонами трещиноватости, дробления, милонитизации и метасоматиче-ского замещения пород на участках проявления интрузий, дайковых тел диабазового, дио-рит-лампрофирового, плагиогранитного, гранит-сиенит-порфирового рядов. Гидротермаль-но-метасоматические процессы, протекавшие в верхних частях земной коры при распаде глубинной флюидной системы над мантийными палеодиапирами, обеспечивали разуплотнение исходных пород благодаря явлениям гидратации с увеличением объемов измененных пород на 12-22% [3]. Это способствовало заложению разломов и горсто-грабеновых структур компенсационного типа. Краевые участки развивавшихся рифтогенных куполов представляли собой приразломные компенсационные прогибы, в которых формировались рудоносные черносланцевые формации. Внутригеосинклинальные поднятия и рифтогенные компенсационные впадины, прогибы возникали на участках наибольшего подъема мантийного диапира. Основными причинами проявления палеодиапиров явились периодически повторяющиеся объемные деформации мантии (деформации упругого последействия по Е.Д.Глухманчуку), которые служили энергетическими источниками активности глубинных магм и флюидов. В компенсационных структурах рудные поля и месторождения формировались под влиянием палеофокальных зон, палеодиапиризма, мантийно-корового магматизма и метасоматизма. Рудно-метасоматические системы такого типа возникали и развивались благодаря флюидным потокам при процессах растяжения и распада глубинной флюидной системы над мантийными палеодиапирами. Магматические процессы, вызывающие ультрабазит-базит-плагиог-ранитные, гранодиорит-монцонит-сиенитовые, гранитные интрузии, сопровождались мета-соматическими явлениями с образованием крупных рудно-метасоматических колонн протяженностью по вертикали до 3-5 км. Длительно существовавшие термофлюидопотоки обеспечивали перераспределение, обмен и вынос компонентов боковых пород по пути продвижения флюидов. Формирование комплексных месторождений происходило в благоприятных струк-

турах путем синхронного с метасоматозом рудоотложения при распаде глубинных флюидных систем благодаря смешению глубинных флюидов с трещинными водами верхних частей земной коры.

На этапе формирования флюидонасыщенных магм и сопровождающих флюидов в пределах мантии происходили процессы внутримантийного метасоматоза с выщелачиванием и выносом Аи, Ag, Р!, Рс1.1г, Ов, Ш1 магмами и особенно глубинными флюидами. Вынос благородных металлов из мантийного вещества мог достигать 50%, а насыщение ими флюидов - до 21-410 раз (коэффициент накопления Кн=21-410 [3]). Можно выделить глубинные области ( 60 км), где преобладали процессы экстракции рудных элементов восходящими потоками глубинных флюидов и области "разгрузки" флюидов (15-3 км), где расплавы и флюиды, насыщенные Аи и ЭПГ, отлагали их в зонах рудолокализации. Для рудоносных площадей свойственно наличие разноглубинных метасоматитов скарновой, пропилитовой, альбитит-калиш-патитовой, грейзеновой, березит-лиственитовой, аргиллизитовой формаций и сопряженных с ними золото-платиноидно-редкометалльных руд разного состава. Метасоматиты и комплексные руды в общей рудно-метасоматической колонне размещаются зонально: внизу колонны находятся щелочные кали-натровые метасоматиты или пропилиты с вкрапленной золото-платиноидно-редкометалльной продуктивной минерализацией; в средней части - березиты-листвениты с основной вкрапленно-штокверковой золото-платиноидно-сульфидно-теллурид-ной минерализацией; в верхней части - листвениты, аргиллизиты с жильной золото-палла-дий-висмут-теллуридно-сульфосольной или золотой минерализацией.

Мантийный метасоматизм и формирование металлоносных флюидов

В глубинах Земли происходят глобальные процессы преобразования консолидированного вещества путем внутримантийного диапиризма и высокотемпературного метасоматизма. Глубинный высокотемпературный метасоматоз приводил к возникновению зональных гранатов, которые обнаружены во включениях мантийных пород среди магматических образований [4-8]. Эти гранаты были изучены на содержания золота, как и окружающие их глубинные породы [9]. Полученные данные позволяют судить о поведении благородных металлов в глубинных процессах.

Геохимические исследования показали, что в верхней мантии соотношения содержаний большинства благородных и других элементов близки к хондритовым. Исключение составляют сидерофильные и летучие компоненты. Последние, вероятно, были утеряны в процессе высокотемпературной аккреции Земли. Часть еидерофильных элементов перешла в металлическое ядро по причине весьма высоких значений коэффициентов распределения в равновесии с металлической фазой. Установлено, что в исходных каменных и железных метеоритах содержания золота, платины, палладия, осмия, родия, иридия существенно выше, чем во всех типах горных пород земной коры и верхней мантии и колеблются от 11 до 1440 мг/т для Аи, 1000-11230 мг/т Р^ 1000-4770 мг/т Р<1, 1-5200 мг/т Шг, 1-2793 мг/т Ов [9-11]. Поскольку состав метеоритов сопоставим с составом центральных частей Земли, многие исследователи это обстоятельство приводят как доказательство существенного накопления благородных металлов в ядре Земли. По представлениям Ю.Г.Щербакова [11], в образованиях различных геосфер Земли золото содержится в количествах 4 г/т во внутреннем ядре, 1,1 г/т во внешнем ядре, 9,5 мг/т в мантии и 4,4 мг/т в коре. Явления высокотемпературного метасоматоза вещества Земли, скорее всего, и обусловили резко различное содержание благородных металлов в составе внутреннего и внешнего ядра, мантии и земной коры. Как известно, в глубинах Земли происходят глобальные процессы преобразования консолидированного вещества путем внутримантийного диапиризма и высокотемпературного метасоматизма [4-8, 12, 13]. Сочетание высокотемпературного пластического течения вещества и глубинного его метасоматоза согласуется с известной моделью диапирового конвективного всплывания вещества верхней мантии под древними платформами [7, 8, 12, 13]. Глубинный высокотемпературный метасоматоз нередко приводил к возникновению зональности гранатов в породах верхней мантии [4, 6, 8, 13].

Для выявления особенностей поведения золота в процессе мантийного метасоматоза глубинных пород автором были проанализированы неизмененные и метасоматически преобразованные гранаты из включений мантийных пород в кимберлитах [9-14]. Оказалось, что в

перекристаллизованных гранатах из глубинных включений в кимберлитах содержание золота сократилось в два раза и составило 2,6-6 мг/т вместо 7-12 мг/т в исходных гранатах: КнАи=0,5. Это свидетельствует о существенном выносе металла из глубинных пород при их внутримантийном метасоматозе и возможном возникновении металлоносных флюидов.

Высокое содержание золота и платиновых металлов в нижних частях верхней мантии, возможно, обусловлено явлениями накопления его в остаточных реститах и расплавах благодаря фракционированию металлов между твердой, жидкой и флюидной фазами кристаллизующихся магм [14, 15]. Мантийный метасоматоз мог приводить к перераспределению золота и платиновых металлов и в образованиях внутренних геосфер Земли. Если летучие-минерали-заторы (С1, Г. в, СО, СН4, С2Н2, СЫв, В, Р и др.) удалялись из области формирования глубинных магматитов, то последние обеднялись благородными металлами. Это обеспечивалось фракционированием металлов между расплавом, кристаллизатом и флюидами. Во флюидной фазе золото, платиновые металлы могли накапливаться до значительных количеств - коэффициент накопления, например для золота, КнАи мог достигать значений 50 и 290 [14, 15]. Такой вывод вытекает из определений золота в ранних, поздних минералах и в основной мелкозернистой массе интрузивных пород ультраосновного, основного, среднего и кислого составов [14]. Были изучены протокристаллы оливина, основных плагиоклазов, пироксенов, акцессорные минералы ультрабазитов, долеритов Сибирской платформы, порфировидных диоритов штоков, дайковых диоритовых порфиритов и мелкозернистая основная масса тех же пород нижнепалеозойских продуктивных интрузий Алтае-Саянской складчатой области и соседних регионов. Изучалось распределение золота в различных фазах интрузивных тел, обнаруживших признаки остановки расплавов в промежуточных камерах. Во всех изученных интрузивных породах выявлено устойчивое накопление золота (Кн=1,3-3,5) в поздних ассоциациях минералов: в основной массе диоритов, гранодиоритов, диоритовых порфиритов оно достигает значений 2-5,5. Тем самым устанавливается накопление металла в остающихся после начала кристаллизации магматических расплавах. Выявлено накопление Аи в акцессорных минералах поздних дифференциатов продуктивных гранитоидных интрузий (КиАи=2-12) и непродуктивных габбро-сиенитовых комплексов (Кн=10-41), что также свидетельствует о накоплении его в остаточных расплавах и особенно во флюидах. Повышенные значения содержаний Аи в минералах контактовых метасоматитов, автометасоматитов (КнАи=5-290 и 20-190) указывают на существенное накопление металла во флюидной фазе формирующихся продуктивных интрузий. Изучение газово-жидких включений в минералах указывает на на-триево-хлорную (С1:Р 2-10) специализацию флюидов для продуктивных интрузий. По-видимому, существенным накоплением золота в остаточных расплавах и растворах и объясняется нередкая пространственная совмещенность золотого, золото-платиноидно-редкометалльного оруденения с поздними дифференциатами габбро-плагиогранитных, габбро-сиенитовых интрузий или с малыми габбро-гранитными, щелочными интрузиями, имеющими признаки остановок исходных расплавов в промежуточных камерах. Трансмагматические флюиды также, вероятно, могли транспортировать благородные и редкие металлы, поскольку при кристаллизации толеитовых расплавов в промежуточных камерах выявлено 2-2,5-кратное накопление Аи в продуктах их кристаллизации и установлено существенное накопление его (КнАи=1,7-114) в возникающих под воздействием растворов в магматический этап магнезиальных скарнах [10, 16, 17, 23].

Убедительным доказательством фракционирования золота в глубинных условиях Земли могут служить многочисленные примеры неодинакового его содержания в базитах и ги-пербазитах, выявляемых в различных регионах: от 0,5 до 43 мг/т Аи. Особенно неоднородное распределение элемента зафиксировано в кимберлитах, лампроитах, альнеитах, т.е. в существенно щелочных образованиях, возникших в глубинных условиях Земли с участием мантийного метасоматизма: 1,2-2,4 мг/т вместо 3,4-9,6 мг/т [9, 18].

Большая роль в накоплении халькофильных и благородных элементов принадлежит сере. Если сера задерживалась в возникавших магматитах, то благодаря своим свойствам она могла Захватывать эти элементы в интрузивах. Поэтому породы базит-гипербазитовых формаций, если они обогащены серой, характеризуются повышенными содержаниями Аи и ЭПГ: концентрации их могли достигать п.10-6-п.10 »% вместо п.10"7% в рядовых пробах из аналогичных пород безрудных регионов.

Кроме того, накопление Au и ЭПГ в скоплениях самородного железа базитовых интрузивов (до 0,2-6 г/т Au и 0,1-19,6 г/т Pt, Pd, Os, Rh) установлено для траппов Сибирской платформы [19]. Самородное железо формировалось вследствие магматического взаимодействия базальтового расплава с интрателлурическим восстановительным флюидом, который транспортировал металлы в магматическую колонну.

Габбро-плагиогранитный коровый магматизм, метасоматизм и оруденение

Комплексные месторождения формировались в рифтогенных структурах на участках активного проявления глубинных палеодиапиров и флюидных потоков по крупным расколам земной коры и мантии. В разломах земной коры формировались гипербазиты, габброиды, плагиограниты, сиениты. Для наиболее крупных магмо-рудно-метасоматических зон, возникавших в апикальных частях интрузий, выявлены признаки глубинных флюидопотоков. Они проявлены в магматитах и метасоматитах в виде протяженных на глубину зонально построенных метасоматических колонн, что подчеркивается последовательным изменением минеральных парагенезисов с глубиной [20-22]. В таких условиях формирование комплексных руд происходило путем синхронного рудообразования с метасоматизмом. Заложение рудоносных структур следовало в период завершения рифтообразования и габбро-плагиогра-нитного, габбро-сиенитового магматизма в бортах сводовых поднятий (куполов) над палеоди-апирами. Для таких структурно-формационных зон свойственно интенсивное развитие базит-гипербазитовых, плагиогранитных, габбро-сиенитовых интрузий в форме крупных и мелких интрузивов, свит даек. Глубинные разломы I порядка контролировали размещение этих интрузий, а оперяющие разрывы II-III порядков - сопровождающих метасоматитов и комплексных золото-платиноидных, золото-редкометалльных руд. Ранние гипербазит-базитовые интрузии принимали участие в золото-платиноидном оруденении путем проявления автометасоматоза и наложения гидротермально-метасоматических процессов, связанных со становлением габбро-плагиогранитных и габбро-сиенитовых интрузий. В этот период инверсии формировались флюидизированные малые интрузии и дайковые серии. Сопровождающие гидротермы осуществили дополнительное отторжение Au и ЭПГ, RE из магм, ранних магматитов, окружающих пород и насыщались металлами, образуя металлоносные гидротермальные системы.

В земной коре магматический и послемагматический метасоматозы приводили к перераспределению, выносу и локальному обогащению благородными металлами поздних околорудных метасоматитов - коэффициенты накопления Au и ЭПГ колеблются от 0,4 до 0,9 и от 1,7 до 410 [3, 9, 23, 24]. В случае, когда магматиты в земной коре не подвергались метасоматозу, они содержат Au и ЭПГ в количествах, близких к фоновому в исходных магмах. Чаще такие интрузивные породы несут повышенное количество благородных металлов в сравнении с вмещающими породами. Например, Норильские траппы Сибирской платформы, габброиды Скаергардской интрузии характеризуются 2-3-кратными повышенными содержаниями ЭПГ и Au по сравнению с таковыми в базальтоидах складчатых структур земной коры: 6-15 мг/т вместо 3-7 мг/т. Поскольку в различных структурах земной коры процессы магматизма и метасоматизма протекали неодинаково, то возникали тела с разным содержанием благородных металлов в одноименных породах. Эти различия в содержаниях металлов достигают 5-23-кратного значения. Поэтому специфика различных рудоносных структур, скорее всего, определялась повышенной фоновой золотоносностью исходных магматитов, боковых пород, а также активностью протекания последующих процессов метаморфизма и метасоматизма. Типичным продуктом магматического метасоматоза являются магнезиальные скарны. Слагающие их минералы обычно несут 1,7-21-кратные повышенные содержания золота по сравнению с окружающими породами - 7-435 мг/т вместо 2-4 мг/т в боковых породах. Во флюидных включениях минералов магнезиальных скарнов определено воднорастворимое золото в количестве 1,2-9,6.10 6 моль/л [25]. В минералах известковых скарнов, образованных в послемагматический этап, установлено накопление Au от 3 до 57 с максимумами концентрации в по-слескарновых метасоматитах до 155-300 раз. Отмечается три максимума накопления халько-филъных элементов, ЭПГ и золота в минералах разных минеральных ассоциаций скарновых зон. Первый максимум установлен в шпинели и магнетите магнезиальных скарнов (до 50-435 мг/т Au); второй максимум характерен для послескарновых метасоматитов, содержащих эпи-дот, актинолит, магнетит, хлорит с повышенными количествами Au, Ag, Bi, Те, As, Sb (до 20-

250 мг/'т Аи); третий максимум отвечает собственно рудной кварцево-карбонатно-сульфидной стадии с накоплением Аи, А§', \\7, Ви Те, до промышленно важных содержаний [16, 23, 24].

Становление интрузий в земной коре сопровождалось процессами площадного метасоматоза.(калишпатизации, альбитизации, биотитизации) и околорудного локального метасоматоза (грейзенизации, гумбеитизации, березитизации-лиственитизации, аргиллизации, ок-варцевания). При площадном метасоматозе установлено перераспределение и вынос Аи до 40-50% из пород зон щелочного метасоматоза в верхние горизонты гидротермально-метасомати-ческих колонн (2-3 мг/т вместо 3,6-8 мг/т Аи) и привнос Р1, Рс1 до Кнэпг <410. Процесс околорудной грейзенизации, березитизации-лиственитизации, аргиллизации сопровождался накоплением Аи, ЭПГ до КнАи от 50 до 300 и Кнэпг до 410-600. Максимальные концентрации Аи и ЭПГ выявлены в окварцованных и сульфидизированных околорудных породах: КнАи >300-1300 и Кнэпг >1000-9500 [3, 16]. В газово-жидких включениях минералов околорудных мета-соматитов выявлено 1,2-ЗОЛО-6 моль/л Аи.

Геолого-геохимические модели формирования комплексных месторождений

Для золото-платиноносных медно-никельсульфидных, хромитовых, титаномагнетито-вых базит-гипербазитовых интрузивов магматическая природа золото-платиноидного оруде-нения обосновывается признаками парагенезиса породообразующих и рудных минералов, петрологическими и геохимическими данными довольно убедительно. Геохимическими исследованиями доказана ведущая роль серы, явлений сульфидизации в накоплении халькофиль-ных и благородных металлов в базитах-гапербазитах [11, 26]. При высоких температурах и давлениях сера могла накапливаться в этих магматитах до 2-3% и, благодаря своим свойствам, захватывала и захоранивала благородные металлы в интрузивах. Особенно активно процессы сульфидизации расплавов протекали в промежуточных очагах при поступлении в них трансмагматических флюидов. Предполагается мантийная природа таких флюидов и насыщенность их родан-ионом, карбонилами, серой, хлором, фтором, способными транспортировать Си, N1, В1, Те, Аи, Ag, Р^ Рс1, Шх, Мо, АУ на магматическом и послемагматическом этапах формирования комплексных месторождений. При процессах сульфуризации магм Аи, Р1;, Рс1, Сс1, В1, Те, Мо, в виде растворимых комплексных соединений переходили в расплав. Наличие в магматической системе полисульфидов щелочных металлов способствовало интенсификации этих процессов [27]. Именно совмещением сульфидов благородных металлов с сульфидами щелочных металлов в очагах силикатных расплавов следует объяснять рудогене-рирующие способности магм повышенной основности-щелочности. При процессах феррити-зации железистых силикатов и металлизации базальтового расплава в условиях земной коры происходило активное растворение золота, платиноидов, редких металлов в окисно-силикат-ных расплавах. Во флюидонасыщенных расплавах, обогащенных серой, галогенидами, цианидами, карбонилами, происходило перераспределение благородных, халькофильных, редких элементов между различными фазами кристаллизации благодаря их химическому сродству с данными соединениями.

Формирование наиболее крупных и уникальных комплексных золото-платиноидно-редкометалльных гидротермальных месторождений в березитах-лиственитах, аргиллизитах черносланцевых толщ складчато-рифтогенных структур осадочно-вулканогенных поясов, порфировых, уртит-сиенитовых, габбро-плагиогранитных интрузивов протерозоя-фанерозоя трактуется с позиций астеносферного диапиризма, мантийного и внутрикорового метасоматизма [3, 21, 22]. В период внутримантийного метасоматизма происходило накопление благородных металлов во флюидных системах до 50% от общего их количества в исходном мантийном веществе [3, 9]. Комплексные месторождения складчатых областей, платформ связаны с магматическими формациями раннегеосинклинального, инверсионно-орогенного, посторо-генного рифтогенно-субплатформенного этапов развития подвижных зон и с сопряженными метасоматитами. Во флюидированных расплавах промежуточных очагов, обогащенных цианидами, карбонилами, галогенидами, сульфидной серой, происходило интенсивное перераспределение золота, ЭПГ, редких металлов благодаря сродству последних с перечисленными соединениями. Различные соотношения СО, С02, СН4, С1, Р, Р, Н28, СМЯ во флюидных системах различных интрузий и обеспечивало разнообразие сопровождающего комплексного ору-

денения. Геолого-генетическая модель таких комплексных рудных полей и месторождений представляется в таком виде [3, 9]:

1) внутримантийный метасоматоз с перераспределением Аи, ЭПГ, КЕ между магматическим расплавом и флюидной системой (КнАи >0,5) в астенолитах;

2) внедрение по глубинным расколам ультраосновных-основных-плагиогранитных магм и формирование флюидизированных интрузий под воздействием мантийного флюидного потока, обогащенного благородными металлами (КнАи >300);

3) образование флюидизированных рудоносных магматитов через промежуточные очаги-камеры на глубинах 20-5 км при подтоке глубинных флюидов, обусловливающих сульфу-ризацию, ферритизацию, хлоридизацию-фторидизацию и дальнейшую дифференциацию мантийных базальтоидных магм;

4) становление при фиксации серы сульфидоносных, слабо обогащенных(тг 1 () г> 5мас. %) золотом, платиноидами, редкими металлами (В1, Те, 8е, Мо, W, Ые, МЬ, Та, Р.З.Э.) ультрама-фит-мафитовых тел;

5) контаминация магм коровым материалом при внутрикоровом диапиризме и насыщении их сероносными, карбонильно-роданистыми, хлоридно-фторидными металлоносными флюидами и формирование малых интрузий, серий даек габбро-плагиогранитной, сиенит-гранитной формаций и метасоматитов альбитит-калишпатит-скарново-грейзен-пропилит-бе-резит-лиственит-аргиллизитовых формаций;

6) насыщение тел образующихся метасоматитов кварцем и сульфидами, сопровождавшееся концентрированием ЭПГ, Аи, ЕЕ в определенных зонах рудно-метасоматической колонны: 1г, Ов, Ли, Мо, Эп, в нижней, а Р^ Рс1, Шг, Аи, Мо, В1, Те, Эе, Сс1, Т1, Ие (большая часть) в ее средней и верхней частях в грейзенах-березитах-лиственитах-аргиллизитах с сульфидами.

Расчеты объемного баланса вещества показали, что метасоматоз обеспечивал лишь 30-40 % общего количества Аи, ЭПГ, КЕ в рудных телах. Основная часть этих металлов привносилась в зоны локализации руд глубинными гидротермами, отлагавшими их на окислительных барьерах.

Последовательность геологических и геохимических событий при формировании месторождений представляется следующая [3]:

Мантийный Становле- Зелено- Внедре- Оливи- Иа-К Пропи- Березити- Окварцева-

метасоматоз ние базит- камен- ние габ- низа- метасо- лити- зация, ние, суль-

глубинного гипербази- ное пе- бро-гша- ция матоз зация листвени- фидюация

вещества товых рерож- гиогра- сер- вулка- тизация, альбитатов,

интрузий дение нитных, пенти- нитов грейзени- калишпати-

базитов габбро- нитов зация, ар- тов, грейзе-

и сер- сиенит- гиллиза- нов, листве-

пенти- гранит- ция маг- нитов-бере-

низация ных матитов, зитов, ар-

гиперба- интру- углеро- гиллизитов,

зитов зий дистых сланцев сланцев углеродистых

КнДи=0,5-0,6 КнЛи= 1,2-2,7 1-0,9 1,7-5,6 0,7-0,8 0,8-0,6 К„°5=0,5 0,9-0,8 0,8 3-300 36-410 >300 >1050

Итак, комплексные золото-платиноидно-редкометалльные месторождения размещаются в орогенно-рифтогенных структурах разного возраста на площадях активного проявления палеодиапиризма и мантийно-корового метасоматизма.

Разломная тектоника, базит-гипербазит-плагиогранитный, диорит-гранодиорит-гра-нитный, щелочно-гранитный интрузивный магматизм, сопровождающий метасоматизм, контролирующие оруденение, активно проявились в орогенной и особенно в рифтогенной геодинамических обстановках. Глубинные разломы рифтогенного типа, проникая в мантию, дренировали ее и способствовали транспорту глубинного вещества в верхние слои земной коры. Различные типы магматитов, метасоматитов и комплексных руд формировались в начальный, незавершенный и завершенный этапы рифтогенеза. В этом направлении намечается эволюция магматизма от основного-ультраосновного через андезитовый к щелочно-крем-

некислому, а также сопровождающего разнотипного метасоматизма и комплексного орудене-ния.

Рудоносные геологические формации тяготеют к внутригеосинклинальным поднятиям, горсто-грабеновым структурам, к рифтогенным впадинам, прогибам, зонам разломов на участках тектоно-гидротермального разуплотнения вмещающих пород.

В рудно-метасоматических колоннах проявилась следующая зональность метасомати-тов и руд: внизу - скарны, щелочные метасоматиты, грейзены с вкрапленной золото-платино-идно-молибден-вольфрамовой минерализацией; в средней части - березиты, листвениты с штокверковой золото-платино-молибден-висмут-теллуридной минерализацией; вверху - листвениты, кварцево-жильные с золото-сульфидно-платино-палладиевой ассоциацией.

Платиновые металлы в золотых, сульфидных месторождениях выявляются в ранних скарновых (1-7,2 г/т РЦ, альбит-калишпатовых (0,1-1,3 г/т Р1;), в поздних грейзеновых, бере-зит-лиственитовых, аргиллизитовых метасоматитах (1-9,3 г/т Р-Ь) и особенно в мышьяково-сульфидных и висмут-теллуридных ассоциациях. Для них устанавливается ступенчато-последовательная природа накопления Аи, ЭПГ, КЕ в зонах рудолокализации в периоды седи-ментогенеза, метаморфизма, метасоматизма и рудоотложения: КнЭПГ изменяется от 0,5 до 410 и 9150 [3, 28]. Платиновые металлы находятся в рудах в форме самородных металлов, их сплавов, теллуридов, селенидов, мышьяково-сернистых соединений (до 20-30 %) и тонкодисперсных примесей (до 80%) в сульфидах, оксидах. Размер таких выделений составляет 0,01-0,1 и 0,1-9 мкм [3]. Такие ультратонкие выделения платиновых металлов, называемые кластерами, существенно затрудняют их диагностику и последующее извлечение из комплексных РУД-

Наиболее перспективными для обнаружения нетрадиционных золото-платиноидно-редкометалльных рудных объектов следует считать протерозой-фанерозойские орогенные, рифтогенные структуры и зоны тектономагматической активизации ранее консолидированных блоков земной коры с черносланцевыми горизонтами, в которых обнаруживаются габ-бро-плагиогранитные, диорит-гранодиорит-гранитные, щелочно-гранитные интрузии. Среди них имеются плюмазитовые редкометалльные граниты с повышенными фоновыми содержаниями Аи, Ag, Бп, Мо, Та, N1), В1, Те, Эе, Аз. Они отличаются широким проявлением ав-тометасоматических процессов альбитизации-калишпатизации-грейзенизации-березитиза-ции-аргиллизации с сопутствующим комплексным оруденением. Интрузивы с такими мине-ралого-геохимическими показателями распространены в Алтае-Саянском, Забайкальском, Верхоянском, Охотско-Чукотском, Камчатском, Уральском регионах России.

Геохимические причины совмещения различной рудной минерализации в комплексных месторождениях

Рассмотрим особенности распределения хлора и фтора в газово-жидких включениях в минералах руд, околорудных метасоматитов и в интрузивных биотитах разных типов комплексных рудных месторождений.

Состав и свойства газово-жидких, рассольных включений изучены в минералах золото-скарновых, жильно-штокверковых кварцево-золото-сульфидных, золото-порфировых, мед-но-молибден-порфировых, золото-берилл-колумбитовых, золото-серебряных месторождений протерозоя-фанерозоя. Были изучены включения в минералах скарнов, альбит-калишпатовых, грейзеновых, гумбеитовых, березит-лиственитовых, аргиллизитовых метасоматитов и руд различных типов месторождений методами двойных и тройных водных вытяжек, анализа газовой фазы, декрепитации, гомогенизации [25]. Были получены такие результаты.

Магнезиальные и известковые скарны с золотым оруденением характеризуются хло-ридно-гидрокарбонатно-натриево-кальциево-магниевым составом включений с соотношениями СГ:Г" 33:1 :» 200:1, Ка!:К' 1,8:1 ч- 5:1, С1-:НС03-:804-2=1:1:0- 7:10:1 и температурами гомогенизации расплавно-рассольных включений в минералах магнезиальных скарнов 830-570°С, а газово-жидких - 630-200°С в минералах магнезиальных и известковых скарнов. Жильные минералы золотых руд в скарнах имеют хлоридно-гидрокарбонатно-кальциево-на-триевый или хлоридно-еернисто-кальциево-натриевый состав газово-жидких включений, температуры гомогенизации и декрепитации 440-240°С с соотношениями С1:Р =31:1 и С1" :НС03-:804-2=1,5:1:1,1,Ма+:К+=1:8 + 6:1.

Продуктивные кварцы жильных, штокверковых золоторудных месторождений отличаются гидрокарбонатно-сернисто-хлоридно-натриево-кальциевым составом газово-жидких

включений с соотношениями С1-:Р-=233:1-600:1; СГ:НС03":804-2=1:1:1 -19:12:1 и 1,6:1:2,4; Ыа+:К+=1,2:1 - 6,6:1; температурами гомогенизации и декрепитации 420-110°С. Высокотемпературные околорудные актинолитовые метасоматиты имеют хлоридно-ги-

дрокарбонатно-натриево-магниевый состав включений с отношениями Ма':К'--2,6:1; СГ : Н СОа ^ 80.4 2 2:1:0 - 1,1:6,5:1, температуры гомогенизации 430-250°С. В гумбеитах состав включений отвечает гидрокарбонатно-сернисто-хлоридным, калиево-кальциевым типам с отношениями СГ:Р"=35:1; СГ:НС03":804-2=1:4,9:1,2; Ыа+:К+=1,2:1 и температурами 420-220°С. Березиты и листвениты всех изученных золотых месторождений характеризуются кальциево-калиево-гидрокарбонатно-хлоридно-сернистым составом растворов включений с

отношениями СГ:Р"=8,1 -110:1; СГ:НС03":804-2=1,2:1,3:1 - 3:20:1; Ыа+:К+=2,7:1 -1:1,3 и температурами гомогенизации и декрепитации от 360 до 180°С.

Золотоносные кварцы близповерхностных золото-халцедон-кварцевых месторождений в пропилитах, вторичных кварцитах, аргиллизитах имеют гидрокарбонатно-сернисто-калие-

во-кальциевый состав включений с отношениями Ыа+:К+=1,1:1 -5-3,5:1; СГ:НС03~:8042 =0:7:5 — 1:25:7 и температурами гомогенизации и декрепитации 220-30°С. Рудовмещающие пропилиты и кварциты обнаружили сернисто-хлоридно-гидрокарбонатный, магниево-калие-

во-натриевый состав включений с отношениями Ыа+:К+=4:1 — 5,5:1; СГ:НС03~:8042 =3:2:1 — 1:0:5 в пропилитах и от 1:1 до 1:6 и 0:3:1 — 0:0:1 в кварцитах и температуры гомогенизации 300-160°С.

В кварцитах медно-молибден-порфирового месторождения Кальмакыр в Узбекистане растворы включений имеют гидрокарбонатно-сернистый, натриево-кальциевый состав с отношениями Ка+:К+=3:1; СГ:Г"=300:1-170:1; СГ:НС03":804-2=1:2:1. Жильные кварцы золото-порфирового месторождения Каульды того же рудного поля характеризуются гидрокарбонатно-сернистым, кальциево-натриевым составом включений с отношениями Ш+:К+=1,4|1; СГ:Р" =30:1-7:1; СГ:НС03~:8042=1:7:2 и температурами гомогенизации и декрепитации 340-180°С.

Золотоносные альбититы и грейзены Кутурчинского золото-берилл-колумбитового месторождения Восточного Саяна показали хлоридно-фторидно-натриево-кальциевый состав растворов включений с отношениями Ыа+:К+=3,6:1 — 5:1; СГ:Р"=113:1 — 1,1:1; СГ:НС03":804"2 =1:6:1-113:1:12 и температуры гомогенизации 460-260°С. При этом неизмененные альбититы и грейзены обнаружили хлоридно-натриевый и гидрокарбонатно-фторидно-хлоридный, натрие-во-калиевый или фторидно-натриевый состав включений с отношениями Ыа :К =5:1 —1,3:1.; С1":Г=1Д:1-1:1,8; СГ:НС03":8042=2:4:1 -5:2:1 и температурами гомогенизации 480-280°С. Кварц-ортоклазовые метасоматиты имеют хлоридно-углекисло-калиевый состав включений в кварце, ортоклазе с отношениями Ыа+:К+=1,1:1н-5:3; Са+2:М^+2=2:1; СГ:Г"=5:1 - 25:1; СГ :НС03": Э04 2=1:3:0-1:10:1.

Полярографическими анализами в вытяжках из золотоносных кварцев определено золото в количествах 0,6 — 15.10-6 моль/л, а в золотоносных кальцитах - 31.10-6 моль/л. В околожильных березитах содержания Аи во включениях минералов составили 4,8.10-6 моль/л, а в гранат-пироксеновых ассоциациях золотоносных скарнов - 1,7.10-6 моль/л Аи.

Для более наглядного представления в составах газово-жидких включений в минералах

разных типов месторождений приведен график соотношений СГ к Р" (рис. 1). Анализ этого геохимического графика показал следующее.

Концентрации СГ и Г" в газово-жидких включениях минералов разных и одних и тех же рудных месторождений отличаются существенно. При этом наблюдается перекрытие полей отношений содержаний СГ и Г" для минералов руд, околорудных метасоматитов золото-скар-новых, кварцево-золоторудных, золото-медно-порфировых и медно-молибден-порфировых объектов. Лишь минералы золотоносных альбититов, калишпатитов и грейзенов Кутурчинского золото-редкометалльного (с Аи, Ве, №э, Та, Бп, Ъх) месторождения образовали на рисун-

Рис. 1. Соотношение ионов С1- к F газово-жидких включений в минералах скарнов (шпинель, фас-сайт, гранат, диопсид, геденбергит, везувиан, скаполит, волластонит), березитов, гумбеитов, альби-титов к&лишпатитов (кварц, карбонаты) золоторудных, золото-медно молибден порфировых, золо-то-берилл-колумбит-касситеритовых месторождений по данным водных вытяжек (по Коробейнико-ву, [25]).

I - жильно-штокверковые, вкрапленные золоторудные (с сопутствующей Bi, Те, W минерализацией) месторождения (Любавинское, Коммунаровское, Балахчинское, Константиновское, Ударное, Эльдорадинское, Чармитанское);

II - золото-скарновые месторождения (Олъховское, Медвежье, Тарданское);

III - золото-медно-порфировые месторождения (Каулъдинское);

IV - медно-молибденовое с Аи Калъмакырское месторождение;

V - золото-берилл-колумбит-касситеритовое Кутурчинское месторождение.

ке обособленное геохимическое поле С1-:Р- благодаря повышенному соотношению анионов С1-и F- в составе газово-жидких включений.

По данным исследований А.И.Гусева, Е.А.Гусева [29], В.М.Сотникова и А.П.Берзиной [30], А.П.Берзиной с соавторами [31] особенностей распределения С1 и F в составе биотитов гранитоидов золоторудных, золото-платиноидных и молибден-порфировых рудных полей Алтае-Саянской складчатой области, Забайкалья, станового хребта и Кураминского региона Тянь-Шаня [32] автором построены графики соотношений их концентраций, приведенные на рисунке 2.

Анализ построенных графиков показал следующее. Геохимические поля I, II и III соотношений С1 к F в биотитах золотоносных гранитоидов (плагиогранитов, гранодиоритов, тона-литов, монцонитов, сиенитов, лейкогранитов, сиенит-порфиров [29-31]) занимают резко обособленные площади по отношению к полю IV в гранит-порфирах, гранодиорит-порфирах, сиенит-порфирах медно-молибден-порфировых месторождений [30-32] на рисунке 2. Это подтверждает резко неоднородные распределения данных элементов-минерализаторов в интрузивных биотитах золоторудных и молибден-порфировых полей и месторождений. При этом соотношения С1 и F в биотитах кварцево-золоторудных и золото-скарновых месторождений образуют ареал совмещенных геохимических полей I, II и III на рисунке 2. Приведенные гра-

Рис. 2. Соотношение содержаний CluF в биотитах гранитоидов кварцево-золоторудных (поле I на графике), золото-скарновых (поле III), золоторудных проявлений Кураминского региона Тянь-Шаня (поле II); медно-молибден-порфировых (поле IV) месторождений Алтае-Саянской, Забайкальской складчатых областей [29-32].

Выделены геохимические поля соотношений С1 к F в биотитах гранитоидов Берикульского, Федоровского, Центрального, Зун-Холбинского кварцево-золоторудных (поле I); Натальевского, Майского, Тарданского, Синюхинского, Ольховского, Ульменского, Чойского, Караминского золото-скарновых полей (поле III) Алтае-Саянской области; золотоносных гранитоидов Кураминского региона (поле II)¡гранит порфиров, гранодиорит-порфиров, сиенит порфиров Сорского, Аксугского, Жирекенского, медно-молибден-порфировых месторождений Сибири и молибден-порфировых проявлений Станового хребта ( поле IV)[ 31 ].

фики показывают, что концентрации С1 и F в исходных расплавах и магматических флюидах, формировавших магматиты, были близкими и не превышали значений их соотношений от 1:3 до 4:1.

Лишь в биотитах лейкогранитов, сиенит-порфиров Сорского молибден-порфирового рудного поля соотношения C1:F в лейкогранитах, гранит- и сиенит-порфирах составили от 1:5 до 1:450, что существенно отличает их от биотитов интрузивных тел золоторудных полей. Тем самым подчеркивается различие концентраций хлора и фтора в исходных магмах и магматических флюидах золоторудных и молибден-порфировых полей.

А.Г.Владимиров с соавторами [33] показали, что содержание F резко преобладают над С1 в стеклах расплавных включений топазов и цирконов редкометалльных гранитов и онгони-тов: отношения F к С1 составили от 23:1 до 200:1. Приведенные данные подтверждают резкое преобладание фтора над хлором в расплавах и рассолах, формировавших редкометалльные месторождения Юго-Восточного Памира.

На рисунке 3 показаны соотношения содержаний С1 и F в биотитах рудоносных гранитоидов складчатых поясов Урала, Забайкалья, Средней Азии, США, Монголии по данным исследований В.Н.Холоднова, И.Н.Бушлякова [34]. Как видно из рисунка, гранитоиды, несущие скарново-магнетитовое (поле 1 на рис. 3), золото-кварцево-сульфидное (поле 2 на рис. 3), золото-медно-молибден-порфировое (поле 3), оловорудное (поле 4), бериллий-тантал-ниобие-вое, литиевое (поле 5) оруденение, образуют геохимические поля, существенно перекрывающиеся между собой по площадям на 50-20%. Это связано с тем, что минералообразующие по-слемагматические флюидные системы данных интрузий характеризовались повышенными и близкими концентрациями магматогенных анионов хлора и фтора. По соотношениям F и С1 в биотитах авторы выделили области их состава, характеризующие специализацию магмати-тов на различное эндогенное оруденение. При близких содержаниях С1 и F в минералообразу-ющих растворах формировались комплексные золото-магнетитовые или золото-касситерито-

вые, или золото-медно-молибден-порфировые, или золото-берилл-танталитовые рудные ассоциации в общих геологических структурах. Тем самым создавались предпосылки для возникновения в особых структурных обстановках комплексных месторождений с совмещенными разнотипными рудными ассоциациями золота, ЭПГ и редких металлов.

Итак, геохимические исследования показали, что совмещенные золото-платиноидно-редкометалль-ные ассоциации формируются при близком соотношении основных минерализаторов С1 и Р в рудообразую-щих растворах, что подтверждено изучением состава газово-жидких включений в минералах и содержаний С1 и Р в магматогенных биотитах различных металлоносных интрузий. Следовательно, геохимическими причинами образования нетрадиционных комплексных руд золота, платиновых и редких металлов следует считать определенные соотношения хлора, фтора, а также кар-бонилов, цианидов, сернистых соединений в послемагматических гидротермах. Значительный разброс соотношений С1-:Р- во флюидах од-

Рас. 3. Соотношение содержаний С1 и Р в биотитах с составом рудной минерализации в гранитоидных ассоциациях складчатых систем (Урала и др.), по данным В.В.Холоднова, И .Н .Бушлякова [34].

Выделены геохимические поля: 1 - позднеострово-дужные габбро-гранитные серии Урала со скарново-магне-титовым оруденением; 2 - тоналитгранодиоритовые плутоны окраинио-континентального пояса С1, специализированные на Аи-сульфидно-кварцевое оруденение; 3 -гранитоиды с Аи Си Мо порфировым оруденением (Урал, Кураминский хребет, Забайкалье, США и др.); 4 - гранитоиды с оловорудным оруденением (Забайкалье и др. регионы ); 5 - гранитоиды с Ве, Та, ЫЬ, Ы, ВЬ, Се и другим редко-метальным оруденением (Урал, Монголия, Забайкалье и др. регионы ).

них и тех же и разных типов месторождений обеспечивает перекрытие на графиках геохимических полей разных типов руд и магматитов. Именно флуктуация минералообразующих растворов приводит к возникновению переходных типов продуктивных минерализаций, т.е. комплексных руд в определенных структурных обстановках. Исследованиями автора показано, что комплексные золото-редкометалльные и золото-платиноидно-редкометалльные месторождения формировались при участии минералообразующих растворов, имевших соотношения С1-:Р- от 5:1 до 1,1:1. Напротив, собственно золоторудные объекты характеризуются отношениями С1-:Р- во флюидах от 5 до 110:1. В работах И.Н.Бушлякова, В.В.Холоднова показано, что по соотношениям С1 к Р в интрузивных биотитах выделяются геохимические поля габбро-плагиогранитных интрузий с золото-сульфидно-кварцевым, гранитоидных интрузий с золото-медно-молибден-порфировым, оловянным и бериллий-тантал-ниобий-литиевым оруденением. Однако эти геохимические поля С1 и Р на графиках существенно перекрываются, что свидетельствует о возможности формирования комплексных золото-редкометалльных руд послемагматическими флюидами. Близкие соотношения в биотитах гранитоидов С1 и Р в пределах от 1:1 до 1:30 свойственны для комплексных руд, а для биотитов гранитов собственно редкометалльных месторождений этот геохимический показатель должен превышать значения 1:30-1:60 и более.

ЛИТЕРАТУРА

1. Беневольский Б.И., Зубатарева Л.И., Мишиева Н.В. Благородные металлы в комплексных рудах зарубежных месторождений. М.: ВИЭМС, 1991. 47 с.

2. Орлов В.П. Минерально-сырьевой потенциал и геологическая служба России на пороге XXI века // Разведка и охрана недр. 1995. № 1. С. 3-5.

3. Коробейников А.Ф. Нетрадиционные комплексные золото-платиноидные месторождения складчатых поясов. Новосибирск: НИЦ ОИГГМ СО РАН, 1999. 237 с.

4. Лазько Е.Е., Серенко В.В. Перидотиты с зональными гранатами из кимберлитов Якутии: Свидетельство высокотемпературного глубинного метасоматоза и внутримантийного метасоматизма? // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1983. № 12. С. 41-53.

5. Рингвуд А.Э. Состав и петрология мантии Земли. М.: Недра, 1981. 584 с.

6. Рябчиков И.Д., Бетчер А.Л. Состав водных флюидов, равновесных с флогопитсодер-жащими мантийными парагенезисами при высоких давлениях и температурах // Изв. АН СССР. Серия геол. 1980. № 3. С. 56-61.

7. Anderson D.L. The derthe of mantle zeservoirs. Magmatic processes Physicochemical in Principles // The Geochemical Society, Special Publication 1 // Edly B.O. Musen, 1987. P.3-12.

8. Boettcher A.L., O'Neil J.R., Windom K.E. et. al. Metasomatism of the upper mantle and the genesis of kimberlites and alkalibasalts \\ Proc. 2-nd Internat. Kimberlite konf. 1979. V.P. 173-182.

9. Коробейников А.Ф. Золото в эндогенных процессах земной коры и мантии // Докл. АН СССР. 1988. Т. 299. № 5. С. 1233-1237.

10. Олейников Б.В., Коробейников А.Ф., Копылова А.Г. и др. Платина и палладий в металлической фазе земных базитов // Докл. РАН. 1999. Т. 364. № 1. С. 107-109.

11. Щербаков Ю.Г. Геохимия золоторудных месторождений в Кузнецком Алатау и Горном Алтае. Новосибирск: Наука, 1974. 280 с.

12. Green H.W., Gueguen Y. Origin of kimberlite pipes by diapiric upwelling in the upper mantle \\ Nature, 1974. V. 249. N 5458. P. 617-620.

13. Lloyd. F.E., Bailey D.K. Light element metasomatism of the continental mantle: the evidence and the conseguences // Phys. Chem. Earth. 1975. V. 9. P. 389-416.

14. Коробейников А.Ф. Фракционирование золота в магматическом расплаве при его кристаллизации // Докл. АН СССР. 1981. Т. 258. № 5. С. 1200-1204.

15. Рябчиков И.Д., Ефимов A.C., Кулигин В.М., Шилин Н.Л. Физико-химический анализ поведения золота в процессе дегазации кислых магм // Проблемы геохимии эндогенных процессов. Новосибирск: Наука, 1977. С. 14-18.

16. Коробейников А.Ф. Условия концентрации золота в палеозойских орогенах. Новосибирск: ИгиГ СО АН СССР. 1987. 177 с.

17. Олейников Б.В., Коробейников А.Ф., Чесноков В.Л. К геохимии золота в трапповых образованиях Восточной части Сибирской платформы // Геология и геохимия базитов Восточной части Сибирской платформы. М.: Наука, 1973. С. 105-119.

18. Олейников Б.В., Васильев Ю.Р., Коробейников А.Ф. и др. Золото в некоторых породах мантийного происхождения // Геология и геохимия базитов Восточной части Сибирской платформы. М.: Наука, 1973. С. 105-119.

19. Олейников Б.В., Копылова А.Г. Новый тип благороднометалльной минерализации в трапповых интрузивах севера Сибирской платформы // Отечеств, геология. 2000. № 5. С. 21-23.

20. Коробейников А.Ф. Мантийно-коровая модель формирования эндогенных месторождений золота // Геология, поиски и разведка месторождений полезных ископаемых. Иркутск: ИПИ, 1990. С. 29-40.

21. Коробейников А.Ф. Закономерности образования, размещения и прогнозная оценка нетрадиционных комплексных золото-платиноидных месторождений. Томск: Изд-е ТПУ, 1995. 88 с.

22. Коробейников А.Ф. Геолого-геохимическая модель нового нетрадиционного золото-платиноидного оруденения в черносланцевых горизонтах складчатых поясов // Известия Урал. гос. горно-геол. академии. Серия геология и геофизика. Екатеринбург, 1996. Вып. 2. С. 19-24.

23. Коробейников А.Ф. Геохимические критерии золотоносности контактовых метасо-матитов гранитоидных интрузий Сибири // Совет, геол. 1976. № 12. С. 37-50.

24. Коробейников А.Ф. Новый тип золотого оруденения в щелочных метасоматитах // Докл. АН СССР. 1981. Т. 260. № 1. С. 179-182.

25. Коробейников А.Ф. Состав и свойства минералообразующих растворов золоторудных месторождений Саяно-Алтайской складчатой области по включениям в минералах // Па-

раметры природного эндогенного рудообразования. Новосибирск: Наука, 1979. Ч. 2. С. 161-174. .

26. Альмухамедов А.И., Медведев А.Я. Геохимия серы в процессах эволюции магм. М.: Наука, 1982. 148 с.

27. Павлов A.JI. Термодинамика процессов сульфидизации в силикатных расплавах и проблемы сульфидного рудообразования. Новосибирск.: Наука, 1979. 80 с.

28. Коробейников А.Ф. Нетрадиционные золото-редкометалльные месторождения складчатых поясов: Условия образования и критерии прогнозирования. М.: Геоинформмарк,

1999. 72 с.

29. Гусев А.И., Гусев Е.А. Некоторые петрохимические особенности золотоносных гра-нитоидов Алтае-Саянской складчатой области // Руды и металлы. 2000. № 5. С. 25-32.

30. Сотников В.И., Берзина А.Н. Режим хлора и фтора в медно-молибденовых рудно-магматических системах. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 1993. 132 с.

31. Берзина А.П., Курода И., Сотников В.И., Берзина А.Н. Изотопный состав водорода магматических пород Mo- порфирового месторождения Сора (Кузнецкий Алатау) // Геол. и геофиз. 2000. Т. 41. № 6. С. 846-856.

32. Юсупов Р.Г. Геохимия пород интрузивного магматизма. Ташкент: Фан, Уз. СССР, 1983. 144 с.

33. Владимиров А.Г., Крук Н.Н., Чупин В.П. и др. Топаз-литионитовые граниты и он-гониты Базардаринского рудного района (Юго-Восточный Памир) // Геология и геофизика. 1991, №4. С. 40-48.

34. Холоднов В.В., Бушляков И.Н. Галогены в эндогенном рудообразовании - редкоме-талльные и золоторудные образования Урала и их металлогения. Екатеринбург: УрО РАН,

2000. С. 285-304.

COMPLEX GOLD-PLATINOID-RARE METAL DEPOSITS -RESERVE OF THE XXI CENTURY

A.F.Korobeinikov

At present day mono-metal gold, platinum or rare metal deposits are basic objects for noble and rare metal industry. But among ore deposits commercial complex deposits with gold-plati-noid-rare metal associations have been revealed. Such objects may introduce a significant contribution into raw material source development in the next century. To realize into practice the industrial potential of such non-traditional ore objects it seems to be necessary to develop and strengthen complex mineralogical, geochemical, and technological investigations.

УДК 553.065.2+553.411.071

КОНЦЕПЦИЯ МЕЗОТЕРМАЛЬНОГО РУДООБРАЗОВАНИЯ В ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНАХ СКЛАДЧАТЫХ СООРУЖЕНИЙ ЮЖНОЙ СИБИРИ

Кучеренко И.В.

О.бсуждаются вещественно-генетические и геологические критерии сходства и различий золотых месторождений, образованных в углеродистых сланцевых толщах и несланцевом субстрате. Доказывается магматогенное мезотермальное происхождение месторождений обеих совокупностей.

Введение

Результаты почти полувековых исследований металлоносности черных сланцев, образованных во временном интервале более двух млрд. лет, демонстрируют чрезвычайную сложность решения проблемы концентрирования благородных и сопутствующих металлов и образования в сланцевых толщах известных здесь крупных и уникальных месторождений золота.