Явление накопления фемофильных элементов в золотоносных березитах и базальтогенная концепция мезотермального рудообразования

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Изох А.Э., Шелепаев Р.А., Лавренчук А.В., Бородина Е.В., Егорова В.В., Васюкова Е.А., Гладкочуб Д.П. Разнообразие кем-бро-ордовикских ультрабазит-базитовых ассоциаций Центрально-Азиатского складчатого пояса как отражение процессов взаимодействия плюма и литосферной мантии // Геодина-мическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Матер. научного со-вещ. по Программе фундаментальных исследований. - Иркутск, 2005. - Т. 1. - С. 106-108.

2. Волохов И.В., Иванов В.М. Нижне-Дербинский габбро-пи-роксенит-перидотитовый интрузивный комплекс Восточного Саяна // Геология и геофизика. - 1964. - № 5. - С. 52-67.

3. Еханин А.Г., Филиппов Г.В., Аникеева А.Н. Особенности геологического строения и рудоносности Бурлакского ультраба-зит-базитового массива (Восточный Саян) // Известия вузов. Сер. Геология и разведка. - 1991. - Т. 9. - № 1. - С. 72-78.

4. Ariskin A.A., Frenkel M.Ya., Barmina G.S., Neilsen R.L. Comag-mat: a Fortran program to model magma differentiation processes // Computers and Geosciences. - 1993. - V. 19. - № 5. -P. 1155-1170.

5. Черкасова Т.Ю., Чернышов А.И. Петрохимические особенности расслоенных мафит-ультрамафитовых массивов нижне-дербинского комплекса (СЗ Восточного Саяна) // Вестник Томского государственного университета. - 2009. - № 324. -С. 390-394.

6. Holloway J.R., Burnham C.W Melting relations of basalt with equilibrium water pressure less than total pressure // J. Petrology. -1972.- V. 13. - № 3. - P. 1-29.

7. Соболев В.С., Соболев Н.В. О хроме и хромсодержащих минералах в глубинных ксенолитах кимберлитовых трубок // Геология рудных месторождений. - 1967. - № 2. - С. 18-37.

8. Пушкарев Е.В., Аникина Е.В., Гарути Дж., Заккарини Ф. Хром-платиновое оруденение Нижнетагильского типа на Урале: структурно-вещественная характеристика и проблема генезиса // Литосфера. - 2007. - № 3 - С. 28-65.

9. Бучко И.В. Минералого-геохимические особенности и природа расслоенных ультрабазит-базитов юго-восточного обрамления Сибирской платформы (на примере Веселкинского массива): автореф. дис. ... к.г.-м.н. - Благовещенск, 1999. - 24 с.

10. Бучко И.В., Зимин С.С., Октябрьский Р.А. Эволюция состава рудных минералов в процессе становления Веселкинского ультрабазит-базитового массива Среднего Приамурья // Записки Всесоюзного минералогического общества. - 2000. -№ 4. - С. 29-36.

11. Формирование расслоенных интрузивов и связанного с ними оруденения / под ред. Е.В. Шаркова. - М.: Научный мир, 2006. - 368 с.

12. Бучко И.В., Изох А.Э., Носырев М.Ю. Сульфидная минерализация ультрабазит-базитов Станового мегаблока // Тихоокеанская геология. - 2002. - Т 21. - № 4. - С. 56-68.

13. Платиноносность ультрабазит-базитовых комплексов Юга Сибири / под ред. В.И. Богнибова, А.П. Кривенко, А.Э. Изоха и др. - Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «ГЕО», 1995. -151 с.

Поступила 01.06.2010г.

УДК 553.411.071:550.42

ЯВЛЕНИЕ НАКОПЛЕНИЯ ФЕМОФИЛЬНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ В ЗОЛОТОНОСНЫХ БЕРЕЗИТАХ И БАЗАЛЬТОГЕННАЯ КОНЦЕПЦИЯ МЕЗОТЕРМАЛЬНОГО РУДООБРАЗОВАНИЯ

И.В. Кучеренко, Р.Ю. Гаврилов

Томский политехнический университет E-mail: Kucherenko.o@sibmail.com

Обобщены данные о контрастных аномалиях химических элементов фемофильной специализации (P, Ti, Mg, Fe, Ca, Mn) в бе-резитах тыловых зон околорудных метасоматических ореолов трех мезотермальных месторождений золота: Ирокиндинского, Кедровского (Северное Забайкалье), Чертово Корыто (Патомское нагорье). Обсуждаются и обосновываются представления о высокой миграционной способности титана и фосфора на начальных стадиях мезотермальных рудообразующих процессов, о геолого-генетической однородности месторождений золота, образованных в кристаллическом и черносланцевом субстрате, о генерации щелочных восстановленных металлоносных растворов в магматических очагах аномальной мантии. Подтверждается вывод, согласно которому мезотермальные золотые месторождения образуются в результате функционирования флюидно-магматических золотопродуцирующих систем на позднем базальтоидном этапе становления антидромных гранит-диорит-долери-товых магматических комплексов.

Ключевые слова:

Фемофильные элементы, аномалии, березиты, золотые месторождения, базальтогенная концепция рудообразования.

Key words:

Femic elements, anomalies, beresites, gold deposits, basaltogenetic conception of ore forming.

Введение

В результате изучения пространственно-временных соотношений золоторудных жил Бери-кульского месторождения (Кузнецкий Алатау) с производными магматизма и дифференциации здесь многочисленных поздних умеренно-щелоч-

ных базитовых даек на дорудные, внутрирудные и позднерудные (послерудные) совокупности возникло предположение о генерации металлоносных растворов в очагах базальтовых расплавов, поступление которых в область рудообразования чередовалось с поступлением растворов [1]. Это предпо-

ложение актуализировало целесообразность поисков вещественных следов функционирования мантийных растворов, оставленных, возможно, при рудообразовании в рудах и сопровождающих метасоматитах и подтверждающих связи мантийных источников растворов и металлов с верхнеко-ровыми блоками - формирующимися месторождениями при посредничестве глубинных разломов, которые, как известно, контролируют размещение мезотермальных месторождений золота.

Открытие контрастных аномалий химических элементов фемофильной специализации (P, Ti, Mg) в апоультраметаморфитовых околожильных бере-зитах Ирокиндинского золоторудного месторождения в ближнем (до 1,5 км) обрамлении Ирокин-динского разлома - восточного шва Келянской зоны глубинных разломов [2] оправдало ожидания. Снижение концентраций этих элементов до клар-ковых уровней по мере удаления от разлома в сочетании со снижением содержания титана в метасо-матическом пирите березитов, запасов золота в жилах при отсутствии признаков выноса золота и фемофильных элементов из окружающих и вмещающих руды и околорудные метасоматические ореолы пород квалифицирует Келянскую зону глубинных разломов как раствороподводящий канал, по которому металлоносные растворы поступали в область рудообразования [2, 3].

В дальнейшем контрастные приразломные аномалии фемофильных элементов с коэффициентом концентрации до 10...11 обнаружены в апоультраметаморфитовых и апочерносланцевых околоруд-ных золотоносных березитах, рудах и амфибол-биотитовых и биотитовых метасоматитах, образованных во внутрирудных дайках умеренно щелочных долеритов, в Кедровском золоторудном месторождении, в апочерносланцевых золотоносных бе-резитах месторождений Чертово Корыто [3, 4] и Каралонского [5].

Наряду с этим, существуют мезотермальные золоторудные месторождения, например, в горноскладчатых сооружениях Южной Сибири (Бери-кульское, Холбинское и другие), однородные с упомянутыми по геолого-генетическим показателям [6, 7], в которых поиски аномалий обсуждаемых элементов не увенчались успехом.

Обнаружение и опубликование новых фактов, раскрывающих комплексный состав (P, Ti, Mg, Fe, Ca, Mn) аномалий элементов фемофильной ассоциации и расширяющих знания в области петрохи-мии околорудного метасоматизма и мезотермаль-ного рудообразования, со времени первой публикации [2] не сопровождалось их обсуждением, которого они, как представляется, вполне заслуживают. Заслуживают обсуждения следующие вопросы. 1) Как можно объяснить устойчивое накопление в околорудных метасоматических, геохимических ореолах и рудах мезотермальных месторождений золота целой компании элементов известной ориентации, в том числе в таком классическом сочетании как Ti и P? 2) В какой степени эти факты впи-

сываются и вписываются ли в существующие гранитогенную, метаморфогенную, полигенную, базальтогенную концепции образования золотых месторождений в кристаллическом субстрате и в черносланцевых толщах? 3) Как с позиций полувекового, обновленного недавно [8], противопоставления месторождений золота, залегающих в кристаллическом субстрате, с одной стороны, и в мощных толщах черных сланцев, с другой, объяснить накопление с равной эффективностью всей шестерки элементов в ореолах и рудах тех и других месторождений, если они по мнению многих генетически разнородны? 4) Почему аномалии фемофильных элементов, в отличие от поступающих с растворами калия, углекислоты, серы обнаружены не во всех мезотермальных золотых месторождениях?

В статье обобщены приведенные в публикациях разных лет данные об аномалиях элементов фем-офильной ассоциации в мезотермальных золотых месторождениях Северного Забайкалья и Патом-ского нагорья - Ирокиндинском, Кедровском, Чертово Корыто, и обсуждаются сформулированные выше вопросы, ответы на которые призваны конкретизировать существующие представления о геолого-генетической сущности мезотермального рудообразования в приложении к золоту.

1. Краткий очерк геологического строения

месторождений

Золоторудные сульфидно-карбонатно-кварцевые жилы Ирокиндинского месторождения залегают на юго-западной окраине Муйского выступа архейского фундамента Сибирской платформы, сложенного полосчатыми ортогнейсами, кальцифира-ми, амфиболитами, мигматитами, гранитами миг-матитовой выплавки. Пласты, «слои» и «слойки» ультраметаморфических пород мощностью от мм до десятков м многообразно чередуются в разрезе и образуют многопорядковую до плойчатости складчатость. Жильные трещины-разломы сколового типа протяженностью до многих сотен м оперяют в лежачем боку крутопадающий (700) Ирокиндин-ский разлом - восточный шов Келянской зоны глубинных разломов, отделяющей на западе Муй-ский выступ от протерозойского обрамления.

В Кедровском месторождении рудовмещающая протерозойская кедровская толща углеродистых терригенных сланцев в висячем восточном боку Тулдуньской зоны глубинных разломов, отделяющей Муйский выступ на востоке, образует субме-ридиональную антиклинальную складку с размахом крыльев 5...6 км и падением их под умеренными (40...50°) углами. В центральной части месторождения в восточном крыле складки в позднем палеозое образована локальная, протяженностью по широте до 4 км, по меридиану до 10 км зрелая очагово-купольная постройка, сложенная согласной сланцам «пластиной» гранодиоритов, кварцевых диоритов в обрамлении мигматитов, далее биотитовых плагиогнейсов, постепенно переходящих в черные сланцы. Золоторудные сульфидно-

карбонатно-кварцевые жилы выполняют межслое-вые швы кедровской толщи и залегают в породах очагово-купольной постройки. Кроме жил, известны слабо золотоносные согласные сланцам минерализованные зоны, сложенные светло-серыми бе-резитами с прожилково-вкрапленной сульфиднокварцевой минерализацией.

Мощная (до 150 м), протяженная (1300 м при ширине до 500 м) залежь жильно-прожилково-вкрапленных сульфидно-кварцевых руд месторождения Чертово Корыто выполняет зону разуплотнения в раннепротерозойской толще углеродистых терригенных биотитовых полевошпат-кварцевых сланцев михайловской свиты. Рудная залежь вытянута вдоль крутопадающего (60°) взброса северосеверо-западного (350°) простирания, оперяющего Амандракский глубинный разлом, полого (до 20°) погружается на запад-юго-запад от взброса в его висячем боку. В центральной части месторождения залежь согласна стратификации толщи, на севере и юге пересекает её. Руда сложена метасоматитами с обильной вкрапленностью сульфидов, в кварцевых жилах и прожилках сосредоточена основная масса золота при эпизодической незначительной вкрапленности сульфидов.

В числе наиболее распространенных сульфидов в рудах Ирокиндинского и Кедровского месторождений присутствуют пирит, галенит, сфалерит, халькопирит, блеклая руда с существенно подчиненным участием пирротина, арсенопирита и других минералов, в рудах месторождения Чертово Корыто - пирит, пирротин, арсенопирит при незначительной примеси галенита, сфалерита, халькопирита и других [4, 6]. Околорудные метасома-титы и руды образованы в температурном диапазоне 500...50 °С в позднепалеозойскую эпоху (Иро-киндинское, Кедровское месторождения) [6]. Возраст месторождения Чертово Корыто пока неизвестен.

2. Методика исследования

Для решения поставленной задачи отбирались серии проб горных пород массой 1,5...2,0 кг на разных участках месторождений.

Каждая серия (метасоматическая колонка) включает до 5-10, иногда более проб, представляющих исходную породу одного вида вне или в подзоне слабого изменения внешней зоны около-жильного метасоматического ореола и в каждой его минералого-петрохимической зоне.

Петрохимические пересчеты выполнены по объемно-атомному методу, расчеты баланса петро-генных элементов - посредством сравнения числа их атомов в стандартном объеме 10 000 А3 исходных пород и метасоматитов. Разница в числе атомов в стандартном объеме между метасоматитами, с одной стороны, и исходными породами, с другой, соотносилась с числом атомов в соответствующем объеме исходных пород и выражена в %.

Чтобы сгладить вариации химических составов исходных и метасоматически измененных пород

каждого вида посредством их усреднения и получить наиболее корректные сравнительные результаты, сформированы выборки из анализов нескольких - многих проб: каждая выборка объединяет пробы, отобранные в породах одного вида в каждой минералого-петрохимической зоне околоруд-ных метасоматических ореолов (табл. 1, 2).

О значимости полученных межвидовых и межзональных различий средних содержаний петро-генных элементов можно судить по следующим фактам. Во-первых, величина выноса некоторых элементов с относительно высокими содержаниями (81, А1, более 10 мас. %) достигает десятков ... многих десятков % (табл. 2) при стандартном отклонении содержаний в исходных породах не более 6 %. Во-вторых, величины привноса остальных элементов достигают сотен ... многих сотен % и даже превышают 1000 % при стандартном отклонении содержаний в исходных породах, например, Иро-киндинского месторождения (табл. 1), как правило, не превышающем 50 %, редко 100 %, чаще -намного меньшем. В-третьих, во всех метасоматических колонках, представляющих ультраметамор-фические породы со значительными вариациями и магматические породы с несущественными колебаниями химических составов повторяется единообразное «поведение» петрогенных элементов.

Все это означает, что метасоматиты не только наследуют химические составы исходных пород с присущими им особенностями их вариаций, но реально теряют часть вещества или, наоборот, обогащаются им в соответствии с приведенными результатами расчетов (табл. 2).

3. Минералого-петрохимические черты

околорудных метасоматических ореолов

Во всех месторождениях образованы крупнообъемные метасоматические ореолы с повторяющейся минералого-петрохимической зональностью.

В структуре ореолов золоторудные жилы занимают осевое положение в обрамлении полнопро-явленных метасоматитов. По мере удаления от жил интенсивность метасоматических преобразований пород ослабевает вплоть до полного исчезновения эпигенетических минералов этапа околорудного метасоматизма. Мощность наиболее крупнообъемной внешней зоны околорудных ореолов в составе подзон слабого, умеренного, интенсивного изменения (до 10, 10...20, 20...30 об. % новообразованных минералов) достигает многих сотен м, промежуточной хлоритовой (эпидот-хлоритовой) зоны - многих десятков м, альбитовой - первых м, внутренней - 1,0...1,5 м.

В месторождении Чертово Корыто апосланце-вый метасоматический ореол вмещает рудную залежь и сравнительно с ней занимает больший объем. Лишь в западном направлении снижение степени насыщенности пород кварцевыми жилами, прожилками и сульфидной вкрапленностью, а в итоге выклинивание рудной залежи сопровождается ос-

Таблица 1. Химические составы горных пород Ирокиндинского месторождения

Компо- ненты I II III IV V VI

X s X s X s X s X X s

SiO2 61,16 4,09 52,71 5,30 34,09 6,07 73,18 1,98 46,50 69,16 0,22

AI2O3 16,30 1,93 13,27 1,59 8,93 1,38 14,13 1,05 15,96 15,28 0,14

K2O 2,91 2,20 1,43 1,02 1,15 0,50 3,92 1,25 1,60 3,78 0,03

Na2O 2,78 0,64 1,88 1,02 1,59 0,82 3,32 0,76 2,70 4,37 0,08

S* 0,03 0,04 0,14 0,24 0,03 0,04 0,03 0,04 0,10 0,04 0,01

CO2 0,45 0,35 4,06 2,49 16,16 4,27 0,13 0,16 1,81 0,36 0,10

CaO 4,28 1,83 17,58 5,77 30,76 4,74 1,85 0,50 10,10 2,02 0,23

MgO 2,69 1,21 2,04 0,85 1,63 0,75 0,45 0,14 10,80 1,06 0,22

O D l_l_ 5,37 2,10 3,46 1,21 3,14 0,86 1,43 0,69 7,95 1,53 0,19

Fe2O3 1,65 1,12 1,79 0,80 1,31 0,58 0,57 0,28 1,77 0,52 0,21

TiO2 0,77 0,25 0,60 0,15 0,46 0,09 0,21 0,13 0,98 0,22 0,00

MnO 0,07 0,03 0,14 0,06 0,11 0,05 0,03 0,04 0,19 0,08 0,01

P2O5 0,20 0,28 0,17 0,07 0,11 0,04 0,02 0,02 0,09 0,08 0,01

H2O+ 1,33 0,81 0,51 0,54 0,31 0,51 0,31 0,18 0,19 0,64 0,10

h 99,98 99,78 99,82 99,57 100,74 99,14

Примечание. 1) Пробы отобраны за пределами (в нулевой зоне) и в подзоне слабого изменения внешней зоны околожильных метасоматических ореолов. 2) Названия пород (в скобках число проб): I - альмандин-двуслюдяной гнейс (23); II - альмандин-диопсид-двуполевошпатовый гнейс (32); III - кальцифир (19); IV - гранит мигматитовой выплавки (7); V - амфиболит (1); VI -фельзитовый микрогранит-порфир (5). 3) Б* - сера сульфидная. 4) х - среднее арифметическое содержание, 5 - стандартное отклонение содержаний. 5) Полные химические силикатные анализы горных пород выполнены в Центральной лаборатории ПГО «Запсибгеология» (г. Новокузнецк) под руководством И.А. Дубровской.

лаблением интенсивности гидротермальных изменений сланцев. Здесь на окраине наиболее крупнообъемной (мощностью до многих сотен метров) вмещающей основную массу золото-сульфиднокварцевых жильно-прожилково-вкрапленных руд углеродистой зоны сохранены локальные останцы метаморфических сланцев с амфибол-биотитовой ассоциацией предшествующего околорудному метасоматизму регионального метаморфизма. Свойственная околожильным ореолам более тыловая хлоритовая зона здесь разделена на две - углеродистую хлоритовую (углеродистую) с бесструктурным керогеном отчасти эпигенетического происхождения состава от антрацита до кокса [4], и собственно хлоритовую мощностью до 10 м, в которой керо-ген окислен и/или перемещен в прожилки. Слагающие эту зону породы осветлены. Тыловая аль-битовая и внутренняя зоны мощностью соответственно до 3,0 и 1,0 м не содержат керогена, сложены светло-серыми метасоматитами соответственно с альбитом и без него, и многократно чередуются в разрезе метасоматического ореола с другими минеральными зонами.

Эпигенетические минеральные ассоциации, образованные на этапе метасоматизма, повторяются во всех вмещающих руды горных породах обсуждаемых месторождений, а смена их в объеме ореолов определяет порядок минеральной зональности. Полный набор минеральных видов и разновидностей с незначительными их вариациями свойствен внешней зоне ореолов и включает кварц, серицит, лейкоксен, рутил, сульфиды (пирит), кальцит, М§^е'-хлориты (рипидолит, дела-фоссит и др.), эпизодически М§^е-карбонаты, цо-изит, актинолит-тремолит, в черных сланцах ча-

стично эпигенетический кероген, в кедровской толще представленный графитом, в михайловской - антрацитом-коксом [2-7, 9]. В более тыловой хлоритовой, в том числе в углеродистой хлоритовой зоне исчезает актинолит и тремолит, а при отсутствии их биотит, пироксен, амфибол исходных пород. Хлоритовая (эпидот-хлоритовая) зона сменяется альбитовой, в которой отсутствуют хлориты и эпидот. Внутренняя зона не содержит альбит и сложена лепидогранобластовым мелкозернистым агрегатом кварца, серицита, магнезиальножелезистых карбонатов (анкерита ± доломита ± сидерита) с примесью лейкоксена, рутила, апатита, сульфидов. Содержания каждого из первых трех минералов варьируют в пределах нескольких десятков %. В апокальцифировых метасоматитах аль-битовой и внутренней зон присутствует новообразованный кероген - тонкая эмульсионная его вкрапленность в «скелетных» кристаллах частично сохранившегося кальцита, образованная в результате диссоциации карбоната и восстановления окисленного углерода до атомарного состояния [6]. В результате апокальцифировый лиственит в отличие от березита приобретает черный цвет.

Уменьшение числа минеральных видов и разновидностей сопровождается нарастанием общей массы минеральных новообразований в направлении к внутренней границе каждой минеральной зоны и от одной минеральной зоны к другой. Одновременно изменяются минералы переменного состава. В эпидот-хлоритовой зоне, например, можно проследить постепенное замещение цоизи-та эпидотом, количество которого вблизи внутренней границы зоны лавинообразно нарастает и цои-зит здесь полностью замещен. Кальцит внешней

зоны в тыловых зонах сменяется доломитом, анкеритом, иногда с примесью сидерита, брейнерита, а общая масса карбонатов в тыловой зоне достигает 60...70 % от массы породы.

Перечисленные особенности метасоматиче-ских пород приобретаются ими в условиях реализации концентрационно-диффузионного механизма массопереноса при околотрещинном гидротер-

Таблица 2. Баланс (вынос, привнос, в %) петрогенных элементов в зональных околорудных метасоматических ореолах мез-отермальных золотых месторождений южной Сибири

Минеральная зона, подзона Химические элементы А

Б1 А1 К № Б* Со Са Мд Ре2+ Ре3+ П Р Мп

1. Месторождение Ирокинда 1.1. Гранит мигматитовой выплавки, AR

Ву(5) 0 0 -10 -10 + 20 20 0 0 10 10 50 -60 1,2

Ви(6) 0 0 -10 0 + 220 70 30 30 70 20 110 0 3,1

Х (9) -10 10 -40 40 0 500 70 60 0 60 -10 210 -50 6,9

А (8) 0 0 -20 -10 + 870 10 60 20 50 70 250 10 4,5

Вн(7) -10 10 20 -90 + 2400 200 220 100 230 250 650 30 18,8

1.2. Фельзитовый микрогранит-порфир, PZ3

Х(4) -10 10 10 0 -60 140 120 180 170 60 280 190 210 12,6

А(6) -30 10 70 -50 20 300 240 330 330 80 500 310 330 27,0

Вн(6) -30 20 160 -90 1900 390 350 390 210 450 520 230 360 36,8

2. Кедровское месторождение 2.1. Альмандин-двуслюдяной плагиогнейс, PZ3

Ву(1) -2 2,8 66 -55 -49 -48 -14 10 44 37 -12 143 -27 7,0

Х(1) -4 8,4 14 -21 160 -27 36 -48 22 35 10 68 -35 6,0

Вн(1) -48 -46 27 -96 2140 1330 716 439 65 61 98 653 42 45,0

2.2. Кварцевый диорит, гранодиорит, PZ3

Х(16) 0 0 0 0 1010 940 0 0 0 -10 0 0 10 4,0

А(6) -10 -10 20 -10 3170 2070 30 50 60 -30 90 50 40 12,0

Вн(1) -50 -20 40 -80 4270 4700 220 240 170 320 170 160 240 41,0

Углеродистые полевошпат-кварцевые сланцы кедровской свиты, PR2 2.3. Метаалевропесчаник

А(1) -17 4,9 248 -34 + 1905 33 1053 282 340 82 300 374 18,0

Вн(1) -39 8,8 445 -93 + 6913 880 1781 447 125 73 672 347 43,0

3. Месторождение Чертово Корыто Углеродистые полевошпат-кварцевые сланцы михайловской свиты, PR1 3.1. Крупнозернистый метаалевролит

У(2) 0 0 0 -10 -30 -10 50 20 0 30 10 0 0 2,9

Х(8) -20 -30 -30 -70 120 1400 1180 100 70 10 540 840 560 29,7

Вн(1) -40 -30 -10 -90 0 2800 1920 170 30 -90 570 900 2110 43,4

3.2. Мелкозернистый метапесчаник

У(1) 0 0 -30 80 180 40 30 10 0 -20 30 -30 100 3,5

У(3) 0 10 -20 10 130 100 80 120 30 70 20 0 150 6,5

Х(6) -40 0 -20 -70 430 1910 1400 330 160 30 820 890 1750 34,9

Вн(1) -30 -10 -10 -90 10 1980 1260 260 110 180 790 870 3620 32,5

3.3. Разнозернистый метапесчаник

У(1) 0 0 70 -70 1130 10 -40 110 60 90 30 -50 0 7,94

Х(4) -30 -10 0 -85 1640 1370 510 420 240 80 840 450 600 31,4

Вн(1) -50 -30 -10 -90 6570 3180 1300 690 250 490 490 640 4600 55,6

Примечание. 1) Минеральные зоны и подзоны околорудных метасоматических ореолов: Ву, Ви - подзоны умеренного и интенсивного изменения внешней зоны, У, Х, А, Вн - соответственно углеродистая, хлоритовая, альбитовая, внутренняя зоны. 2) Б" -сера сульфидная, Со - углерод окисленный (карбонатный), + - привнос Б при содержании ее в исходной породе ниже предела чувствительности анализа. 3) В скобках - число проб, участвующих в расчете средних. 4) А - удельная масса перемещенного (привнесенного и вынесенного) вещества в % к массе вещества исходных пород в стандартном геометрическом объеме 10000 А3. 5) Полные химические силикатные анализы горных пород выполнены в Центральной лаборатории производственного геологического объединения «Запсибгеология» и в Западно-Сибирском испытательном центре (г. Новокузнецк) под руководством И.А. Дубровской и Г.Н. Юминовой.

мальном метасоматизме, доказательства которого приведены в [9].

Изменения минерального состава пород соотносятся с изменениями их химического состава (табл. 2).

Количественный показатель интенсивности метасоматических преобразований пород - удельная масса перемещенного вещества нарастает от первых % во внешней зоне до десятков % во внутренней. Очевидно, что во внешней зоне относительно слабых изменений на его величину оказывает существенное влияние степень неравномерности распределения содержания химических элементов: в апогранитном ореоле она значительно меньше, чем в апогнейсовых. Напротив, во внутренней зоне химический состав исходных пород в результате метасоматизма существенно обновляется вследствие выноса кремния до половины его массы и почти полного выноса натрия, в некоторых ореолах частичного выноса алюминия, и поступления в ореолы с растворами восстановленной серы, углекислоты, отчасти калия, фиксируемая в сериците масса которого зависит от содержания элемента в исходных породах: она тем больше, чем ниже его содержание [9]. Восстановленная сера обеспечивает образование сульфидов.

Приведены типовые петрохимические черты метасоматического процесса березитового профиля. С учетом минерального состава метасоматических пород околорудные метасоматические ореолы принадлежат к березитовой формации в тыловых зонах в сочетании с пропилитовой формацией в периферийных.

Остальные петрогенные химические элементы (Ca, Mg, Fe, Ti, P, Mn) устойчиво накапливаются преимущественно в тыловых зонах, причем их масса возрастает по мере усиления метасоматических преобразований - от альбитовой к тыловой бере-зитовой зонам. Ca, Mg, Fe, Mn фиксируются в карбонатах, которые в существенно кварцевых углеродистых терригенных сланцах кедровской и михайловской свит, например, на 60...70 % заменяют кварц. Дополнительные массы Mg, Fe участвуют в составе хлоритов, Fe - в эпидоте, Ti - в лейкоксе-не и рутиле, P - в апатите. Случаи существенного снижения содержаний некоторых петрогенных элементов в промежуточной хлоритовой, углеродистой зонах ореолов эпизодичны и вследствие их редкости не характерны.

4. Обсуждение результатов и выводы

Согласно полученным результатам [9], миграция поступивших с металлоносными растворами соединений происходит из трещинных растворов в поровые с последовательным снижением их концентраций в формирующихся метасоматитах по мере удаления от разломов-трещин. Существенное обогащение внутренних зон околорудных метасо-матических ореолов фемофильными элементами, в том числе титаном и фосфором, согласуется с этим выводом и при отсутствии в околорудном про-

странстве устойчивых областей их выноса свидетельствует о поступлении значительных масс элементов извне и о высокой их миграционной способности, поддерживаемой щелочным режимом металлоносных растворов. Щелочной режим ранних растворов доказывается массовым растворением в породах кварца и подготовкой пространства в существенно кварцевых терригенных сланцах для отложения карбонатов. Последующее отложение извлеченного из пород кремнезема в жилах в форме кварца возможно в случае инверсии щелочного режима растворов в кислотный, которая, следовательно, в согласии с приведенным фактом происходила уже в ходе гидротермального рудообразующего процесса, но не всегда. В других случаях сохранность в березитах характеристических по крупным размерам, форме, распределению и другим признакам зерен кварца исходных пород среди мелкозернистых агрегатов эпигенетических минералов этапа метасоматизма служит указанием на кислотный режим растворов с начала гидротермального рудообразующего процесса.

Вместе с тем, факты восстановления окисленного углерода диссоциировавших карбонатов исходных пород до атомарного состояния (графита), но окисления поступавшего и отложенного в мета-соматитах титана в форме рутила и лейкоксена характеризуют смену окислительно-восстановительных режимов растворов в объеме, возможно, одной их порции, пульсационный режим поступления которых в блоки рудообразования доказывается фактами, приведенными в [6].

Особый интерес в ассоциации обсуждаемых элементов представляет пара титан-фосфор, в геохимическом и металлогеническом аспектах элементы-спутники в эндогенных процессах, но не обнаруживающие химического сродства и не образующие совместных аномальных концентраций в экзогенных условиях. Известно, что они характеризуют петрохимическое своеобразие только ульт-раосновных, основных и производных из них щелочных расплавов, образуя при их дифференциации или в генетической связи с ними промышленные месторождения апатит-титаномагнети-товых (Волковское, Ковдорское) и нефелин-апати-товых с существенной примесью сфена (Хибинское) руд. Представляются поэтому маловероятными источниками этой неразлучной в золотоносных березитах пары и других элементов фемофильной специализации породы осадочной оболочки и ультраметаморфического (сиалического) субстрата земной коры, равно как и коровые расплавы среднего и кислого составов.

В реконструкции геологической обусловленности явления обогащения комплексом фемофиль-ных элементов околорудных золотоносных берези-тов и руд и в оценке вероятных их источников учитываются наблюдаемые в мезотермальных золотых месторождениях с большей или меньшей полнотой пространственно-временные структурные соотношения руд и магматических пород с признаками

термического воздействия поздних производных на ранние [6].

В ареалах образования наиболее полно проявленных комплексов ранние гранитоиды с отвечающими мантийным меткам ^г/^г-отношения-ми сменяются дайками диоритов, а последние -дайками умеренно щелочных базальтоидов (доле-ритов) многих генераций. Среди последних диагностированы дорудные, внутрирудные, позднерудные (послерудные). Особую ценность для реконструкции представляют первые две совокупности долеритов.

Послегранитные дорудные дайки часто сопровождаются золоторудными жилами, березитизиро-ваны, пропилитизированы, но в «останцах» свежих или слабо измененных пород последним свойствен стабильный отвечающий базитам минералого-хи-мический состав, в том числе в тех случаях, когда дайки и руды залегают в телах ранних гранитоидов. Это означает, что к моменту внедрения ранних порций базальтовых расплавов, но до внедрения ранних порций металлоносных растворов гранито-идных расплавов уже не существовало, в противном случае неизбежное смешение тех и других расплавов обеспечило бы образование даек пестрого состава, чего не наблюдается.

Внутрирудные массивные дайки долеритов имеют спаянные контакты с вмещающими породами и обычно преобразованы в метасоматиты, сложенные на 70...90 % новообразованными минералами при том, что даже в экзоконтактах их вмещающие породы остаются свежими или слабо изменены. Многие дайки метасоматитов обогащены фемофильными элементами и металлами, в том числе золотом - до десятков мг/т. Отсюда следует, что во время рудообразования дайки долеритов в соответствии с известным физическим эффектом [10] служили тепловыми флюидопроводниками, в горячем состоянии, в отличие от холодных даек, аккумулировавшими потоки (струи) поднимавшихся металлоносных растворов. Приобретая дополнительное тепло еще горячих даек, металлоносные растворы создавали в дайках относительно высокотемпературные минералы - роговую обманку и биотит, не встречающиеся в средне-низкотемпературных околорудных березитах и пропилитах. Содержание этих минералов, особенно биотита, достигает нескольких десятков %.

Из приведенных фактов выводятся три следствия. Во-первых, гидротермальные рудообразующие процессы функционируют одновременно с функционированием базальтовых магматических очагов; расплавы и растворы из очагов генерации поступают в верхние горизонты земной коры и в одни и те же локальные ее объемы, в которых пространственно совмещены дайки и руды, по одним и тем же каналам - глубинным разломам. Во-вто-рьа, инъекции базальтовых расплавов и металлоносных растворов чередуются во времени. Вслед за очередной порцией расплавов поступает порция растворов через промежуток времени, в течение

которого застывшие расплавы не успевают полностью остыть и свежеобразованные еще горячие дайки способны быть флюидопроводниками. В-третьих, роговая обманка и биотит, присутствующие в аподайковых метасоматитах совместно или порознь, служат типоморфными признаками внутрирудного возраста долеритовых даек.

Все составляющие гранит-диорит-долеритового магматического комплекса с пространственно совмещенными и сопряженными во времени с ним рудами выявлены в Кедровском месторождении. Гранитоиды здесь, как отмечалось, слагают ядро очагово-купольной постройки в обрамлении мигматитов и гнейсов, а среди поздних долеритов наиболее многочисленны биотитизированные внутрирудные генерации [3, 6]. В месторождении Чертово Корыто среди углеродистых сланцев залегают внутрируд-ные дайки биотитизированных и амфиболизиро-ванных долеритов, в Ирокиндинском месторождении ранние составляющие комплекса представлены мощными дорудными дайками фельзитовых микрогранит-порфиров, сменяемыми дорудными дайками диоритовых парфиритов, а среди долери-тов пока обнаружены позднерудные дайки.

Описанные явления в полной мере присущи уникальному золоторудному месторождению Сухой Лог, апочерносланцевые околорудные геохимические ореолы которого содержат в повышенных концентрациях помимо прочих магний, титан, а голубой и розовый апатит участвует даже в составе золотоносных кварцевых жил [11]. Месторождение залегает в региональном поясе ранних даек кислого состава аг-лан-янского и поздних базитовых даек кадали-бу-туинского комплексов. Долеритовые дайки последнего насыщают рудоконтролирующий Кадали-Сухо-ложский разлом, в обрамлении которого образована главная рудная залежь месторождения. Ранее здесь выделены дайки долеритов дожильные и послежиль-ные [12]. Те и другие превращены в метасоматиты пропилитового профиля. Послежильные дайки содержат эпигенетические биотит (до 40 об. %), роговую обманку, апатит, лейкоксен, рутил и другие минералы. Аподолеритовые внутридайковые метасоматиты обогащены фосфором (до 0,74 мас. % Р205), магнием (до 16,65 мас. % М§0), золотом (до 11 мг/т). 8ш-№ радиологический возраст даек составляет 312+59 млн л [13] и близок к КЬ-8г радиологическому возрасту руд - 315 млн л [14].

Обогащение рудовмещающих апочерносланце-вых метасоматитов титаном отмечено в Советском месторождении (Енисейский кряж) [15]. Известные здесь базитовые дайки преобразованы в мета-соматиты, содержащие эпигенетические минеральные ассоциации гидротермального этапа в составе хлоритов, эпидота, талька, антигорита, акти-нолит-тремолита, карбонатов, сульфидов, биотита

и, как и околорудные метасоматиты - пропилиты и березиты (без биотита), обогащены титаном, магнием, фосфором, золотом [16].

Обогащены титаном околорудные метасоматиты и руды, образованные в разнообразных породах,

в золотых месторождениях Колар [17], Мангалуру [18] в Индии, Коннемарра и Кэтлин в Западной Австралии [19], Обуаси в Гане [20], ванадийсодержащим мусковитом - Калгурли в Западной Австралии [21], в ассоциации с рутилом - Хемло в Канаде [22], роскоэлитом - Эльдорадо в Калифорнии [23], роскоэлитом и рутилом - Крипль Крик в Колорадо [24]. Эти фрагментарные сведения, раскрывающие накопление при рудообразовании од-ного-двух фемофильных элементов из более представительной их совокупности, тем не менее подчеркивают распространение явления.

В дополнение к приведенным выше данным подчеркнем, что изучение геологической истории металлов в различных породах, в том числе в толщах углеродистых терригенных сланцев, показало отсутствие областей выноса их в околорудном пространстве и в обрамлении месторождений, в том числе крупных, напротив - обогащение металлами околорудных метасоматических ореолов на этапах рудообразования [5, 7].

В свою очередь, накопленные в золотых месторождениях факты взаимно дополняют друг друга и обеспечивают, как представляется, безальтернативную реконструкцию геолого-генетической сущности рудообразующих процессов в кристаллическом субстрате и в толщах углеродистых терри-генных сланцев в рамках и на основе базальтогенной концепции. Ни в одну из трех остальных известных концепций приведенные факты не вписываются, а потому для их обоснования не привлекаются и не обсуждаются. Гранитогенная, метамор-фогенная, полигенная концепции более декларируются, чем доказываются.

Согласно реконструкции, обсуждаемые месторождения принадлежат к совокупности мезотер-мальных и представляют составные части золото-

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Кучеренко И.В., Грибанов А.П. Взаимоотношения дайковых образований с золоторудными кварцевыми жилами в Бери-кульском рудном поле // Известия Томского политехнического института. - 1968. - Т. 134. - С. 153-158.

2. Кучеренко И.В. О фосфор-магний-титановой специализации золотоносных березитов // Доклады АН СССР. - 1987. -Т. 293. - № 2. - С. 443-447.

3. Кучеренко И.В. Теоретические и прикладные аспекты изучения геохимии титана, фосфора, магния в мезотермальных золотых месторождениях. Ч. 1 // Известия Томского политехнического университета. - 2004. - Т. 307. - № 2. - С. 49-55.

4. Кучеренко И.В., Гаврилов Р.Ю., Мартыненко В.Г., Верхо-зин А.В. Новые данные о фемофильной специализации золотоносных березитов // Известия Томского политехнического университета. - 2009. - Т. 315. - № 1. - С. 26-29.

5. Кучеренко И.В. К методике формирования выборок для расчета статистических параметров распределения и баланса химических элементов в околорудном пространстве гидротермальных месторождений золота // Известия Томского политехнического университета. - 2005. - Т. 308. - № 2. - С. 23-30.

6. Кучеренко И.В. Концепция мезотермального рудообразования в золоторудных районах складчатых сооружений южной Сибири // Известия Томского политехнического университета. -2001. - Т. 304. - № 1. - С. 182-197.

продуцирующих гранит-диорит-долеритовых

флюидно-магматических комплексов. На позднем этапе становления комплексов тектоно-магмати-ческие процессы инициируют функционирование рудообразующих систем, объединяющих глубинные (мантийные) очаги генерирующих металлоносные растворы умеренно щелочных базальтовых расплавов, глубинные разломы - каналы доставки расплавов и растворов в верхние горизонты земной коры, растворов - до уровней погружения грунтовых вод, на которых формируются физико-химические и термодинамические барьеры. Смешение горячих металлоносных растворов и холодных грунтовых вод обуславливает нарушение химического равновесия в образующихся смесях и, как следствие, массовое отложение рудного вещества.

Тот факт, что явление накопления ассоциации фемофильных элементов в рудах и околорудных ореолах обнаружено пока в весьма ограниченном числе мезотермальных месторождений золота и, в основном, на фрагментарном уровне, может быть обусловлен несколькими причинами: малыми размерами аномалий и приуроченностью их только к ближнему обрамлению раствороподводящих глубинных разломов, недостаточной доступностью многих слабо вскрытых месторождений, разными условиями накопления (экстракции) элементов в очагах генерации металлоносных растворов. Последняя версия представляется предпочтительной. Вместе с тем, очевидна теоретическая и прикладная [3] значимость явления и, следовательно, целесообразность дальнейшего его изучения в гидротермальных месторождениях золота и других металлов.

Работа выполнена при финансовой поддержке Федерального агентства по образованию. ФЦП «Научные и научно-педагогические кадры инновационной России на 2009-2013 годы». Гос. контракт № П238 от 23.04.2010 г.

7. Кучеренко И.В. Петролого-геохимические свидетельства гео-лого-генетической однородности гидротермальных месторождений золота, образованных в черносланцевом и несланцевом субстрате // Известия Томского политехнического университета. - 2007. - Т. 311. - № 1. - С. 25-35.

8. Laverov N., Chernyshev J., Chugaev A., et al. Geochronology and the Pb, Sr and Nd isotope signatures for crustal source of the Sukhoi Log highland, Russia // International Geological Congress. MRD-04 Giant ore deposits: 6-14 aug. 2008. - Oslo, 2008. - MRD -04217P 2010. URL: www.33igc.org (дата обращения: 07.05.2010).

9. Кучеренко И.В. Эмпирические свидетельства концентрационнодиффузионного механизма массопереноса в процессах околотре-щинного гидротермального метасоматизма // Известия Томского политехнического университета. - 2010. - Т 316. - № 1. - С. 9-15.

10. Рундквист Д.В. О влиянии распределения температур горных пород на процессы метасоматического гидротермального ми-нералообразования // Записки Всесоюзн. минералогич. об-ва. - 1966. - Ч. 95. - Вып. 5. - С. 509-525.

11. Намолов Е.А., Чиркова В.М. Типоморфные ассоциации и региональная минеральная зональность золото-кварцевых жил Бодайбинского рудного района // Геология и полезные ископаемые Восточной Сибири: Тез. докл. регион. научной конф. -Иркутск: Иркутский гос. ун-т, 1986. - С. 62-63.

12. Кондратенко А.К., Шер С.Д. Метасоматические изменения жильных пород в Ленской золотоносной области и их возмож-

ное значение с точки зрения золотоносности // Вопросы геологии месторождений золота и золотоносных районов. - М.: ЦНИГРИ, 1968. - С. 312-314.

13. Рундквист И.К., Бобров В.А., Смирнова Т.Н. и др. Этапы формирования Бодайбинского золоторудного района // Геология рудных месторождений. - 1992. - Т 34. - № 6. - С. 3-15.

14. Лаверов Н.П., Прокофьев В.Ю., Дистлер В.В. и др. Новые данные об условиях рудоотложения и составе рудообразующих флюидов золото-платинового месторождения Сухой Лог // Доклады РАН. - 2000. - Т. 371. - № 1. - С. 88-92.

15. Русинова О.В., Русинов В.Л., Абрамов С.С. и др. Околорудные изменения пород и физико-химические условия формирования золото-кварцевого месторождения Советского (Енисейский кряж) // Геология рудных месторождений. - 1999. -Т. 41. - № 4. - С. 308-328.

16. Кучеренко И.В. Пространственно-временные и петрохимиче-ские критерии связи образования золотого оруденения с глубинным магматизмом // Известия АН СССР. Сер. геологич. -1990. - № 10. - С. 78-91.

17. Генкин А.Д., Сафонов Ю.Г., Боронихин В.А. и др. Новые данные по минералогии и геохимии золоторудного поля Колар, Индия // Геология и полезные ископаемые древних платформ. - М.: Наука, 1984. - С. 83-89.

18. Ugarkar A.G., Tenginkai S.G. Gold-quarts sulfide reefs of Mangalu-ru, Gulbarga district, Karnataka // Current Science. - 1988. -V. 57. - № 3. - P. 143-145.

19. Eggo A.J., Doepel M.G. Discrimination between altered and unaltered rocks at the Connemarra and Kathleen Au deposits, Western Australia // Journal of Geochemistry Exploration. - 1989. - V. 31. -№ 3. - P. 237-252.

20. Yao Y., Robb L.J. Gold mineralization in Paleoproterozoic granitoids at Obuasi, Ashanti region, Ghana: Ore geology, geochemistry and fluid characteristics // South Africa Journal Geology. - 2000. -V. 103. - № 3-4. - P. 255-278.

21. Nickel E.H., Grey J.E. A vanadium-rich mineral assemblage associated with the gold telluride ore at Kalgoorlie, Western Australia // Кристаллохимия минералов: Материалы 13-го Конгресса Международной минералогической ассоциации (ММА), Варна, 19-25 сентября 1982 г. - София, 1986. - Р 899-908.

22. Harris D.C. The diverse mineralogy of the Hemlo Gold Deposit, Hemlo, Ontario // 14th General Meeting International Mineral Association, Stanford, California, 13-18 July, 1986 year: Abstract Programma. - Washington, 1986. - P. 120.

23. Post J.L., Barnett J.L. Roscoelite type locality, El Dorado County California // California Geology. - 1985. - V. 38. - № 5. -P. 99-103.

24. Thompson T.B., Trippel A.D., Dwelley PC. Mineralized veins and breccias of the Cripple Creek district, Colorado // Economic Geology. - 1985. - V. 80. - № 6. - P. 1669-1688.

Поступила 07.05.2010г.

УДК 553.411

КОСМОСТРУКТУРНЫЕ МОДЕЛИ ЗОЛОТОРУДНЫХ ОБЪЕКТОВ ЗАПАДНОЙ КАЛБЫ

Ю.С. Ананьев, А.А. Поцелуев, В.Г. Житков

Томский политехнический университет E-mail: AnanyevYS@ignd.tpu.ru

Изучены космоструктуры Западно-Калбинской металлогенической зоны по материалам разномасштабных мультиспектральных космических систем Modis, Landsat и радиолокационной съемки SRTM. Показана связь известных золоторудных полей с очаговыми структурами. Установлено, что в пределах рудных полей, месторождения и рудопроявления закономерно размещаются относительно линейных и кольцевых структур, что позволяет рассматривать их в качестве прогнозно-поисковых критериев участков перспективных на выявление золотого оруденения ранга рудное поле - месторождение.

Ключевые слова:

Западная Калба, золоторудные объекты, космоматериалы, линейные структуры, кольцевые структуры, очаговые структуры.

Key words:

Western Kalba, gold ore objects, cosmic materials, linear structures, ring structures, focal structures.

Введение

В последнее время в практике геолого-съемоч-ных и поисковых работ все шире стали применяться материалы мультиспектральных космических съемок. Бесспорно, что они обладают рядом преимуществ, таких как обзорность, объективность и метричность, естественная генерализация, повышенная глубинность, высокая информативность, экспрессность и низкая стоимость работ [1, 2]. Их применение весьма актуально как на новых малоизученных площадях, так и в известных горнорудных районах, детально изученных наземными методами.

Западно-Калбинская металлогеническая зона Зайсанской складчатой системы вмещает 18 золоторудных полей (Миалинское, Костобе-Эспин-ское, Кызыловское, Алайгырское, Акжальское, Кара-Чоко, Боко-Васильевское, Баладжальское, Джумбинское, Лайлинское, Кулуджунское, Суздальское и др.), расположенных в поперечно-диагональных структурах II порядка одноименного складчато-рифтогенного пояса (рис. 1). Известные рудные поля объединяются в три структурно-морфологические группы: 1) рудные поля с жильнокварцевым и штокверковыми типами руд в терри-генных, вулканогенных и карбонатных толщах