
Главная	В.И.Старостин	Б.А.Соколов	В.А.Садовничий	Л.Н.Когарко	Ф.А.Летников	Н.С.Уайт	Б.А.Дороговин
Содержание	Н.К.Курбанов	Ю.М.Пущаровский	В.И.Старостин	А.Д.Щеглов	В.И.Старостин	Д.И.Горжевский	В.М.Григорьев
В.В.Авдонин	Н.Н.Шатагин	В.И.Старостин	В.П.Федорчук	В.Г.Грачева	В.Т.Трофимов	А.М.Городницкий	И.Губерман
В.С.Высоцкий	А.Н.Ильин	Л.Ф.Борисенко	Л.М.Лебедев	Т.Ю.Тверитинова	Б.Е.Боруцкий	И.Сидоров	Ю.Б.Лавренев
Д.И.Павлов	М.А.Садиков	М.Б.Гохберг	Ю.И.Петров	В.В.Яснош	Ю.М.Баженов	В.Г.Лешков	И.Ф.Романович
В.В.Марченко	В.М.Григорьев	Доклады...	Дипломанты...	Студенты...

Курбанов Намик Курбан-Оглы - доктор геолого-минералогических наук, профессор, Почетный разведчик недр, действительный член Международной академии минеральных ресурсов и Российской академии естественных наук, член Международной академии по генезису рудных месторождений.
Выпускник кафедры полезных ископаемых Геологоразведочного факультета МГУ (1954г.) и защитил кандидатскую диссертацию в 1962г. С 1954г.-1963г. - младший научный сотрудник ЦНИГРИ, в 1958-4960г.г. техрук группы по контракту в ОСР (Сирия и Египет), в 1969г.-82г. зав. сектором, а затем Кавказской лабораторией ЦНИГРИ, в 1982-1986г.г. зав. отделом золота Юга СССР; в 1986-1994 зав. отделом золота (СССР, а затем РФ); с 1994-1999 зав. отделом рудоносных терригенных комплексов; с 1999г.Гл. научный сотрудник отдела прогноза и поисков цветных металлов.
Автор более 260 опубликованных работ (из них 27 монографических) по металлогении, закономерностям размещения и условиям образования цветных и благородных металлов, системы их моделей, методам прогноза и поисков.

Н.К.Курбанов

ПОЛИГЕННО-ПОЛИХРОННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЗОЛОТА.
(ТЕКСТ ДОКЛАДА НА СМИРНОВСКИХ ЧТЕНИЯХ 25 ЯНВАРЯ 1999Г.)

Современный уровень изученности металлогении золота в различных провинциях мира свидетельствует о том, что, в отличии от давних традиций трактовки происхождения золоторудных месторождений исключительно как эпигенетичных гидротермальных систем, все больше исследователей относят их к сложным полигенно-полихронным образованиям, формирование которых нередко может охватывать длительные интервалы времени - от этапов накопления вмещающих вулканогенно-осадочных комплексов, до этапов коллизий и постколлизионной тектоно-магматической активизации (1-23).
В этой связи наблюдающиеся крайние разнообразия типов золоторудных месторождений, геологических обстановок их формирования отражается прежде всего в столь же большом многообразии критериев прогноза и поисков и систем моделей - геолого-генетических, геолого-поисковых, морфоструктурных, параметрических и др.
При этом выявляются определенные соответствия различных моделей рудообразования стадиям эволюции определенной рудно-энергетической системы и условиям, ее становления в различных типах золотоносных провинций; устанавливаются предполагаемые источники рудного вещества, условия транзита и механизм рудоотложения, и особенно признаки участия в рудообразовании экзогенных и эндогенных процессов (6, 10).
Последние разработки по моделированию месторождений цветных и благородных металлов (5, 6, 7, 8, 11) во многом определили предлагаемый принципам систематики золоторудных месторождений для целей прогноза и поисков.
В основу этой систематики (12, 13, 16) положены особенности геотектонической позиции и установленные или предполагаемые формы связей определенных типов золотого оруденения с группами продуктивных на золото геологических формаций, а также с рудоконтролирующими структурами и режимами их развития. При этом совокупности рудоносных структурно-вещественных парагенезисов, в региональном плане давно учитываются в качестве структурно-формационных комплексов золотоносных металлогенических зон, а более дробные единицы металлогенического районирования определяются локальными структурами, литолого-фациальными и петрологическими особенностями рудовмещающих и продуктивных геологических формаций (таблица ╧ 1).
В соответствии с разработками ЦНИГРИ (5-9, 19, 20) продуктивные геологические формации по функциям подразделяются на: рудоносные, нередко одновременно являющиеся и рудовмещающими; рудогенерирующие, с которыми оруденение имеет прямые генетические ("материнские") связи; рудообразующие (нередко несущие рудомобилизующие или регенерирующие функции), для которых эти связи обычно трактуются как парагенетические. Для золота также весьма важно учитывать рудопрофилирующие формации, чаще всего слагающие нижний структурный ярус. Они во многом обуславливают геохимические особенности и сульфидность оруденения и иногда несут "донорные" функции.
Принятое соответствие и на практике подтвержденное геолого-промышленных типов определенным золоторудным формациям (или их совокупностям) позволяет путем установления формационной принадлежности оруденения прогнозировать закономерности его локализации. Внутри каждого геолого-промышленного типа месторождения, помимо вещественного состава (или совокупностей продуктов различных рудных формаций), объединяются также общностью наиболее характерных для них морфологических особенностей рудных тел.

Главнейшие формационные и геолого-промышленные типы
золоторудных месторождений фанерозоя и позднего докембрия.
Таблица 1.

Семейства формационно родственных месторождений (формационные типы)

Золоторудные формации (геолого-промышленные типы месторождений)

Минеральные комплексы, продуктивные парагенетические ассоциации

Региональные генотипы

1

2

3

4

Полиметально-золотые плутоногенно-гидротермальные эпиэвгеосинклинальных орогенов и областей ТМА с развитием гранитоидного магматизма в базитовом субстрате

Золото-полисульфидно-кварцевый - жилы, штокверки, мегаштокверки в различных вмещающих породах. Руды фабричные, рядовые и богатые

Золото-скарновый - приконтактовые залежи и линзы в карбонатных или базальтоидных породах. Существенно силикатные, нередко комплексные (с медью, вольфрамом, железом) богатые руды с усложненной схемой обогащения

Золото-порфировый - зоны прожилково-вкрапленной минерлизации и мегаштокверки в умеренно кислых гранитоидах рудогенерирующих формаций. Руды рядовые и убогие

Сульфидно-кварцевый с полиметаллической, сульфоантимонитовой, блеклорудной и другими продуктивн. ассоциациями, с минералами теллура и висмута.

Ранний известково-силикатный и магнетито-сульфидный; поздний продуктивный кварц-сульфидный

Ранний полевошпатовых (альбит, калишпат) метасоматитов; продуктивные кварц-арсенопиритовый или полисульфидный с висмутом и редкометальной минерализацией

Березовско-Kочкарьский (Средний Урал), Cтепнякский (Северный Казахстан), Берикульский (Западная Сибирь), Дарасунский Восточное Забайкалье

Синюхинский (Западная Сибирь), Калиостровский (Кузнецкий Алатау)

Васильковский (Северный Казахстан), Юбилейнинский (Южный Урал)

Золото-серебряные вулканогенно-гидротермальные субаэральных вулкано-плутонических поясов и континентальных рифтовых систем поздних стадий ТМА

Золото-адуляр-кварцевый - жилы, штокверки, мегаштокверки в наземны вулканитах базальтоидно-андезитового состава в континентальных молассовых толщах рифтогенных впадин. Руды легко обогатимые (бонанцевые)

Золото-серебро-адуляр-кварцевый в наземных вулканитах андезит-риолитового состава. Руды, богатые бонанцевые

Золото-аргиллизитовый (золотоносные вторичные кварциты, аргиллизиты и адуляризиты) - метасоматические залежи вкрапленных руд в пропилитизированных вулканитах

То же, в чехле активизированной древней платформы

Кварц-халцедон-(карбонат) √ адуляровый; поздние ассоциации с минералами теллура

Кварц-халцедон-адуляровый или родонит родохрозитовы; поздние ассоциации с минералами серебра, селена, теллура

Кварц-каолинит-адуляровый с алунитом и вкрапленностью золотоносных сульфидов (пирит, марказит)

Балейский (Восточное Забайкалье), Агинский (Камчатка)

Хаканджинский, Дукатский (Магаданская область)
Белогорский (Приморье), Куранахский (Центральный Алдан)

Экзогенно-эндогенные золото-углеродистого формационного типа в терригенных комплексах эв-, мио-, мезогеосинклинклинальных складчатых систем, перикратонных прогибов, авлакогенов и складчатых чехлов срединных массивов

Золото-(мышьяковистый)-сульфидный - зоны прожилково-вкрапленной минерализации в углеродисто-терригенных (■черносланцевых■) формациях с развитием базит-гипербазитового магматиз-ма. Руды рядовые с тонкодисперсным золотом с усложненной схемой обогащения

Золото-кварцевый малосульфидный - жилы, жильные зоны в складчатых терригенных комплексах областей со скрытым или удаленным гранитоидным магматизмом. Руды рядовые и богатые, со ⌠свободным■ золотом

Золото-(антимонит)-кварцевый - ⌠альпийские жилы■ в амагматических терригенных комплексах провинций сиалического профиля, служащие источником питания богатых россыпей

Золото-мышьякoво-ртутно-кварц-джаспероидный (или без джаспероидов) в терригенно-кремнисто-карбонатных комплексах основания молодых вулкано-плутонических периконтинентальных поясов (или без них)

Ранний продуктивный золотоносных сульфидов (арсенопирит, мышьяковистый пирит); поздний сульфидно-кварцевый с сульфидами полиметаллов, блеклыми рудами и ⌠свободным■ золотом

Малосульфидно (пирит, арсенопирит)- кварцевый, иногда с развитием поздних ассоциаций с минералами висмута

Комплекс молочно-белого кварца со свободны, нередко с крупным золотом, иногда с развитием поздней продуктивной антимонит-кварцевой ассоциации

Ранний золото-арсенопирит-сурмяный; поздний золото-сульфидно-кварц-киноварный с джаспероидами

Бакырчикский (Восточный Казахстан), Даугызтауский (Южный Тянь-Шань), Mайский (Чукотка)

Соврудниковский (Северный Енисей), Мурунтауский (Кызылкумы), Каральвеемский (Чукотка)

Бодайбинский, Колымский, Сарылахский (Якутия)

Невадийские тренды (Карлинский и др. в США); Юго-восточный Китай; восточное обрамление Сибирского кратона и др.

Исходя из вышесказанного, каждый геолого-промышленный тип золоторудных месторождений по существу соответствует формационно-промышленному, представляя собой сочетание типов руд и морфологической категории рудных тел с формационной принадлежностью оруденения. Такой подход позволяет обосновать опережающий прогноз возможной масштабности оруденения как при разведке рудных полей, так и при оценке металлогенического потенциала рудных районов.
Объединение нескольких такого рода комплексных (по формационным совокупностям) промышленных типов золотого оруденения (иногда резко различающихся по составу и морфологии рудных тел) в единое семейство формационно-родственных месторождений основано на тех особенностях геологических условий рудообразования, которые позволяют считать эти типы производными единого рудно-энергетического процесса, характерного для той или иной тектоно-магматической обстановки. Этот процесс и отражающие его развитие элементы рудоносных структурно-вещественных парагенезисов принято объединять под названием рудно-магматической системы (10).
Поскольку для золотого оруденения значение магматизма не всегда устанавливается с достаточной достоверностью, а также в связи с участием в рудообразовании других энергетических факторов принятое нами понятие "рудно-энергетическая система" является более универсальным, применимым для всех типов месторождений золота. Это согласуется так же с классификациями медных и полиметаллических месторождений, в которых такие общеизвестные понятия, как колчеданная или медно-порфировая формация, возведены в более высокий ранг формационных семейств. Более же дробные формационные подтипы, такие как медно-колчеданная, колчеданно-полиметаллическая, медно-молибден-порфировая формации, как и в принятой нами для золота таксономической шкале, по существу соответствуют геолого-промышленному типу (Таблица ╧1).
Не менее важно в анализе формирования полигенно-полихронных золоторудных месторождений установление соответствия групп месторождений, продуцируемых единой рудно-энергетической системой такой классификационной единице, как гетерогенные рудно-формационные типы или семейства золоторудных формаций. Наконец, с нашей точки зрения весьма важным для систематики рассматриваемых групп (или семейств) полингенно-полихронных месторождений выявленные автором (7, 8) и другими исследователями участие в их формировании более поздних рудно-энергетических систем, обусловивших процессы регенерации и формировании конвергентного ряда месторождений (8), которые заключаются в ремобилизации золота как из вмещающих пород, так и более ранних гетерогенных рудных скоплений под влиянием элизионно-катагенетического, динамотермально-метаморфического и плутоногенно-метаморфического процессов. В этой связи нами, в процессе геотектонического развития золотоносных провинций и смены эндогенных режимов земной коры, выделены три золотоносные рудно-энергетические системы: экзогенно-эндогенная, вулканогенная и плутоногенная. Различная роль этих систем в отличающихся по тектономагматическому развитию металлогенических провинций с точки зрения автора, во многом предопределили различия трех рудно-формационных (геолого-промышленных) семейств (или групп), являющихся определяющими в образовании основных полигенно-полихронных золоторудных месторождений, отраженных в таблице ╧1.
Рассмотрим особенности формирования полигенно-полихронных месторождений указанных трех основных рудно-формационных (геолого-промышленных) семейств.

I.
Особенности формирования семейства полигенно-полихронных
золоторудных месторождений в углеродисто-
вулканогенно-карбонатно-терригенных комплексах.

Золотые и золото-серебряные месторождения, локализованные в вулканогенно-терригенных и карбонатно-терригенных комплексах подвижных поясов земной коры, играют ведущую роль в мировых запасах (до 60-70%) и добыче золота (более 50%), охватывая громадный интервал времени от Pt до Mz. Они принадлежат к обширному экзогенно-эндогенному классу полигенно-полихронных месторождений, образующих конвергентный ряд - от осадочных и гидротермально-осадочных до гидротермально-плутоногенно-метаморфогенных (6-9). При этом установлено, что роль диа-катагенетических и ортопара-гидротермальных процессов при их формировании для различных по геологическому строению провинций и рудных районов была не одинаковой. Вариации сочетания полигенных руд с подкоровыми и смешанными подкорово-коровыми источниками рудного вещества, приводят к формированию трех главных рудно-формационных (геолого-промышленных) типов месторождений: золото-сульфидных прожилково-вкрапленных, золото-кварц-сульфидных вкрапленно-прожилково-жильных и золото-кварцевых жильно-штокверковых, с их золото-серебряными, золото-сурьмяно-ртутными разностями (Таблица ╧ 1). Рассматриваемые типы месторождений приурочены к линейным мезогеосинклиналям (с редуцированным инициальным базальтоидным магматизмом) и преимущественно амагматичным миогеосинклиналям. Последние, в зависимости от положения в мегаструктуре подвижного пояса, образуют вертикальные или латеральные ряды структурно-формационных и металлогенических зон (7, 19).
Металлогенические провинции с вертикальной последовательностью зон характерны для интеркратонных и эпикратонных подвижных поясов, формирующихся в процессе интенсивной деструкции и спрединга континентальной коры, а также основания подвижных окраин вулкано-плутонических поясов. На возникших в зоне спрединга трогах развиваются золотоносные мезогеосинклинали, а затем, во времени, сменяются миогеосинклинальными или остаточными прогибами с субщелочным рудоносным базальтоидным магматизмом.
Провинции с латеральной сменой металлогенических зон охватывает мобильные перикратонные области и отличаются последовательной сменой (в сторону кратона нередко во времени и пространстве вулканогенных эвгеосинклиналей мезогеосинклиналями, затем миогеосинклиналями и авлакогенными прогибами в "теле" кратона.
В пределах окраинных наложенных вулкано-плутонических поясов (например, Андийского типа на западе США - характерный Карлинский тренд золото-сульфидных месторождений) стратиформные залежи сосредоточены в куполовидных выступах основания нескольких вертикальных уровней, на границей, под тектоническим покровом кремнистых и вулканогенно-кремнистых отложений в углеродисто-мергелисто-алевро-глинистых толщах.
В качестве рудоносных и рудовмещающих геологических формаций в выделенных типах провинций выступают обычно углеродистые; аспидная, терригенно-флишоидная, мергелисто-карбонатно-терригенного флиша, карбонатно-терригенно-молассовая и олистостромовая формации; из магматических - толеит-базальтовая и субщелочная оливин-базальтовая.
Рудорегенерирующую (или рудообразующую) роль играют раннеорогенная гранодиорит-гранитная, габбро-гранодиорит-плагиогранитная формации; рудогенерирующими являются различные орогенные и посторогенные граниты нормального и субщелочного ряда и дайки "пестрого" состава, причем привнос новых продуктивных флюидов также сопровождаются (или могут сопровождаться) регенерацией ранних ассоциаций. Таким образом, в целом интрузивный магматизм играет существенную роль в зарождении и развитии рудорегенерирующих термофлюидных систем, в единой рудно-энергетической системе.
В современных структурах металлогенических зон рудные узлы и поля рассматриваемых типов месторождений характеризуется максимальными мощностями рудоносно-рудовмещающих формаций, характеризующихся развитием локальных конседиментационных впадин с застойным, восстановительным режимом осадконакопления, весьма благоприятным для развития в терригенно-карбонатных осадках впадин золотоносной вкрапленной, конкреционной и линзовидно-струйчатой форм скоплений (вплоть до стратиформных, промышленных) с содержаниями от 0,01 до 1,5-2,5 г/т. Такого рода впадины в последующем преобразованы как в синформы, так и инверсионные поднятия.
Они осложнены разнотипными рудовмещающими и рудоэкранирующими дислокациями, системами рудоносно-рудораспределяющих вязких разломов, зонами линейной складчатости, вертикальными и горизонтальными флексурами высоких порядков, чешуйчатыми надвигами и межслоевыми зонами рассланцевания; весьма важным элементом строения рудных узлов и полей являются также линейные и чаще овальные куполовидные области концентраций скрытых рудорегенерирующих и рудогенерирующих термостатирующих интрузий.
При этом впервые было установлено (6, 7, 8, 9), что различные модели рудообразования углеродисто-золото-сульфидного рудноформационного семейства в осадочных бассейнах образуют единый конвергентный ряд от первичного сингенетичного рудонакопления до преобразования этих руд в процессе их регенерации и переотложения, сопровождающегося изменениями их состава, морфологии залежей, обстановок вторичного накопления, и т.д.

I.I.
Модели сингенетичных гетерогенных залежей раннего
этапа формирования полигенно-полихронных месторождений.

Ранний этап эволюции описываемой золотоносной экзогенно-эндогенной рудно-энергетической системы связан с режимами формирования осадочной, осадочно-гидротермальной, вулканогенно-осадочной и инфильтрационной (ролловой) (17) обстановками накопления, главным образом, стратиформных золото-сульфидных прожилково-вкрапленных руд, где прожилки сегрегационного происхождения. Эти модели реализовывались в связи: а) транзитом хемогенного и кластогенного золота в терригенные бассейны (впадины) с застойным (восстановительным) режимом водообмена за счет размыва более древних залежей, часто подвергшихся окислению в коре выветривания; или б) подводными эксгаляциями гидротерм в процессе субщелочного базитового вулканизма, с накоплением золото-сульфидных руд в рециклинговом режиме, как в проксимальных, так и адвентивных или дистальных обстановках (Рис. 1)
Модели осадочного золото-сульфидного рудообразования, как это видно на палеореконструкционном (Рис. 1) связаны с размывом и транзитом кластогенного золота из континента в эстуарии лагуны и области шельфа морского бассейна.
Анализ современного рудообразования (Рис. 2) и экспериментальные данные показывают, что физико-химическая обстановка транзита хемогенного или (и) кластогенного золота в области бассейнов осадконакопления и последующей их миграции в процессе диа-катагенеза посредством пара- диффузионного массопереноса отличалась следующими особенностями (6, 7, 10, 11, 17, 18). Среди главных транспортных агентов золота и золотоносных сульфидов преимущественно выступают Cl, NH4, H2S, H2SO4, металлоорганические комплексы и аэробно- и анаэробные, преимущественно сульфатредуцирующие, бактерии. При этом определяющими термодинамическими накопителями системы, без которых невозможен процесс массопереноса, являлись окислительно-восстановительный потенциал (Eh) и кислотно-щелочное состояние среды (pH). Учитывая, что из перечисленных агентов, которые образуют золотоносные лиганды, наиболее слабо изучены процессы, связанные с ролью органических веществ в природных системах вода (рассол) - порода, кратко рассмотрим результаты наших исследований.
Расчеты и проведенные нами эксперименты показали, что природные органические вещества (твердые и растворенные) в стандартных условиях (до 100 0С и при низком давлении до 10 атм.) не способны восстанавливать серу, образуя золотоносные сульфиды. Однако любые органические вещества являются источником энергии для системы восстанавливающей среду способную к развитию колоний золотоносных сульфидоредуцирующих бактерий. При этом, формирование сульфидной обстановки в природных системах вода-порода возможно только при наличии аэробно-анаэробной (кислородно-бескислородной) зональности. В случае отсутствия одной из них восстановление серы до сульфидов, связывающих золото (и др. металлы) невозможно.
Для понимания механизма биохимического восстановления серы была построена физико-химическая динамическая модель. Моделирование показало, что аэрирование бескислородной-бессульфидной воды, сформировавшейся при взаимодействии с породами (гипс, доломит, глина) приводит к биохимическому восстановлению серы сульфатов до уровня концентрации природной сульфидной воды, обогащенной AuCl, и позволило сделать следующие важные выводы: а) главным фактором, определяющим биохимическое восстановление серы, выступает молекулярный кислород, поступление которого в среду обуславливает интенсивное развитие аэробно-анаэробной экосистемы, осуществляющей окислительно-восстановительные реакции в воде; б) в процессе биохимического восстановления серы используется водо-растворенное органическое вещество, сформировавшееся на предыдущих этапах биохимического и химического взаимодействия в системе вода - порода; в) время контакта модельных бескислородных-бессульфидных вод с атмосферой воздуха определяет концентрацию восстановительной серы на выходе из системы.
Физико-химическая динамичность модель позволила выяснить эквивалентные соотношения между реагирующими компонентами биохимического цикла восстановления серы (Таблица ╧ 2). В результате была выявлена прямая зависимость между концентрацией органического углерода растворенного в воде, молекулярным кислородом, поступающим в систему и величиной сульфидной серы, восстановительной в анаэробном блоке системы.

Таблица 2.

СН₃СООН мг/л	Oбщее кол-во C мг/л	S мг/л максимальные	S мг/л К = C
12,4	4,963	28	5,65
24,8	9,92	56	5,65
30,0	12,0	68	6,67

Полученный коэффициент эквивалентного соотношения реагентов биохимического восстановления Сорг. и суммы сульфидной серы позволяет определить тип реакции.

В гидрогеохимической практике принято два направления процесса биохимического восстановления серы (Роботнова П.Л.,1967). В первом случае в качестве восстановителя выступает органический углерод по реакции SO4+2Cорг. = S + 2CO (1), а тип сульфат редукции по названию восстановителя определяется как углеродный. Другим наиболее распространенным в природе восстановителем серы может быть молекулярный водород по реакции SO4 + 8[H] = S + 4H2O (2),а тип сульфат редукции - водородный.

Из этого можно заключить, что восстановитель синтезируется в результате электрохимических реакций с участием органических веществ, молекулярного кислорода и биологических систем (микроорганизмов) на окислительно-восстановительных границах вода - осадок. Другими словами, ключ к пониманию биохимических реакций, последствием которых служит сульфидная обстановка, лежит в природе окислительно-восстановительного потенциала воды и водных растворов.
Необходимо подчеркнуть, что биогенно-хемогенные золото-сульфидные залежи золото-сульфидных вкрапленных, сгустково-линзовидно-вкрапленных и прожилково-вкрапленных руд известны достаточно широко. Эти залежи, преимущественно с низкими содержаниями Au и Pt ( в отличии от современных подводных эксгаляций на склонах современных островных дуг и срединно-океанических хребтов) связаны с участками обрамления барьерных рифов в переходной зоне к шельфу, в эстуариях и лагунах приливно-отливной отмели в близи континентальных выступов, где известны коренные месторождения золота (особенно в зеленокаменных комплексах архея и протерозоя или окраинно-континентальных вулкано-плутонических поясов). Характерный пример можно привести по острову Маннар в Шри-Ланке (рис.), где золотоносными являются органогенно-хемогенного происхождения залежи четвертичных золотоносных водорослевых матов содержания Au до 1,1 г/т, а Pt 3,2 г/т; по простиранию, в перекрытых участках с мощным чехлом песчаных фаций их содержания возрастает от 2 до 7 раз. В газово-жидких остатках из этих залежей реликтами транспортных агентов выступает - Cl, NH4, H2S, H2SO4, а металлоорганические комплексы представлены как аэробные, так и анаэробные сульфатредуцирующими бактериями.

Типичным примером органогенно-хемогенно-осадочного золото-сульфидного оруденения, испытавшего в последующем процесс элизионно-катагенетического парадиффузионного массопереноса in situ в пределах той же рудоносной толщи, с концентрацией Au в более 5 раз, а затем и регенерацию в виде крутосекущих колон богатых прожилково-вкрапленных руд, вдоль контактов даек пестрого состава, является известное крупнообъемное Барыкчикское месторождение (рис. 3.III a, б) в Казахстане, Карамурун (рис. 3 Ia), Миндяк (рис. 3. IIб), Майское, Сухой Лог и др. (рис. 3. IV а, б).

Модели осадочно-гидротермального золото-кварцевого и золото-сульфидного рудообразования. По данным М.М.Константинова и Т.Н.Косовец (5) несколько иным способом формировались существенно кварцевые (золото-кварцевые) осадочно-гидротермальные залежи. Этими исследователями для уникального стратиформного золото-кварцевого оруденения Дуэт-Бриндакитского рудного поля восточного обрамления Сибирского кратона была разработана модель, которая предполагает синхронное этапу накопления углеродисто-терригенных осадков формирование горизонтов, обогащенных кремнеземом и рудогенными элементами подобно известным залежам месторождения Бендиго (Австралия). Вероятнее всего, процесс такого типа гидротермально-осадочного рудообразования происходил без вмешательства энергии любых магматических проявлений, отсутствующих в этом регионе, за счет парадиффузионного массопереноса металлоносных флюидов (захороненных морских рассолов) в элизионном бассейне в результате диа-катагенеза осадков под литологические барьеры (7, 23).

Модель вулканогенного гидротермально-осадочного формирования золотосульфидно-колчеданного оруденения. В пределах интра- и эпикратонных эв- и мезо-миогеосинклинальных подвижных поясов указанные типы месторождений: занимают четыре определенные геотектонические позиции. 1) в рифтогенных структурно-формационных зонах с господствующим инициальным толеитовым и субщелочным слабо дифференцированным базальтоидным магматизмом; 2) на континентальных плечах сопредельных рифтогенных зон; 3) в преддуговых позднегеосинсклинальных впадинах (протяженных синформах), выполненных субщелочными потоками базальтов, чередующихся с пачками углеродисто-терригенных сульфидизированных отложений; 4) в межостроводужных (междуговых) бассейнах, в разрезах чередования слоистых пирокластов, вулканомиктов и углеродистых фтанитов в кровле отложений контрастно дифференцированных бимодальных формаций с субщелочными фациями части базитов.

В качестве примера первой и второй обстановок для золото-сульфидно-колчеданной модели в эпикратонных мезо-миогеосинклиналях приводятся характеристики Карамурунского, и Амантайтайского рудных полей (Узбекистан), а третьей и четвертой (в интракратонных эвгеосинклиналях) Миндякского и Муртыктинского (Ю.Урал).

Золотосодержащее колчеданное месторождение Карамурун расположено в вулканогенной Северо-Букантауской структурно-формационной зоне Букантауского рудного района Кызылкум-Нуратинской золоторудной провинции Южного Тянь-Шаня. Оно приурочено к толще вулканогенно-осадочных и вулканогенных пород базальтового состава, субширотного простирания. В нижней части разреза толща сложена миндалекаменными базальтами, в верхней - слоистыми вулканомиктовыми песчаниками и алевролитами, а также кремнисто-хлоритовыми сланцами. Породы претерпели метаморфические и метасоматические изменения. На фоне региональных преобразований пренит-пумпеллиитовой фации локально проявлены зоны серицит-кварцевого и серицит-хлорит-кварцевого метасоматоза, с золотоносной прожилково-вкрапленной сульфидной минерализацией. Для толщи характерны взбросо-надвиговые и складчатые деформации. Главными рудовмещающими структурами являются локальные прогибы над жерловой фацией вулканического аппарата, отражающие особенности палеовулканического рельефа. Первичное золото-колчеданное оруденение в виде проксимальных многоярусных стратиформных залежей локализовано в пачках мелкообломочных слоистых вулканокластов. Руды сложены сплошными и густовкрапленными слоисто-полосчато-пятнистыми агрегатами сульфидов. Среди рудных минералов преобладает золотоносный пирит, в меньшем количестве присутствуют халькопирит и сфалерит (рис. 3. Iа, 4.А).

Рудное поле Амантайтау расположено в Даугыз-Амантайтауском рудном районе той же золоторудной провинции и охватывает краевую часть синклинальной зоны (синформы), осложненной поперечной региональной зоной наложенных дислокаций. Оно приурочено к флишоидным углеродсодержащим терригенным породам кембрий-ордовикского возраста, смятым в линейные изоклинальные складки высоких порядков северо-западного простирания, осложняющим моноклинальное крыло синформы с общим падением пород на юг. Рудовмещающая толща представлена тонко ритмично переслаивающимися углеродсодержащими алевролитами, алевропелитами и вулканомиктовыми породами (Рис. 5.А).

Известны рудные залежи двух морфогенетических типов. Первый сингенетичный тип дистальной позиции - это смятые в линейные складки и будинированные золотоносные сульфидные залежи мощностью до первых метров, сложенные преимущественно золотоносным пиритом в виде глобулярных и "хлопьевидных" выделений и содержащие арсенопирит с более высокопробным золотом и тетраэдритом. Нерудные минералы представлены карбонатами, хлоритом, рутилом. Второй тип - мощные регенерированные секущие тела прожилково-вкрапленных золото-арсенопирит-(пирит)-кварцевых руд (о которых речь будет идти дальше), сопровождающихся зонами березитизации с сульфидной вкрапленностью (тот же пирит, арсенопирит и нередко пирротин). Руды сложены золотоносной арсенопирит-пиритовой ассоциацией и полисульфидно-сульфосольным минеральным комплексом с низкопробным золотом (Рис. 5.А).

Третья и четвертая обстановки представлены на Южном Урале месторождениями и рудопроявлениями золото-сульфидного оруденения в пространственном сочетании с вулканитами известны среди вулканогенных комплексов средне-позднедевонского и каменноугольного возраста (рудопроявление и месторождение Муртыктинской рудоносной зоны; Каранская группа проявлений, месторождения Миндякской группы и др.). О возможных связях этого оруденения с вулканизмом или вулканоплутоническими процессами высказывались и ранее (20).

Полученные нами в последнее время результаты изучения геологических особенностей золотого оруденения Муртыктинской и Миндякской рудоносных зон позволяют объяснять наблюдаемую здесь тесную пространственную связь оруденения с вулканогенными отложениями, с одной стороны, парагенетичностью связей рудообразования и базальтоидного, геохимически специализированного вулканизма (формации с определенным геотектоническим режимом становления, специализированных по петрохимическим и геохимическим характеристикам), с другой, более сложными процессами, включающими длительное и, очевидно, неоднократное перераспределение породо- и рудообразующего вещества рассматриваемых комплексов рудоносных пород под влиянием гидротермально-флюидных потоков, связанных, по-видимому, с периодами позднепалеозойской тектоно-магматической активизации. Как и во многих других обстановках (19, 20), основу стратифицированных прожилково-вкрапленных сгустково-конкреционных золото-сульфидных залежей в указанных вулканитах основного состава составляют вулканогенно-осадочные руды, в последующем подвергшиеся регенерации с формированием секущих прожилково-жильных зон золото-кварц-сульфидно-лиственитового или золото-кварц-сульфидно-березитового состава. В обеих рудоносных зонах (средне-верхнедевонской и каменноугольной) руды раннего этапа ассоциируют с мелкими серноколчеданными линзами и по-видимому, связаны с процессами рециклингового механизма отложения в проксимальной обстановке каменноугольного вулканизма (Миндякская группа) и скорее всего в дистальной обстановке средне-позднедевонского вулканизма (Муртыктинская группа).

При такой постановке вопроса выявление и изучение областей развития потенциально продуктивных на золотое оруденение вулканогенных базальтоидных формаций может привести в конкретных геологических условиях эвгеосинклинальных зон Южного Урала к выявлению промышленно значимого крупнообъемного золотого оруденения.

Модель вулканогенно-осадочного золото-сульфидного прожилково-вкрапленного оруденения.

Вулканогенно-осадочные золото-сульфидные месторождения вкрапленного и прожилково-вкрапленного типа с рециклинговым механизмом рудоотложения образуют стратиформные субпластовые залежи во впадинах и на склонах конседиментационных поднятий, осложненных долгоживущими магмо- и рудоподводящими разломами. Эти структуры выполнены отложениями терригенно-карбонатного флиша и метатерригенными аналогами фаций зеленых сланцев и амфиболитов, включающими продукты редуцированного оливин-базальтового вулканизма.

Геотектоническая позиция этих золотоносных структур связана с позднегеосинклинальными прогибами эпи- и перикратонных складчатых поясов, возникающими между рифтогенными зонами и островными дугами.
Разнообразие геологических обстановок рассматриваются на примере рудных полей в слабо (Кокпатасское рудное поле) и в сильно (Олимпиаднинское рудное поле) дислоцированных блоках.

Кокпатасское рудное поле расположено в пределах Букантауского рудного района Кызылкумо-Нуратинской золоторудной провинции. Главные структуры рудного поля это крупная конседиментационная брахиформная антиклиналь, вытянутая субмеридионально, и осложненная крутопадающим глубинным разломом, пересекающим ее в близмеридиональном направлении (Рис. 8.II).

Рудовмещающая толща сложена ритмично переслаивающимися вулканогенно-осадочными породами: слюдисто-полевошпат-кварцевыми песчаниками и алевропесчаниками, кремнистыми сланцами, известняками, миндалекаменными базальтами от толеитовой до щелочной серий, вулканомиктовыми алевропесчаниками и алевролитами. Перекрывающая толща представлена верхнекарбоновыми кремнисто-доломитовыми отложениями, а подстилающая - карбонатной формацией девон-нижнекарбонового возраста.

Околорудные метасоматические изменения относятся к формации лиственито-березитов. Рудные тела и минерализованные залежи в большинстве своем сосредоточены в пределах вулканогенно-осадочной толщи, преимущественно в пачках вулканогенно-вулканомиктовых пород. В пределах слабодислоцированных блоков рудного поля, особенно характерных для его юго-восточного фланга, рудные тела представлены стратиформными золото-сульфидными залежами (Рис. 4.Б).

Некоторые стратиформные залежи на северо-западном крыле рудовмещающего брахиантиклинального поднятия, в удалении от полей концентрации различных фаций базитового вулканизма, испытали существенные инфильтрационные перерождения характерного роллового типа (17); другие тесно связаны с прижерловыми фациями (перекрывая их) и являются представителями проксимальных залежей, по периферии и по направлению к своду брахиформы переходящие в дистальные.

Существенными доказательствами такой типизации стратиформных залежей помимо геологических является смена от прижерловых участков к удаленным изотопных соотношений серы золотоносных сульфидов - пирита и арсенопирита, в которых dS34 + 1,5+4,0%o до 19,5%o +17,0%o .

Другой тип рудных тел представлен крутопадающими, секущими слоистость, зонами окварцевания и серицитизации, вмещающими регенерированные тонкие прожилки и вкрапленность сульфидов (Рис. 7). Зоны минерализации приурочены к разрывным нарушениям высоких порядков и контактам компактных роев крутосекущих даек "пестрого состава", не имеют четкого литологического контроля и пересекают стратиформные залежи. Изотопное фракционирование серы в них варьирует в небольших пределах dS34+15+10%o и устойчив, как по восстанию, так и простиранию секущих прожилковых зон (3).

Главная рудная ассоциация как стратиформных залежей, так и прожилково-вкрапленных секущих образований представлена арсенопиритом и пиритом с тонкодисперсным золотом. Под воздействием термального метаморфизма вблизи даек отмечается укрупнение золота в рудах.

Олимпиаднинское рудное поле (Рис. 5.Б) расположено в известной золотоносной провинции Енисейского Кряжа (Красноярский край). Оно приурочено к метафлишоидной толще верхнего протерозоя - метатерригенным и метатерригенно-карбонатными толщами с подчиненными горизонтами метавулканитов базитового состава; в близи рудного поля эти отложения прорваны умеренно кислыми гранитоидными интрузиями. Положение стратиформной золото-сульфидной залежи в пределах структуры рудного поля определяется замком и прилегающими частями антиклинали, осложненными горизонтальными флексурами. Рудоносно-рудовмещающая толща сложена переслаивающимися углеродсодержащими слюдисто-кварц-карбонатными сланцами биотитовой фации метаморфизма, мраморизованными известняками с горизонтами актинолит-хлоритоидных сланцев; березитоидны рудоносные метасоматиты вблизи гранитоидов скарнированы и рассечены кварц-турмалиновыми прожилками.

Дистальные многоярусные стратиформные залежи приурочены к замкам и крыльям складок, имеют сложную седловидную морфологию (типа Бендиго); руды сложены неравномерно вкрапленно-сгустковыми обособлениями пирит, арсенопирит, антимонит, бертьеритового состава, с редкими прожилками кварца и карбоната. Изотопы dS34 отличаются широкой дисперсией от - 27-30%о до +5-7%о; изотопы включений жидких флюидов руд (Рис. 6) отвечают морской воде. Золото представлено как самородными, так и тонкодисперсными формами; в широко развитой на месторождении коре выветривания руды легкообогатимы.

К вулканогенно-осадочной дистальной модели раннего этапа гетерогенного ряда углеродисто-золото-сульфидных полтигенно-полихронных месторождений с точки зрения автора следует относить также целую группу крупнообъемных золото-сульфидных мышьяковистых руд нередко с повышенными концентрациями сурьмы и ртути штата Невада (США), известную в литературе как Карлинский тип, а так же целый ряд месторождений на юге Китая (22) п-в Малазии (21). Основные месторождения образую близмеридиональную цепь золото-мышьяковистых руд, сгруппированных в два тренда - Карлин и КорТец, в виде поясов северо-западного направления в пределах силурийских углеродисто-глинисто-карбонатных комплексов западной подвижной окраины известного Северо-Американского кратона, где в последующем, на стыке эв- и мезо-миогеосинклинальных комплексов основания формировали молодые вулкано-плутонические пояса восточной окраины Андийской ВП системы. По данным Д.Хаусена и П.Кера ( ) месторождения обеих трендов приурочены к цепям эрозионных выступов, сложенных рудоносными глинисто-карбонатными толщами, перекрытыми по надвиговой зоне аллахтонными эвгеосинклинальными отложениями того же силуро-девонского тектономагматического цикла. Указанные выступы представляют собой куполовидные поднятия, контролируемые северо-западными разломами, фиксирующими прерывистые рои даек и малых интрузий кварцевых порфиров и гранодиоритов, ориентированных субпараллельно, обрамляющим выступы, вулкано-плутоническим мезо-кайнозойским поясом. На востоке и юго-востоке месторождения "Карлинского" типа ассоциируют с молодыми медно-порфировыми (Бингем), золото-редкометальными (ОК-Майн) и золото-серебряными (Четчел, Кортес) вулканогенными месторождениями.

Автору в 1990г. в составе научной экспедиции удалось посетить ряд месторождений Карлинского тренда и собрать небольшую коллекцию разнотипных руд. Результаты их изучения и анализ обширной литературы за эти годы (1990-99г.г.) позволили придти к следующим выводам (23, 24, 25).

Существенная роль в обоих трендах принадлежит обогащенным свободным Au корам выветривания. Первичные руды золото-сульфидных месторождений трендов образуют стратиформные залежи двух уровней - в связи с углеродистыми алевро-глинисто-карбонатными отложениями (нижний уровень) и непосредственно под аллахтонно перекрывающими вулканогенно-кремнистыми отложениями (верхний уровень).

В пределах обеих уровней в первичных рудах месторождения Карлин главный объем золота тонкодисперсный и тесно связан с мышьяковистым пиритом, образующим неравномерную, но густую вкрапленность, сгустки и линзы-просечки (размер золотин 0,4 до 0,02; 0,09 мкм); однако в верхних уровнях часто более существенную роль играет свободное золото в виде эмульсионных выделений размером 0,5-0,7 мкм и более, а в ассоциации с сульфидами сурьмы и ртути размеры свободных золотин достигает видимых величин (до 0,5-0,9 мм). И особенно часто свободное золото ассоциирует с крутосекущими прожилками и жилами джаспероидов, с крупнозернистыми перекристаллизованными агрегатами сульфидов железа, мышьяка, сурьмы и ртути (часто метацинабарита).

Анализ полученных данных автора и многочисленных публикаций последнего десятилетия (23, 24, 25), позволяет сделать вывод ополигенно-полихроном происхождении многих месторождений (их открыто более 30) рассматриваемых треков, в которых ранние руды (особенно нижних уровней) представляют собой вулканогенно-осадочные стратиформные залежи дистального типа, испытавшие элизионно-катагенетические преобразования с массопереносом под экранирующие аллахтонные пластины (верхние уровни). Вместе с тем, по-видимому, для большинства месторождений имело место наложение сурьмяно-ртутоносных эпитермальных золото-серебряных руд, связанных с интрузиями молодых вулкано-плутонических поясов.

Рассмотренные модели первичных гетерогенных месторождений углеродисто-золото-сульфидного семейства отличаясь друг от друга механизмом формирования, обстановками локализации и источниками рудоносных флюидов, весьма близки более поздними преобразованиями-процессами наиболее разных метаморфических преобразований прежде всего элизионно-катагенетических, затем гидротермально-метаморфогенных и более поздних плутоногенно-метаморфических и нередко гидротермальных, связанных с интрузивными комплексами. Именно благодаря более локальным изменениям прежде всего регенерационного характера в вышерассмотренных примерах месторождений золото-сульфидных руд позволили выявить первичные обстановки их локализации, установив гетерогенный ряд, присущий многим крупнообъемным золото-сульфидным месторождениям рассматриваемого полигенно-полихронного семейства, локализованных в разнотипных подвижных поясах земной коры.

Между тем подавляющее большинство известных месторождений рассмотренного ряда испытали более существенные преобразования - регенерацию различного типа и масштаба, приведшие к сохранению в них лишь реликтов первичных руд. При этом сохранность признаков этих первичных руд закономерно уменьшается прежде всего в зависимости от последующих преобразований, определяющих в целом степень их конвергентности и выстраивающих этот конвергентный ряд по нарастающей от этапа элизионно-катагенетических преобразований через динамотермально-гидротермально-метаморфогенный до плутоногенно-метаморфогенный, нередко сопровождающийся привносом и наложением собственно плутоногенных, чаще золото-редкометальных ассоциаций (золото-вольфрамовой, золото-молибденовой, золото-оловяной, золото-сурьмяно-ртутной и др.).

Рассмотрим на типовых примерах проявления этих преобразований, играющих нередко определяющую прогнозно-поисковую роль. Физико-химические, формационные и возрастные параметры наложенных процессов отражены в таблице ╧ 3 и сопровождающих рисунках для каждого из моделей (Рис. 6. 5.г, 4, 9).

Физико-химические и геохимические параметры гетерогенных (⌠первичных■),
регенерированных и поздних гидротермальных золотых руд месторождений.
Таблица 3

Зоны рудоотложения
и состав руд

Физико-химические и геохимическиеские параметры транзита, ⌠первичного■ рудоотложения и регенерированных руд; элементарный состав руд
в г/т

Возраст элизионного катагенеза, рудогенерирующих и рудоносных интрузий, метасоматитов по данным Rb-Sr изохронного датирования,
млн. лет

Отложения удаленно регенерированных (за пределами терригенных толщ и свит) и поздних гидротермально-жильных золото-сульфидно-кварцевых, золото-серебро-полисульфидно-кварцевых руд

d ³⁴S_сульф + 6,2┘ - 2,2 ⁰/₀₀

d ³⁴S_флюид + 2,4 ⁰/₀₀

Т 170 √ 350 ⁰С

Еh √ 0,748 мВ; рН 7,2

СО₂/СН₄ 67,6

Гранитоиды рудоносные 280-260; низко- (170-200⁰С) и среднетемпературные(250-300⁰С) метасоматиты и золото-серебро-кварц-полисуль-фид-ная, золото-серебро-адуляр-кварцевая ассоциация 219-231

Отложения под структурно-геохимическим барьером регенерированных руд in situ (в пределах рудоносных толщ или свит); золото-сульфидные, кварц-(карбонат)-золото-суль-фидные и золото-кварцевые

d ¹⁸О_Н2О + 7,3 å ┘13,5 ⁰/₀₀;

d ³⁴S_сульф + 6┘ - 14 ⁰/₀₀

Т 200√350 ⁰С;рН_ср 7,5;

Eh 0,715 мВ

СО₂/СН₄ 80; Au(HS)₂ » 25 √ 60%

И AuCl » 75 %

Рудогенерирующие адамелиты и гранодиорит-граниты 290-295; высоко (320-350 ⁰С) и среднетемпературные(250≈300⁰С) метасоматиты и золото-сульфидная (с карбонатом), золото-сульфидно-кварцевая и золото-кварцевая ассоциации (280-290; 250-270)

Транзитная регенерация гетерогенных (⌠первичных стра-тиформных■) золото-сульфид-ных руд

Fe(750) ® Mn(700) ® Zn(500) ®

Cu(280) ® Pb(150) ® As(40) ®

Sb(35) ® Ag(15) ® Au(0,9√0,05)

d ¹⁸О_Н2О + 5,5 ± 1,5 ⁰/₀₀

d ³⁴SS _S+ 5 ± 1 ⁰/₀₀

Т 250√350 ⁰С;рН_ср 7,3;

Au(HS)₂ » 70 % и AuCl » 30 %

Элизионно-катагенетические преобразования (массоперенос) ⌠первичных■ золото-сульфидных руд и вмещающих пород (переход монтмориллонита в гидрослюды, затем в серицит; новообразования биотита и др.) 414 (S₃) и 507,5 (Î ₂)

Накопления стратиформных гетерогенных (⌠первичных■ осадочных, гидротермально-осадочных и др.) золото-сульфидныех руд (пиритовых, арсенопиритовых, пирит-арсено-пиритовых и с карбонатами и силицитолитами) в рудоносных горизонтах, толщах и свитах терригенных комплексов

Fe(850) ® Mn(800) ® Zn(500) ®

Cu(320) ® Pb(250) ® As(45) ®

Sb(39) ® Ag(20) ® Au(2 √ 0,5)

d ¹⁸О_Н2О + 3,5 ± 1,5 ⁰/_{00 d}³⁴SS _S

+ 3,5┘ - 21,5 ⁰/₀₀

Т 20√80 ⁰С; P (┘50) 10² кПа

Eh от + 250 до - 30 мВ.

РН_ср 7,1; СО₂/СН₄ 112; NH₄ и H₂S

(газовая фаза)

Рудоносный базальтоидный субщелочной вулканизм и рудовмещающие терригенно-флишоидные и карбонатно-терригенно-флишевые комплексы формаций с малассоидами и олистостромами: в Уызылкуской провинции два этапа √ ордовикско-силурийский и среднекаменноуголный; на Кумторском - кембрийский

Модель элизионно-катагенетического преобразования золотосульфидных руд с залежами субсогласных и секущих регенерированных руд. Золото-сульфидные прожилково-вкрапленные месторождения, сформировавшиеся в процессе элизионно-катагенетического преобразования как рассеянного рудного вещества, так и первичных гидрогенных углеродисто-терригенных толщ, отличаются большим разнообразием геотектонических позиций и обстановок формирования. Во многих из них более поздние динамотермальные процессы привели к развитию более богатых крутосекущих линейных прожилковых зон. Подобные типы рудных залежей характерны для углеродисто-терригенных комплексов (с редуцированным толеит-базальтовым магматизмом) в эпикратонных миогеосинклинальных зонах, где отмечается их приуроченность к долгоживущим конседиментационным синформам на континентальном склоне или плече рифтогенного трога. Примером данной обстановки могут служить месторождения Даугызтауского рудного поля Кызылкумско-Нуратинской металлогенической провинции. Близкая позиция отмечается и для ряда золото-сульфидных месторождений перикратонных мезогеосинклиналей Северо-Востока Российской Федерации: группы месторождений Майского рудного узла, месторождение Совиное и др.

Широко известны месторождения рассматриваемого типа в позднегеосинклинальных остаточных прогибах и наложенных впадинах эпикратонных и интеркратонных подвижных поясов, выполненных терригенно-карбонатным флишем, отложениями формаций олистостром и углеродистых моласс. Типичным примером служат месторождения Калбинской металлогенической зоны Бакырчикская и Суздальская группы и др. (В.Казахстан).

В качестве конкретных примеров различных геологических обстановок для месторождений данного типа приведем краткие характеристики Даугызтауского и Бакырчикского рудных полей.

Положение Даугызтауского рудного поля (Рис. 8.III) контролируется осевой частью субмеридиональной синклинали, возникшей на месте конседиментационной впадины. В строении рудного поля принимают участие флишоидные углеродсодержащие терригенные породы кембрий-ордовикского возраста, смятые в линейные изоклинальные и брахиформные складки высоких порядков, осложняющие ядро синклинали и расчлененные на блоки крутопадающими разломами близширотного и северо-западного простирания. Рудовмещающие породы представлены ритмично переслаивающимися углеродсодержащими песчаниками, алевролитами, глинистыми сланцами. Отдельные горизонты содержат тонкую вкрапленность, реже конкреции, линзовидные скопления мелко- и тонкозернистого слабо золотоносного пирита (содержание Au=0,05-0,9 г/т). Основание синклинали прорвано крупным интрузивным массивом гранитоидов, кровля которого расположена на глубине 3-5 км от дневной поверхности. В пределах рудного поля известны единичные дайки лампрофиров. Рудовмещающие породы подверглись метасоматическому окварцеванию, околорудной березитизации и аргиллизации. Рудные тела локализованы по всему разрезу терригенной флишоидной толщи и приурочены преимущественно к крутопадающим субмеридиональными нарушениям. Рудовмещающие разломы выполнены сульфидизированными углеродисто-слюдистыми милонитами и катаклазитами. Преобладающая часть рудных тел имеют форму крутопадающих, без видимых границ, уплощенно-конусовидных, расширяющихся вверх по восстанию зон. В плане они линзовидные, лентовидные, ветвящиеся. В случаях пересечения разрывами пологих зон рассланцевания или горизонтов сульфидизированных пород мощности рудных тел увеличиваются. В отдельных участках рудного поля (Сарыбатыр) широко развиты субсогласные рудные тела, приуроченные к сульфидоносным горизонтам. Мощные зоны рудоносных катаклазитов представлены березитизированными породами с вкрапленностью золотоносных сульфидов, с жильно-прожилковыми и брекчиевыми выделениями кварца с блеклой рудой, антимонитом и буланжеритом. Главными концентраторами тонкодисперсного золота являются мышьяковистый пирит и арсенопирит. Наблюдается зональное совмещение золотоносной арсенопирит-пиритовой и серебро-сульфоантимонитовой ассоциаций. На отдельных участках рудного поля (Высоковольтное, Джасаул) в зонах позднерудного катаклаза известны проявления высокосеребристой ртутно-золото-теллуридной минерализации.

Бакырчикское рудное поле, включающее Бакырчикское месторождение, а также месторождения Промежуточное, Глубокий Лог, Большевик, Загадка, Сарбас. Месторождения приурочены к верхней части разреза отложений песчано-глинистой молассоидной формации (буконьская свита среднего-верхнего карбона), выполняющей наложенную впадину (Кызыловский грабен). Северный борт впадины осложнен сформированным в несколько этапов надвигом, по которому на рудовмещающие отложения надвинуты породы терригенно-флишоидной формации нижнего карбона, образующей складчатое основание.

Рудоносно-рудовмещающий комплекс пород (бакырчикский горизонт буконьской свиты - С3) представлен переслаиванием песчаников и алевролитов с прослоями кислых туфов, линзами конгломератов, конглобрекчий, тектоно-гравитационных микститов. Для последних характерно переменное количество углисто-глинистого матрикса, обогащенного углеродистым веществом, сидеритовыми, пиритовыми и фосфатно-глинистыми конкрециями. Структурный каркас месторождений определяется сочетанием главной (продольной) и сопряженной (диагональной) систем разрывов и крутоосных флексурных изгибов. Главные рудные тела размещены в участках подобных изгибов. В этих же участках располагаются дайки "пестрого" состава (Кунушский комплекс).

Залежи, образованные вкрапленными и прожилково-вкрапленными рудами, представлены столбообразными телами, имеющими в плане форму коротких линз, и более протяженными стратиформными лентовидными телами. Выделяются также малосульфидные кварцевые жилы и узкие зоны линейных штокверков. Кроме доминирующих (более 90%) прожилково-вкрапленных руд в осадочных породах развиты также вкрапленные руды в березитизированных и лиственитизированных дайках. Основные рудные минералы: пирит и арсенопирит, содержат тонкодисперсное и реже субмикроскопическое золото; второстепенные - антимонит, сфалерит, галенит, блеклые руды, самородное золото, минералы никеля. Главные нерудные минералы: кварц карбонаты, углеродистые соединения (мальта, кериты, антраксолиты, первичные и переотложенные формы шунгита и графита).

Основная продуктивная пирит-арсенопиритовая ассоциация представлена обильной рассеянной вкрапленностью кристаллов пирита зонального строения, игольчатым и призматическим арсенопиритом. Сульфиды сопровождаются кварцем, карбонатом и серицитом, образующим тонкие прожилки.

Стадии преобразования рудного вещества на элизионно-катагенетическом этапе и этапе эпигенетических изменений для оруденения Бакырчикского типа приведена на Рис. 3.III А,Б.

Модели регенерированных месторождений связанных с дислокационным метаморфизмом, сопровождаются формированием синкинематических кварцевожильных систем и березитоидными (пирит-кварц-серицитовыми) изменениями.

Регенерационные процессы в зонах дислокаций ответственны, в основном, за формирование рассредоточенного линейно-жильно-прожилкового оруденения, обычно с малыми параметрами рудных тел золото-сульфидно-кварцевой формации (месторождения Сармичского рудного поля). Анализ термобарогеохимических данных свидетельствует о пониженных значениях температуры и давления в рудообразующей системе - не фиксируются включения газовых эманаций (сухих газов), высокотемпературные ранние генерации включений представлены газово-жидкими (углекисло-водными), реже, жидко-газовыми включениями с интервалом гомогенизации 400-3100С.

Даже при более высоких значениях температурного и барического параметра регенерационные процессы не приводят к полному растворению сингенетических сульфидных агрегатов; реликтовые парагенезисы и первичные структуры сингенетичных руд сохраняются (месторождения Сухой Лог, Кумтор, Нежданинское и др.).

Модель регенерированного плутоногенно-метаморфогенного формирования (рис. 9) золото-сульфидно-кварцевых и золото-кварцевых рудных формаций, с Рис. 9. Плутоногенно-метаморфическая модель формирования редкометальных (шеелитовых) золото-кварцевых и золото-сульфидно-кварцевых послойно-полосчатых-мегаштокверковых и жильных руд Мурунтауского месторождения.

А.Современный геологический план и разрез месторождения.

Б.Физико-химические параметры рудообразования. Условные обозначения: 1. Область составов для объектов прожилково-вкрапленных реликтов первичных сингенетичных руд сегрегационных и синкинематических кварцевых прожилков; 2. Область составов для золото-кварцевого (с шеелитом) мегаштокверка и мощных жил (крутых и субсогласных); 3. Окислительная вода из жидких вытяжек синкинематических жил с изотопом кислорода +10+15%0.

В. Этапы формирования (реконструкция) золоторудных залежей Мурунтауского месторождения: В-1: сингенетичный; В-2: элизионно-катагенетический; В-3: этап деструкции дуплекса в обстановке растяжения в связи инверсией и внедрением даек пестрового состава и термостатирующей ролью погребенных интрузий гранитидов; В-4: этап формирования гигантского мегаштокверка и систем мощных кварцевых жил в обстановке инверсии, теплового потока и растяжения между мощными межслоевыми зонами рассланцевания многочисленными реликтами руд, регенерированных при динамотермальных процессах. Золото-сульфидно-кварцевые и золотокварцевые месторождения плутоногенно-метаморфогенного генезиса являются наиболее распространенными типами благороднометальных месторождений, развитых в углеродисто-терригенных комплексах докембрия и фанерозоя. Они распространены во всех типах структур подвижных поясов (эпи-, перикратонных), известны как в мезосинклинальных, так и в наложенных позднегеосинклинальных и орогенных прогибах. Для этих месторождений во всех типах геоструктур отмечаются следующие важные факторы их локализации: развитие полицикличного и полигенного гранитоидного магматизма (от позднегеосинклинальных до посторогенных); длительное развитие мощных зон смятия глубокого заложения, сопровождающихся в рудовмещающем структурном этаже разветвленной системой оперяющих разломов; наличие в рудоносно-рудовмещающих углеродисто-терригенных комплексах "донорных" рудоносных горизонтов с рассеянной золото-сульфидной минерализацией в разрезах локальных впадин с застойным режимом водообмена.

Деструкция и регенерация первичных рудоносных минеральных комплексов в связи с динамотермальными процессами и рудообразующими флюидами гранитоидных интрузий в обстановке длительно развивавшейся термостатирующей системы приводит к формированию разномасштабных (по запасам и содержаниям металлов) месторождений.

Рассматривая характер распределения месторождений относительно гранитных плутонов, можно выделить три типовые обстановки: 1) надинтрузивно-интрузивную; 2) малоудаленно-умеренноудаленную; 3) удаленную.

Рассмотрим примеры первого вида - надинтрузивной и интрузивной обстановки на примере месторождения Чармитанского рудного поля Кызылкумско-Нуратинской золотоносной провинции.

Месторождение Чармитан (рис. 8.IV). Среди разведанных участков наиболее крупный, расположен в эндо- и экзоконтактовой полосе интрузивного массива габбро-сиенит-граносиенитовой формации (D-C1). Ороговикованные и скарнированные углеродсодержащие терригенные породы экзоконтакта массива сложены породами интенсивно дислоцированной известково-кремнисто-терригенной и углеродисто-терригенной формаций (C-О), содержащими стратифицированные горизонты рассеянной золотоносной сульфидной минерализации. На месторождении развиты дайки синкинематических лиственитизированных габбро-диабазов и дайки "пестрого" состава: сиенит-порфиры, микроэссекситы, граносиениты, субщелочные гранит-порфиры. В породах рудовмещающей толщи на глубоких и средних горизонтах проявлен прогрессивный метаморфизм и гранитизация, на верхних - локальное скарнирование и ороговикование [18].

Рудные тела сконцентрированы в продольной и диагональной системах сколовых зон трещиноватости, являющихся оперяющими относительно главной зоны смятия. Основными рудовмещающими структурами являются взбросо-сдвиги. Размещение рудных тел - кулисно-ярусное. Рудные тела разнообразны по морфологии и составу руд. Среди них преобладают золото-кварцевые жилы с убогой сульфидной минерализацией, в меньшей мере развиты линейные золотоносные минерализованные зоны и малосульфидные кварцево-жильнопрожилково-штокверковые зоны. Кроме того, встречаются небольшие плитообразные залежи золотоносных сульфидов - реликты ранних регенерированных сингенетичных залежей. Кварцевые жилы с сульфидами, золотом и шеелитом сопровождаются калишпатизацией, альбитизацией и серицитизацией. Минерализованные зоны (мощностью от 1 до 10 м) и штокверки сложены преимущественно минералами золотоносного кварц-сульфосольно-полисульфидного комплекса (сфалерит, галенит, антимонит, сульфосоли свинца, серебра, висмута). В качестве позднерудных ассоциаций выделяются серебро-сульфосольная и халькопирит-бурнонитовая, пространственно обособленные от золото-сульфидных руд.

Обстановка формирования золото-кварцевых месторождений в умеренноудаленной зоне рассматривается на примере Мурунтауского рудного поля.

Мурунтауское рудное поле (рис. 8.V А,Б; 9 А.Б.В), включающее в себя помимо месторождения Мурунтау месторождения Восточный Бесапан, Мютенбай, Триада, расположено в Южно-Тамдытауском рудном районе и является по запасам Au вторым в мире после известного месторождения Витватерсранд (Ю.Африка).

Рудовмещающий комплекс представлен углеродистыми песчано-алевролитово-сланцевыми породами бесапанской свиты (C-O-S), расчлененной на подсвиты (снизу вверх): "cероцветную" с горизонтами кремней, "пестроцветную", которая вмещает рудный мегаштокверк Мурунтау, и "зеленосланцевую", обогащенную граувакками. Эти породы за исключением нижней части разреза, входят в состав углеродистой терригенно-флишоидной формации. Надрудная толща, надвинутая на бесапанскую свиту, представлена породами известковисто-доломитовой формации (D1-3).

Породы рудовмещающего комплекса ("пестрого" бесапана) метаалевролиты и филлитовидные сланцы с подчиненными прослоями песчаников и редкими линзами доломитов и кремнистых сланцев кливажированы (послойным типом) и со стороны кровли и подошвы отделены от сероцветной и зеленосланцевой толщ (подсвит) интенсивными зонами межслоевого рассланцевания и милонитизации. В хлорит-гидрослюдистой составляющей пород широко распространены реликты углеродистого вещества, фрамбоиды и микроконкреции золотоносного пирита, линзы и прослои сульфидизированного карбонатного и углеродисто-кремнистого состава. Содержание золота в сульфидизированных реликтах и конкрециях пирита составляет от следов до 5 г/т. Хемогенные кварциты (кремни) содержат реликтовые колломорфные микротекстуры и отличаются повышенными концентрациями серебра (до 2,5 г/т).

Рудовмещающие и подрудные свиты смяты в субширотную антиклиналь, расчлененный на крупные блоки продольными зонами смятия и осложненены серией складок высоких порядков вплоть до микроскладок вблизи разломных зон.

На месторождении выделяются два главных субвертикальных разлома: Южный (разделяет тектонические блоки Мурунтауского и Мютенбайского месторождений) и Бесапанский (размещен к северу от Мурунтау).

Структурный каркас месторождения определяется сочетанием главной и диагональной систем разрывов, нарезающих серию ромбовидных блоков. Предрудные деформации имели правосторонний сбросово-сдвиговый характер. Об этом свидетельствуют системы эшелонированных сколов, крутоосные складки, сигмоидальные флексуры, сжатые в остром углу пересечения разрывов. Подобный тип сочленения разрывов возник в условиях сжатия (дуплекс сжатия). Синрудные деформации происходили в условиях локального растяжения и сопровождались левосторонними сбросо-сдвиговыми перемещениями по продольным и диагональным разломам (дуплекс растяжений).

Магматические образования представлены дайками "пестрого состава", большая часть которых относится к внутриминерализационным и связывается с герцинским орогенным этапом (C3-P1). На юго-восточном фланге месторождения на глубине 4 км присутствует крупный, полифазный гранитоидный батолит, с которым парагенетически связаны рудоносные метасоматиты.

На месторождении помимо реликтов вулканогенно-осадочных золотоносных сульфидов (пирита и арсенопирита) развиты рудные тела двух морфогенетических типов. Первый тип представлен субсогласными пологими многоярусными залежами полосчатых метасоматитов биотит-полевошпат-кварцевого состава. Содержание золота в полосчатых метасоматитах составляет 1,5-2,5 г/т, и происходило за счет переработки золотосодержащих рассланцованных сульфидоносных аргиллитов и алевролитов (оставшихся в реликтах).

Второй, главный, тип рудных тел образует крупный мегаштокверк, состоящий из четырех золоторудных залежей ассимметричной конусовидной формы. Рудные тела второго типа образуют как крутопадающие так и пологопадающие системы протяженных и относительно мощных (до 1,5-2м) типично метаморфогенных (альпийского типа) кварцевых жил и разноориентированных вблизи них кварцевых штокверков, включающих также кварц-сульфидные, кварц-турмалиновые, кварц-полевошпатовые и карбонатные прожилки. Рудоносные кварцевые жилы и штокверки отличаются более высоким содержанием золота (в среднем от 3,5-5 г/т до 15-20 г/т). Они сложены кварцем (до 95%) с подчиненным количеством турмалина, карбонатов, полевых шпатов и биотита. Рудными минералы (около 1%, редко до 5%) представлены пиритом, арсенопиритом, шеелитом, пирротином; в меньшей степени распространены: сфалерит, халькопирит, галенитом, самородное золото, сульфосоли висмута и серебра.

Таким образом, ранние этапы охватывают периоды инверсии конседиментационной золотоносной впадины, смятия в складки, развитие секущих разломов и межслоевых зон рассланцевания, динамотермальной регенерации сингенетичных золотоносных сульфидов, которая продолжалась в несколько последних этапов в связи с разнотипным интрузивным магматизмом, при существенной роли термостатирования погребенных крупных интрузий, с привносом золото-редкометальной минерализации. Выделяются следующие главные этапы становления золоторудных залежей: 1) этап формирования локальной впадины дистальной позиции, где накапливались тонкие вулканогенно-алевроглинистые фации рудовмещающего пестрого бесапана с сингенетичными золото-сульфидными линзовидно-вкрапленными рудами; 2) этап дислокационного метаморфизма и сопряженных с ним синкинематических кварцевых жил; 3) этап раннего сингранитного щелочного метасоматоза с формированием регенерированных золотоносных " полосчатых" биотит-полевошпат-кварцевых метасоматитов; 4) этап формирования основного промышленного мегаштокверка с новообразованными стволовыми крутосекущими и пологими золото-шеелит-кварцевыми жилами, комбинированными (с участием регенерированных гидротермальных редкометальных новообразований) сопряженными с микроклинизацией; 5) последайковый этап развития разрывов с углеродистыми и кварц-альбитовыми метасоматитами и отложением, сопряженных с ними регенерированных кварц-турмалиновых и золото-арсенопирит-кварцевых прожилков; 6) этап формирования наложенных серицит-гидрослюдистых метасоматитов и серебро-сульфосольной минерализации.

Обстановки формирования золото-сульфидно-кварцевых и золотокварцевых месторождений в зонах, удаленных от гранитоидных массивов можно проиллюстрировать на примерах Наталкинского, (Омчанский рудный узел Колымы), Нежданинского и Сухоложского (в Западном Забайкалье) рудных полей, Советское в Енисейском кряже. Учитывая монографическое описание крупнообъемного месторождения Сухой Лог (рис. 5 В) и Советское (3), где они трактуется как гидротермально-динамо-метаморфогенные, их характеристику мы опускаем. Положение Омчакского рудного узла определяется участком складчатого осложнения крупной антиклинальной структуры. Наталкинское рудное поле расположено в синклинальной структуре второго порядка и сложено терригенными породами верхнепермского возраста.

Мощная вулканогенно-терригенная толща представлена переслаиванием углеродсодержащих алевролитов, аргиллитов, в меньшей мере песчаников и вулканомиктовых пород. Эти породы перекрыты алевроглинистыми сланцами и полимиктовыми песчаниками.

Вулканогенно-терригенная толща изменена в условиях метагенеза. Породы испытали воздействие гравитационного уплотнения и стресса, результатом которых являются сланцеватые текстуры и кливаж разрыва. Околорудные гидротермальные изменения представлены преимущественно карбонатизацией, серицитизацией, сопровождаются рассеянной вкрапленностью мелкозернистого пирита. Рудное поле расчленено продольными разломами на ряд линейных блоков. В висячем боку главного разлома развиты многочисленные субпараллельные крутопадающие рудовмещающие трещины, выполненные милонитами и тектоническими брекчиями.

На площади рудного поля развиты дайки кварц-альбитовых и кварцевых порфиров, а также более поздних спессартитов и диоритовых порфиритов. На периферии поля известны два гранодиоритовых штока.

Рудные тела сложены кварцевыми жилами, прожилками, брекчиями, окварцеванными и сульфидизированными породами. В узлах пересечения продольных и поперечных нарушений развиты штокверки. Жильные минералы: кварц, альбит, адуляр, доломит, анкерит, кальцит. Среди рудных преобладают арсенопирит, пирит, галенит, сфалерит, халькопирит и пирротин. Золото присутствует в самородной форме, в трещинках, друзовых пустотах и интерстициях в кварце, частично в срастании с сульфидами, незначительная часть - в тонкодисперсной форме.

Нежданинское рудное поле расположено в Верхоянской металлогенической провинции (Якутия).

Рудне поле приурочено к шарниру крупной региональной флексуры, сложенному породами терригенного флиша. Рудовмещающие породы представлены ритмично переслаивающимися тонкослоистыми углеродсодержащими алевролитами, и песчаниками поздней перми. Надрудная толща преимущественно песчаниковая. Для подрудной и рудовмещающей части разреза характерно разлинзование пород. Крупные линзы ограничены разломами субмеридионального и северо-восточного простирания. В их пределах развиты дисгармоничные складки.

В надрудной толще развиты асимметричные складки коробления и также приразломные складки.

В северной части рудного поля откартирован интрузив гранодиоритового состава, на юге - мелкие штоки "пестрого" состава (от оливиносодержащего габбро до гранодиорита). В пределах рудного поля широко развиты дайки диоритовых порфиритов и лампрофиров. Терригенные породы в пределах Нежданинского рудного поля метаморфизованы в условиях зеленосланцевой фации. Гидротермальные изменения представлены карбонатизацией, серицитизацией, сульфидизацией и окварцеванием.

Рудные тела приурочены к зонам дробления и подчиняются системе субмеридиональных и северо-восточных разрывов.

Промышленные руды представлены окварцованными породами с золотоносными пирит-арсенопиритовыми прожилками и вкрапленностью. Развиты также крутопадающие золото-сульфидно-кварцевые жилы.

Морфология рудных тел разнообразна. Наиболее распространены выдержанные по простиранию и падению лентовидные и линзовидные крутопадающие залежи прожилково-вкрапленных руд. В меньшей степени развиты плитообразные тела, свиты жил, системы прожилков, прилегающие к прожилково-вкрапленным зонам и крупным жилам, а также метасоматические кварцевые тела сложной морфологии. Отмечаются послерудные деформации: дробление, будинаж, смещение рудных залежей, цементация их милонитовыми швами и рудной брекчией. В разлинзованных, будинированных рудах нередко наблюдается перекристаллизация и переотложение сульфидов и кварца.

Итак, экзогенно-эндогенная рудно-энергетическая система, как автор постарался рассмотреть, охватывает в своем становлении наиболее широкий интервал развития складчатых поясов, начиная с заложения геосинклинальных, остаточных и доорогенных прогибов до завершающих этапов (коллизий). В их пределах происходило накопление золото-сульфидного оруденения в толщах углеродисто-терригенных и вулканогенно-осадочных формаций. Этот ранний этап эволюции описываемой системы характеризуют четыре модельных обстановок "первичного", гетерогенного рудонакопления [7-9]: вулканогенно-гидротермально-осадочной (рециклинговый), осадочно-гидротермальной с проксимальным и дистальным подтипами, обусловленный экзогенным процессом накопления хемогенного и кластогенного золота в терригенных осадках локальных впадин с застойным (восстановительным) режимом водообмена. Первые две модельные обстановки непосредственно связаны с поствулканическими гидротермальными флюидами преимущественно субщелочных базальтоидов отражая более ранний синвулканический и поздний поствулканический рециклинговый режимы стратиформного рудонакопления.

Экзогенно-эпигенетическая (инфильтрационная) модель предложена К.Е.Хазаном [17] для некоторых залежей месторождений Кокпатасского рудного поля. Накопление в терригенных толщах позднесинклинальных и посторогенных остаточных прогибов как рассеянной, так и концентрированной золотоносности он непосредственно связывает с размывом золотоносных кор выветривания из сопредельных конседиментационных поднятий, подобно процессу роллообразования, хорошо изученному на инфильтрационных месторождениях урана [1].
Последующие регенерация и ремобилизация золота, первичных гетерогенных залежей привело к формированию рассмотренного конвергентного ряда, преимущественно эпигенетичных промышленных концентраций, связанных с проявлением эндогенных энергетических импульсов, каковыми могут являться: глубинный диапиризм и щелочно-базит-гипербазитовый магматизм, палингенное гранитообразование, внедрение малых интрузий и даек, регионально- и динамометаморфизм, проявления направленного прогрессивного метаморфизма, вызывающие формирование длительно действующих термокупольных (термостатирующих) структур. Однако нередко в силу специфики рудовмещающей среды начало длительного разнообразного процесса регенерации связано с элизионно-катагенетическими преобразованиями. В целом основное содержание понятия о регенерационном конвергентном рудообразовании и ремобилизации рудообразующих элементов при метаморфогенно-метасоматическом и плутоногенно-метаморфическом (термокупольном) преобразовании черносланцевых толщ с сингенетичным золото-сульфидным оруденением продуктов всех моделей раннего этапа заключается в высвобождении воды, кремнекислоты, серы и мышьяка, образовании СО2 и миграции этих компонентов вместе с растворенными железом, мышьяком, золотом и другими сопутствующими элементами в порово-трещинные системы. При этом степень сохранности первичных руд в конвергентном ряду во многом определялась типом (моделью) гетерогенных руд и масштабами их регенерации (Таблица ╧1, 3).

I I.
Особенности формирования плутоногенных
полигенно-полихронных золоторудных месторождений.

Месторождения этого рудно-формационного семейства (Таблица ╧1) формируется в условиях сводово-глыбового тектогенеза в орогенных структурах преимущественно эвгеосинклинальных подвижных поясов, а также в зрелую стадию тектоно-магматической активизации с развитием гранитоидного магматизма на базитовом субстрате. Продуцируемые этой системой золоторудные формации - золото-полисульфидно-кварцевая, золото-скарновая и золото-порфировая проявляются в весьма близкой геологической обстановке. Для них издавна (начиная с Эмонса) принимается плутоногенно-гидротермальная модель (рис. 10), подразумевающая генетические или парагенетические связи мезо-термального золотого оруденения с продуктивными на золото интрузивными комплексами. Геологическая специфика сравнительно мало изученного золото-порфирового оруденения заключается в том, что, подобно медно-порфировой формации, рудная минерализация проявляется здесь непосредственно в интрузивах, будучи сближенной во времени с позднемагматической стадией их становления. Формирующиеся при этом золотоносные метасоматиты кварц-калишпатового или кварц-серит-альбитового (березитового) состава являются продуктами автометасоматоза. Присутствие в рудах пневматолитовых минералов (турмалина, датолита) приближает данную модель к пневмогидротермальной.
Необходимо отметить, что во многих районах плутоногенно-гидротермальные золото полисульфидно-кварцевые месторождения строго тяготеют к определенным частям разреза рудоносно-рудовмещающих толщ или к базит-гипербазитовым комплексам с повышенным кларком золота, что позволяет выдвинуть ассимиляционную модель, подразумевающую заимствование металла гранитоидной магмой или гранитизирующими сквозь магматическими растворами из вмещающих пород. Это сближает между собой месторождения экзогенно-эндогенной и плутоногенной системы, выстраивая их как бы в единый конвергентный ряд. В начало этого ряда помещены золотоносные колчеданные залежи, связанные с конседиментационным вулканизмом, а также содержащие золото и скопления глобулярного осадочно-диагенетического пирита. В конце ряда с усилием регенерационного воздействия плутонических процессов месторождения приобретают характерные черты плутоногенно-гидротермального оруденения, нередко сохраняя при этом реликты первичной экзогенной минерализации (рис. 8, 9).

I I I.
Особенности формирования вулканогенных
полигенно-полихронных золоторудных месторождений.

Месторождения вулканогенного рудно-формационного семейства продуцируют близповерхностные месторождения золотого и золото-серебряного формационных типов, формирующихся в позднюю стадию тектоно-магматической активизации в субаэральных вулкано-плутонических поясах, в зонах континентальных рифтов, а также в энсиалических островных дугах вторичных эвгеосинклиналей, с наложенными вулкано-плутоническими ассоциациями. В качестве доминирующей здесь выступает эксплозивно-гидрогенная модель (рис. 11), включающая элементы рециклинга. Глубинные (мантийные) источники рудного вещества контрастируют с близповерхностным уровнем рудоотложения, приуроченным к зоне циркуляции вадозных вод палеоартезианских бассейнов. По мнению П.Б.Берштейна, и других исследователей, именно при смещении рудоносных флюидов с холодными метеорными водами происходит массовое отложение рудного вещества с образованием богатых (бонанцевых) руд [14]. Этот, по существу, гидрогенный механизм рудоотложения сочетается со значительным участием в нем закрытых эксплозий. Эксплозивно-инъекционные брекчии и туффизиты, слагающие трубки взрыва или дайкообразные тела и силлы, нередко сами являются золотыми (Кочбулак, Криппл-Крик) или серебряными (Дукат) рудами, а на других объектах (Тасеевка, Ара-Иля) они имеют предрудный или внутрирудный возраст [14].
Особое положение занимает эксгаляционно-сольфатарная модель [15], формирующая месторождения типа золотоносных вторичных кварцитов, аргиллизитов или кварц-адуляровых метасоматитов, выделяемых в золото-кварц-гидрослюдистую формацию. Для нее характерна связь рудоносных эманаций не с глубинными вулканическими очагами, а, напротив, с близповерхностными экструзивными и эксплозивными аппаратами [14, 15]. Эта модель наиболее широко представлена в энсиалических островных дугах (Малый Кавказ, Камчатка), где ее представители образуют конвергентные ряды с золотоносными колчеданно-полиметаллическими и медно-порфировыми месторождениями (рис. 12). В целом вулканогенно-гидротермальное рудообразование отличается почти полным отсутствием преемственности или совмещения с продуктами деятельности других золотоносных рудно-энергетических систем, если не считать нередко наблюдающегося термостатического воздействия гиповулканических гранитоидных интрузий. Эти гранитоиды, комагматичные субаэральным вулканитам вулкано-плутонических поясов, отнюдь не являются характерными проявлениями плутоногенной рудно-энергетической системы. Они сопровождаются типичной для нее "мезотермальной" золотой минерализацией и не несут признаков развития ассимиляционных процессов с выщелачиванием золота из вмещающих пород. Внутрикоровая ремобилизация полезных компонентов, по-видимому, происходит лишь в глубинных частях фундамента вулкано-плутонических поясов, что отражается на составе руд близповерхностных месторождений: в блоках с сиалическим фундаментом они отличаются повышенными содержаниями серебра, а на фемическом фундаменте преобладают золото-теллуровые и золотые месторождения [12, 13, 15].
Переходя к характеристике различных типов золотоносных провинций и свойственных им гетерогенных и конвергентных рядов месторождений, связанных с различными рудно-энергетическими системами, необходимо оговориться, что это описание включает только районы развития фанерозойского и позднепротерозойского золотого оруденения.
Орогенные области эвгеосинклиналей являются главной ареной развития плутоногенной рудно-энергетической системы, продуцирующей оруденение полиметально-золотого формационного семейства. По геохимическому профилю, определяющему их общую металлогеническую специализацию, а также минерально-геохимическому составу золоторудных месторождений, рассматриваемые провинции подразделяются на два типа: фемический и сиало-фемический.
Фемический тип включает такие традиционные районы рудной золотодобычи, как Средний и Южный Урал, которые являются составной частью интеркратного подвижного пояса, заложившегося на океанической коре. Для них характерно широкое развитие ультраосновного магматизма и сопутствующих ему магматогенных месторождений платины, хрома, никеля. Большое промышленное значение имеют золотосодержащие медноколчеданные и колчеданно-полиметаллические месторождения, связанные с инициальным базальтоидным вулканизмом. Золоторудная минерализация, развивающаяся в условиях халькофильно-сидерофильной металлогенической специализации, имеет "сквозное" распространение, формируясь на всех стадиях геотектонического развития. Наиболее же продуктивные золоторудные месторождения, представленные золото-полисульфидно-кварцевой формацией, образуются на орогенном этапе в связи с палингенными интрузиями адамеллит-плагиогранитной формации, их сложными дайковыми сериями и малыми интрузиями пестрого состава (Березовско-Кочкарьский тип).
Сиало-фемический тип представлен вторичными геосинклиналями Алтае-Саянского и Северо-Казахстанского эпикратонных подвижных поясов, развивавшихся на редуцированной и базифицированной континентальной коре. Инициальный вулканизм и колчеданное оруденение получили здесь слабое развитие (или вообще отсутствуют), и ранняя металлогения представлена в основном осадочными месторождениями ванадия, железа и марганца. Промышленное золотое оруденение Алтае-Саянской провинции представлено золото-полисульфидно-кварцевыми (Берикуль, Центральный, Коммунар, Балахчин и др.) и золото-скарновыми (Синюхинское, Натальевское) месторождениями, связанными с формацией "пестрых батолитов" (по Ю.А.Кузнецову).
В Северо-Казахстанской провинции позднегеосинклинальный магматизм завершился в ордовике батолитами тоналит-гранодиоритовой формации, которым сопутствуют мелкие золото-скарновые месторождения. Эти интрузии несомненно сыграли важную роль в извлечении рассеянного золота из базифицированного субстрата. Под воздействием предорогенных малых интрузий эссекстит-диоритового состава, выделенных еще в 1940 г. Ю.А.Билибиным в золотоносный степнякский комплекс, это золото было вовлечено в рудообразование, что привело к формированию высокопродуктивных жильных и штокверковых месторождений золото-полисульфидно-кварцевой формации (Степняк, Бестюбе, Джеламбет и др.) [12, 13, 14].
Особое положение в рассматриваемом конвергентном ряду занимает позднеорогенное золото-порфировое оруденение Васильковского мегаштокверка. Оно является уникальным представителем золоторудной минерализации, формировавшейся в раннемагматическую (точнее, в домагматическую) стадию становления рудогенерирующей гранитоидной формации, комагматичной наземным вулканитам этапа орогенной активизации Кокчетавского срединного массива [15, 20].
Как было показано выше параллельно с плутоногенными месторождениями формируются и месторождения, связанные с экзогенно-эндогенной рудно-энергетической системой. Они приурочены к остаточным миогеосинклинальным прогибам, выполненным существенно углеродистыми терригенно-карбонатными и вулканогенно-терригенными формациями (золото-арсенопиритовое оруденение Воронцовского месторождения). По наличию джаспероидов и присутствию в поздних минеральных ассоциациях реальгара, аурипигмента и киновари это оруденение сближается с Карлинским типом в США.
Области тектоно-магматической активизации (ТМА), субаэральных вулкано-плутонических поясов (ВПП) и энсиалических островных дуг вторичных эвгеосинклиналей как золотоносные провинции имеют некоторые общие черты. В этих эндогенных режимах, свойственных крупным блокам континентальной коры, которые развиваются в условиях орогенного сводово-глыбового тектогенеза (с приматом восходящих движений), действуют две золотоносные рудно-энергетические системы: плутоногенная и вулканогенная.
Плутоногенно-гидротермальная модель, представленная золото-полисульфидно-кварцевой формацией, согласно Н.А. Фогельман (12) формируется в зрелую стадию сводообразования, в условиях интенсивного развития на мегасводах гранитоидного магматизма, сопровождаемого малыми интрузиями и дайками пестрого состава на древнем базальтоидном субстрате. Эти особенности как бы имитируют тектономагматическую обстановку, характерную для эпи-эвгеосинклинальных орогенов или энсиалических островных дуг вторичных эвгеосинклиналей (Сомхето-Кафанская и Аджаро-Триалетская зоны Малого Кавказа), что определяет большое сходство проявлений золотого оруденения этих провинций (рис.). Различие заключается в несколько меньшем (субвулканическом) уровне глубинности плутоногенно-гидротермального оруденения областей ТМА и сопутствующих ему малых интрузий, в которых нередко наблюдаются трубки взрыва. В качестве характерного генотипа выступает так называемый Дарасунский тип, развитый в Дарасуно-Могочинской глыбовой зоне области мезозойской активизации Восточного Забайкалья, где этому оруденению сопутствуют месторождения медно-порфировой формации.
Вулканогенная рудно-энергетическая система развивается как в энсиалических островных дугах и субаэральных ВПП, так и в позднюю стадию активизации - стадию распада сводовых поднятий и формирования континентальных рифтовых систем, на фоне затухания наземного вулканизма. В окраинно-континентальном Охотско-Чукотском вулканическом поясе рудные узлы с развитием близповерхностного золото-серебряного оруденения формируются в вулкано-тектонических депрессиях, осложненных центральными купольными поднятиями, в которых наблюдается центробежное размещение продуктивных минеральных комплексов. В других депрессиях центры извержений и оруденения размещаются также и по периферии (Карамкенский рудный узел). Последовательно сменяющиеся этапы рудообразования, соответствующие вспышкам риолитового вулканизма, формируют в пределах окраинно-континентальных поясов конвергентный ряд золото-серебряных, серебряно-полиметаллических и серебряных месторождений.
Внутриконтинентальный позднепалеозойский ВПП Кураминской провинции Тянь-Шаня формировался на квазиплатформенном фундаменте, рассеченном рифтовой зоной с базальтоидным вулканизмом. Это предопределило золотую и золото-теллуровую специализации нижнего отрезка рудной колонны и большой вертикальный размах оруденения (месторождения Кочбулак, Кызылалмасай и др.).
В энсиалической Сомхето-Кафанской островодужной зоне Малокавказской провинции и в Понтидах (Турция) конвергентный ряд месторождений, формируясь в центростремительном (на вулкано-плутонических сводовых поднятиях) и центробежном (в депрессиях) режимах, начинается с синвулканических золото-колчеданно-полиметаллических месторождений, сменяющихся формированием эксгаляционно-сольфатарных золотоносных вторичных кварцитов (в кальдерах проседания) и, затем, золото-серебряных и вулканогенно-гидротермальных месторождений (месторождения Давид-Гореджи, Гоша и др.), которые формируются совместно с золото-медно-порфировым оруденением (Карадаг, Хар-Хар, Техут и др.).
В области мезозойской активизации Восточного Забайкалья в позднюю (деструктивную) стадию сводовые поднятия были рассечены рифтовой системой грабенообразных конседиментационных впадин, выполненных континентальными отложениями нижнего мела. К одной из таких впадин приурочены близповерхностные месторождения Балейского рудного поля, представленные жилами и штокверками золото-адуляр-кварцевой формации [14]. Оруденение локализуется как в нижнемеловых толщах Балейского грабена (Тасеевка), так и в древних гранитоидах его прибортовой части (Балей), тяготея к осложняющему впадину приподнятому боку. Не исключено, что контрастность блоковых подвижек приводила в действие "поршневой" механизм засасывания продуктов глубинных вулканических очагов, стимулируя прорыв к поверхности газовых эманаций. Их прикосновение с инфильтрационной гидродинамической системой палеоартезианского бассейна обусловило осуществление эксплозивно-гидрогенной модели рудообразования (рис.). Охарактеризованные выше черты этой модели сочетаются с такими специфическими особенностями, характерными для близповерхностных месторождений, как окислительные условия минерализации, существенная роль в ней коллоидной фазы, развитие околорудных метасоматитов типа аргиллизитов.

Из сказанного сделаем следующие выводы:

Формирование полингенно-полихронных золоторудных месторождений фанерозоя и верхнего докембрия связано с тремя рудно-энергетическими системами: экзогенно-эндогенной, плутоногенной и вулканогенной. Каждой системе свойственны свои конвергентные ряды месторождений, формирующиеся в различных типах золотоносных провинций в результате смены в пространстве и во времени геолого-генетических моделей гетерогенного рудообразования, присущего различным экзогенным и эндогенным режимам развития земной коры.
Формирование конвергентного ряда полигенно-полихронных месторождений экзогенно-эндогенной рудно-энергетической системы определяется процессами регенерации и ремобилизации золота из более ранних гетерогенных рудных скоплений, реликты которых сохраняются на месторождениях в зависимости от интенсивности переотложения и из обогащенных рассеянной золотоносной сульфидной вкрапленностью осадочных углеродистых толщ, выполнивших локальные впадины, являясь важным поисковым критерием. Регенерационное рудообразование может осуществляться in situ - в пределах рудоносной формации или с переотложением в верхние структурные ярусы (по Шнейдерхену), с образованием секущих рудных тел.
Энергетическое обеспечение процессов регенерации связано преимущественно с эндогенными факторами, в т.ч. с участием гранитоидного магматизма. При усилении его влияния на поздних стадиях регенерации происходит наложение плутоногенно-гидротермальной модели, на более гетерогенное оруденение, связанное с процессами элизионно-катагенического, вулканогенно-осадочного или метаморфогенно-метасоматического рудообразования. В результате месторождения экзогенно-эндогенной и плутоногенной систем могут образовывать более обширный и единый конвергентный ряд.

Литература

Батулин С.Г.,Грушевой Г.В. и др. Гидрогенные месторождения урана (основы теории образования). - М.:Атомиздат, 1980.
Буряк В.А. Генетическая модель метаморфогенно-гидротермального оруденения //Генетические модели эндогенных рудных формаций. Новосибирск, 1982, т.2, с. 132-138.
Заири Н.М. Среда рудообразования и изотопно-геохимический режим формирова-ния месторождений кварц-золото-сульфидной формации. //Сб. Изотопная геохимия процесса рудообразования. М., с.116-117.
Кириллова Н.В. Увеличение объема горных пород - одна из причин тектонических деформаций //Изв. АН СССР, Сер. геол.19637 ╧1. с.93-101.
Константинов М.М.,Косовец Т.Н. и др. Факторы локализации стратиформенного золото-кварцевого оруденения //Геология рудных месторождений.1988.╧5,с.59-69.
Кривцов А.И., Константинов М.М., Кузнецов В.В. и др. Система моделей месторож-дений благородных и цветных металлов // Отечественная геология.1995,╧ 3, с.11-31.
Курбанов Н.К. Особенности формирования экзогенно-эндогенных месторождений благородных металлов в углеродисто-терригенных комплексах//Тр. ЦНИГРИ,1987.Вып.219,с.8-12.
Курбанов Н.К. Проблемы генезиса регенерированных золотосульфидных месторож-дений в терригенных комплексах подвижных поясов земной коры.//Докл. Междуна-родной ассоциации по генезису рудных месторождений. 8-й симпозиум МАГРМ. Оттава,1992.
Курбанов Н.К., Фогельман Н.А. Гетерогентность и конвергентные ряды месторож-дений золотоносных рудно-энергетических систем. М., Отечественная геология, 1996. ╧ 1, с. 11-20.
Курбанов Н.К. и др. Полигенно-полихронные золоторудные месторождения в терригенных комплексах. //Руды и металлы. 1992, с. 54-61.
Лисицин А.Н., Богданов Ю.А., Гурвич Е.Г. Гидротермальные руды на дне океана. Металлогения современных и древних окраин. М., 1992, с. 23-35.
Петровская Н.В., Сафонов Ю.Г., Шер С.Д. Формации золоторудных месторожде-ний //Рудные формации золоторудных месторождений.
Томсон И.Н.,Селиверстов В.Д. Магматизм и металлогения предорогенного тектонического режима подвижных поясов и кратонов //Геология рудных месторожде-ний.1992,╧3,с.3-17.
Фогельман Н.А. Рудоносные эксплозивные брекчии криптовулканических аппаратов //ДАН СССР.1969,т.188,╧6,с.34-35.
Фогельман Н.А., Курбанов Н.К. Принципы систематики золоторудных месторож-дений. Тр. ЦНИГРИ, 1991. Вып. 236, с.3-12.
Фогельман Н.А.,Константинов М.М.,Курбанов Н.К. Принципы систематики золоторудных месторождений для прогноза и поисков //Отечественная геоло-гия.1995.╧3,с.31-41.
Хазан К.Е. Эндогенно-эпигенетическая модель образования золото-сульфидного прожилково-вкрапленного оруденения//Генетические модели эндогенных рудных формаций. Новосибирск,-1985, с.186-189.
Холодов В.Е. Новое в познании катагенеза. Элизионный катагенез //Литология и полезные ископаемые.1982.╧ 5,с.15-32.
Прогнозирование и поиски месторождений золота. ⌠Недра■. М., 1989., с. 26-125.
Прогнозно-поисковы комплексы, вып. ХIII. Комплексирование работ по прогнзу и поискам золото-сульфидно-кварцевых месторождений в эвгеосинклиналях. Методиче-ские рекомендации. М., ЦНИГРИ, 1984. 49 с.
Timothy J/ Htreival, Arthur S/ Radtkt and William C. Bagby. Relationships Among Carbonate-Replacement Gold Deposits, Gold Scarns and Intrusive Rocks, Ban Mining District Server, Malaysia.
Liziyong and Lin Tiebing. Genetic type and formation of on formfnion of sub-mickon fnd disseminafeld gold dthosits in Vousiang basin, South China/ Scitntia Geologic Simica, vol. 3, ╧ 4, p.p. 415-423. 1994.
Levis Teal and Vac. Sarson Geologic overview of Carlin Trend Gold Description of Resent Deep Discoveries Gvideook stries, vol. 28/ 1997. Pp. 3-37.
P.H. Silitjt, H.F. Bonham. Sediment-yjsted gold dthjsit. Distal products of magmatic-hydrotermfl systems/ Geology, 1990, vjl. 18, pp. 157-161.
Christensen O.D. Stratigrfhyic controls on Gold minerelization Carlin Trend, Ne-vada//Newmont Gold Company. Denver. 1989. pp. 130-135.

Abstract

In spite of widely diversified settings of gold and gold-silver deposits (from variously dislocated volcanic and volcano-carbonaceous-carbonate-terrigenous complexes to plutonogenic, of various formation depths, sizes and morphology), these are traditionally connected mainly with hydrothermal fluids of orogenic and post-orogenic granitoid intrusions or volcano-plutonic belts within the areas of tectono-magmatic activization.
Analysis of the conditions of forming these deposits in various geotectonic settings of mobile belts shows a wide variety of genetic types forming three convergent series with individual models having cause-and-effect interrelationship: a) in carbonaceous-carbonate-terrigenous complexes ofmeso- and miogeosynclines (primary and secondary residual basins), b) in ensialic island arcs and volcano-plutonic belts (marginal and intra-continental) of tectono-magmatic activization; c) in volcanogenic eugeosynclines.
In most province types, the convergent series is represented by polygenic-polychronous precious metal deposits of exo-endogenic class where orebodies are composed of a set of so called "primary" stratiform gold-quartz-carbonate-sulphide-bearing horizons (clot-disseminated or streaky-disseminated) of exhalation-sedimentary or elision-catagenetic origin combined with "secondary" regenerated epigenetic orebodies - veins, veinlets and megastockwork gold-sulphide-quartz and gold-quartz ores.
Relationship between genetic ore types of the above convergent series is determined by coordi-nates of two couples of parametres, such as: ore matter source + fluid source and ore deposition mechanism + ore deposition environment
Under favourable combinations of these conditions the appropriate settings for origination of final ore deposition system are created Relationship between "primary" and "secondary" ores is governed by intensity of dislocation metamorphism and intrusive magmatism, their duration ( from pre-orogenic, orogenic to post-orogenic activization) playing important (sometimes, governing) role both in the process of regeneration of "primary" deposits and in mobilisation and enrichment of the latter under favourable enviromnent and setting.
Duration of such thermostatic systems is typical for thermodomes Depending on the depth of these thermodome structures, ore-bearing fluids of gold-rare metal series (tungsten, tin etc. at depth and arsenic, antimony, mercury in the subsurface enviromnent) are transported into the area ofregenerated ore deposition.
Different province types are characterized by the following most common deposit types of convergent series a) in meso-and miogeosynclines - from combined gold-pyrite, mainly, stratiform to regenerated combined gold-rare metal of various types, of vein-streaky-megastockwork structure, b) in ensialic island arcs and volcano-plutonic belts - from gold-pyrite-polymetallic and gold-copper-porphyry to gold-quartz hydrothermal metasomatic and exhalation-sedimentary, c) in volcanogenic eugeosynctines from gold-pyrite and stratiform gold-sulfide volcano-sedimentary to gold-silicate plutonic ones.

ПОЛИГЕННО-ПОЛИХРОННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЗОЛОТА. (ТЕКСТ ДОКЛАДА НА СМИРНОВСКИХ ЧТЕНИЯХ 25 ЯНВАРЯ 1999Г.)

Abstract

ПОЛИГЕННО-ПОЛИХРОННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЗОЛОТА.
(ТЕКСТ ДОКЛАДА НА СМИРНОВСКИХ ЧТЕНИЯХ 25 ЯНВАРЯ 1999Г.)