Месторождение медистого золота Золотая Гора
(О "золото - родингитовой" формации)

Глава 2

О КЛАССИФИКАЦИИ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЗОЛОТА

Эндогенные рудные концентрации Au представлены магматогенными (сульфидные Fe-Cu-Ni) и гидротермальными, а также метаморфогенными типами. Основная масса рудного золота сосредоточена в гидротермальных месторождениях (и в продуктах их разрушения в корах выветривания). Гидротермальные месторождения золота часто объединяют в три формации - малых глубин (руды с обилием сульфидов, с низкопробным золотом, с сульфосолями Ag.), средних глубин (руды умеренносульфидные, с относительно низкопробным золотом.), больших глубин (руды малосульфидные, с высокопробным золотом.) [Петровская, 1973]. Эта почти общепринятая в нашей стране классификация не вполне отвечает современному уровню геологии. Кроме того, среди месторождений больших глубин масса богатых сульфидами, среди месторождений малых глубин не мало убогосульфидных с высокопробным золотом; ряд месторождений со всеми признаками приповерхностных формировались на глубинах 1,5-2 км; на тех же глубинах зафиксировано образование месторождений золота с характерными признаками месторождений больших глубин.

Классификация гидротермальных золотых месторождений преимущественно по характеру рудовмещающих толщ [Некрасов, 1988], а также многие американские авторы) или на основе представлений о базовых формациях (групп большеобъемных месторождений вкрапленных и массивных сульфидных руд) [Сидоров, 1987] малоубедительны. Более аргументированы классификации Г.Шнейдерхена [1958] и Ю.А.Билибина [1959] и близкие к ним [Смирнов, 1964; Татаринов, Строна, 1967; Котляр, 1968; Овчинников, 1968; Нарсеев и др., 1986; Щепотьев и др., 1994], которые учитывают многосторонние геологические связи месторождений золота и особенно сопряженные с оруденением магматиты. По типу магматических образований, которые непосредственно предшествуют или сопровождают Au оруденение, выделяются гидротермальные плутоногенные формации складчатых областей, вулканогенные формации складчатых областей и их современных аналогов - островных дуг, а также срединно-океанских хребтов, вулкано-плутонические золоторудные формации [Спиридонов, 1995 а]. Большое значение в генезисе месторождений золота придается процессам регионального метаморфизма, прежде всего черносланцевых толщ, - выделена формация метаморфогенно-гидротермальная [Буряк, 1982; Летников, Вилор, 1981 и др.], иначе плутоногенно-метаморфогенная [Нарсеев и др., 1986]. Данные местрождения близки к плутоногенным, постоянно сопровождаются небольшими интрузивами гранитоидов и послегранитоидных даек (Мурунтау, Сухой Лог) [Буряк, Хмелевская, 1997; Гаврилов, Новожилов, 1997 и др.], иногда целиком расположены в ореолах экзоконтактового метаморфизма - наложены на роговики и ороговикованные породы (Бакырчик); поэтому, их целесообразно рассмотреть совместно с плутоногенными. Кроме того, известны телетермальные рудные формации с Au [Крутов, 1971; Kva" >ek, 1973; Ершов, 1974; Щеглов, 1976; Боришанская и др., 1981; Stanley et al., 1990; Сabri et al., 1991; Olivo et al., 1994; Виноградова и др., 1995].

Вулканогенные гидротермальные золоторудные формации

Эти формации являются принадлежностью вулканогенных поясов окраинно- и внутри-континентальных, внутриокеанских и структур типа островных дуг.Гидротермальные системы современные и древние открытого типа, изливающиеся на поверхность суши или на дно морей и океанов, или полуоткрытого типа, так или иначе сообщающиеся с поверхностью, нередко кипящие. Главная особенность этих месторождений - образование при низком (обычно < 0,08 кб) и сильно изменчивом (до 1 атм) давлении [Ляхов, 1968, 1976, 1988 а, б; Гончаров, Сидоров, 1979; Хомич и др., 1989; Прокофьев, 1998]. Прямые оценки давления для руд, которые по геологическим данным возникли на глубинах 1-1,5 км, чаще < 40-80 атм [Ляхов, 1968, 1976, 1988 а; Slack, 1980; Прокофьев, 1998 и др.]. Низким давлением при рудоотложении обусловлены ничтожные содержания Hg в блеклых рудах и сфалерите (в парагенезе без киновари) [Спиридонов, 1987 и др.]. Рудообразование и вулканическая деятельность синхронны или чередуются, породы на пути движения гидротерм практически до поверхности сильно прогреты и рудоносные растворы в мало измененном виде достигают поверхности или приповерхностных участков. В результате кристаллизация рудных агрегатов происходит из пересыщенных растворов, чем обусловлены колломорфные структуры руд.

Характерна резкая и контрастная минеральная и геохимическая зональность месторождений, неоднократное чередование низко-, средне- и высокотемпературных минеральных ассоциаций. Зачастую это месторождения ксенотермального типа. Для вулканогенных месторождений от современного до архейского возраста установлены сходные минерально-геохимические особенности, характерны генетические связи минералов кремнезема, сульфидов, барита, карбонатов, флюорита, минералов Mn и других, которые очень напоминают парагенезы минералов в отложениях современных горячих источниках [White, 1950; Weissberg, 1969; Ewers et al., 1977; Лебедев, 1979; Рой, 1986; Hannington et al., 1986; Krupp, Seward, 1987]. Повышенный окислительный потенциал вулканогенных гидротерм обусловлен не только их контаминацией метеорными водами содержащими кислород, но и насыщением элементарной серой (зачастую селенистой). Высокая активность S₂ в гидротермах при низком Р и повышенной Т определили сернокислотный характер растворов. Типичны значительные объемы предрудных метасоматитов, обычно продуктов сернокислотного (точнее H₂S - H₂SO₄, HCl - H₂SO₄, HF - HCl - H₂SO₄) выщелачивания - вторичные кварциты, опалиты, аргиллизиты, зодиты; во внешней зоне обычно развиты калиевые пропилиты с адуляром и серицитом и аргиллизиты со смектитами; рудосопровождающие метасоматиты - от алунитовых до серицитолитов или богатых адуляром [Lindgren, Ransome, 1906; Lindgren, 1933; Наковник, 1964; Волостных, 1971; Василевский, 1973; Шер и др., 1974; Зотов, Русинов, 1975; Власов и др., 1978; Heald et al., 1987; Sander, Einaudi, 1990; Наумова, 1995; Спиридонов, 1991 г; Arribas et al., 1995; So et al., 1995; Cooke et al., 1996 и др.]. При низких величинах pH и aH₂S/aH₂SO₄ отношение Ag/Au в растворах больше 1 [Cole, Drammond, 1986], что обьясняет главную особенность вулканогенных золотых руд.

Месторождения типа Куроко (золото-колчеданные, золото-колчеданно-полиметаллические, золото-серебро-барит-полиметаллические). Жильные минералы - кварц, барит, ангидрит, гипс, пирофиллит, каолинит, диккит, тальк, алунит, зуниит, судоит; самородные - электрум, золото, серебро, сурьма, мышьяк, стибарсен. Характерны сульфосоли Cu-As (энаргит, люцонит), Cu-Sb (фаматинит), Pb-As, Pb-As-Sb, Pb-Ag-As, Ag; сложные сульфиды Sn (станнин, кестерит, моусонит, станноидит), Bi (группа айкинита, эмплектит, аннивит), V (колусит, сульванит), Ge (реньерит, бриартит), Te (голдфилдит, Те тетраэдрит, Те теннантит, канфильдит), In (рокезит, In-содержащие блеклые руды), W (киддкрикит), Sn-Mo (хемусит), Tl (воганит, криддлеит, хатчинсонит, шабурнеит); селениды и сульфоселениды Bi, Pb, Ag, Au-Ag; теллуриды Bi, Au-Ag, Pb, Hg; сульфиды и сложные халькогениды Ag, Au-Ag; дисульфиды Cu, Cu-Fe (футуробеит); ассоциации пирит + борнит, т.е. минералы с высшей степенью окисления As⁵⁺, Sb⁵⁺, Te⁴⁺, Cu²⁺, минералы и минеральные ассоциации, образованные при высокой фугитивности кислорода и серы.

Месторождения трансильванского-карпатского типа (классические эпитермальные золото-серебряные, золото-серебро-адуляр-кварцевые, золото-кварц-гидрослюдистые, золото-теллуридные, золото-селенидные): Бая-де-Арьеш, Сэкэрымб, Крипл-Крик, Балей, Зод, Дукат, Озерновское, Агинское, а также Калгурли месторождение, залегающее в толщах и интрузивах архея, однако сопряженное с мелкими трубообразными телами дацитов и риодацитов протерозойского возраста. Нередко это месторождения субвулканического уровня, многие из них контролируются кальдерами. Жильные минералы - кварц, халцедон, аметист, опал, адуляр, барит, ангидрит, целестин, гипс, флюорит, аксинит, алунит, диккит, бейделлит, гидрослюды, пирофиллит, галлуазит, судоит, Li тосудит, роскоэлит; самородные - электрум, золото, кюстелит, серебро, сера, теллур, висмут, мышьяк, олово, свинец; интерметаллиды - дискразит, алларгентум, мальдонит, ауростибит; сложные сульфиды Pb-As, Pb-As-Sb, Pb-Bi-Cu, Pb-Bi-Ag, Ag (прустит-пираргирит, стефанит), Sn (станнин, кестерит, моусонит, мохит, курамит, окартит, канфильдит), In (сакураит), Sn-Mo (хемусит), Mo (кастаньит), Bi, Be (гельвин); теллуриды и сульфотеллуриды Au, Au-Ag, Au-Cu (костовит), Bi, Hg, Sb (теллурантимонит), Au-Pb-Sb-Bi (нагиагит, букхорнит); селениды, теллуроселениды Bi, Pb, Ag, Au-Ag; сульфиды, селеносульфиды Ag, Au-Ag (айтенбогардтит, пенжинит, петровскаит), в том числе с Tl (криддлеит). Характерны минералы Mn (родохрозит, кутнагорит, Mn кальцит, олигонит, родонит, бустамит, тефроит, аллеганит, фриделлит, алабандин, гюбнерит, гельвин, оксиды Mn), сложные сульфиды, силикаты и оксиды V (колусит, роскоэлит, V мусковит, V турмалин, V гематит, V касситерит, V рутил, кулсонит, ноланит, хемлоит). Весьма любопытен парагенез самородного свинца и/или свинцово-оловяных и иных интерметаллидов (стистаит) с гипогенными алунитом, ярозитом и иными сульфатами; причина появления этих самородных металлов - не восстановительная обстановка, а окислительная: сера связана в сульфатах, сульфидная сера полностью отсутствует.

У ряда месторождений золото-сульфидно-кварцевого типа (Челопеч, Кочбулак) характеристики промежуточные между золото-колчеданными и классическими жильными эпитермальными золото-серебряными.

Большинство вулканогенных месторождений Au от убогосульфидных до колчеданных обладает сходными минерально-геохимическими особенностями. Характерны высокоAl минералы, обычно глинистые (диккит, пирофиллит, судоит); электрум, кюстелит; барит и другие сульфаты; разнообразные минералы Mn; сложные сульфиды Ag, Bi, Sn, V, Mo, Ge, W, Be, Tl; самородные теллур, олово, висмут, свинец; из теллуридов - нагиагит, колорадоит, костовит, теллурантимонит, вулканит; cеленотеллуриды и сульфоселенотеллуриды Bi; из блеклых руд - Ag тетраэдрит (фрейбергит), аргентотетраэдрит, богатые Cu²⁺ голдфилдит, Te и Bi тетраэдрит; парагенезы пирит + борнит, пирит + гематит, антимонит + теллуриды + сульфоантимониды Pb, диккит + дюмортьерит + верлит + молибденит, электрум + молибденит, нагиагит + бурнонит + сильванит, теллур + As теллурантимонит + костовит + фаматинит, топаз + самородная сера + алунит + голдфилдит, алунит + самородный свинец или стистаит и иные интерметаллиды; повышенные содержания Se в сульфидах и теллуридах, NH⁴⁺ в адуляре, алуните и слюдах, Li в глинистых минералах, F в слюдах; типоморфны минералы, содержащие в одной структурной позиции As, Sb, Te, Sn, Ge (In, Bi, Mo, W), - люцонит, станнин, колусит, моусонит, германит, хемусит; показательны блеклые руды - твердые растворы серий: теннантит - тетраэдрит - аннивит - голдфилдит - хакит - жиродит [Lindgren, Ransome, 1906; Браунс, 1906; Линдгрен, 1932, 1935, 1937; Stillwell, 1931; Helke, 1934; Emmons, 1937; Петровская и др., 1947, 1976; Смирнов, 1959; Markham, 1960; Лазаренко и др., 1963; Терзиев, 1966; Terziev, 1966; Разумова, 1968; Логинов, 1969; Kelly, Goddard, 1969; Introduction, 1970; Андреева, 1971; Качаловская и др., 1971; Яренская, 1971; Берман и др., 1972; Некрасова, 1972; Шер, 1972, 1974, 1976; Петровская, 1973, 1982, 1993; Тацуми и др., 1973; Kieft, Oen, 1973; Popa, Goertz, 1974; Амирян, Фамаразяр, 1974; Савва, Раевская, 1974; Large, 1975; Nishijama et al., 1975; Зотов, Русинов, 1975; Моисеева и др., 1975; Громова и др., 1978; Barton et al., 1978; Shikazono, 1978; Коваленхер и др., 1979, 1986; Крылова и др., 1979; Спиридонов, 1979, 1987, 1991 б, г, 1994; Берман, Ботова, 1980; Воларович и др., 1980; Полезные ископаемые, 1980; Pringle, Thorpe, 1980; Slack, 1980; Ботова и др., 1981,1985; Спиридонов, Бадалов, 1983, 1984; Watanabe, 1983; Балейское, 1984; Cахарова и др., 1984,1992; Harris et al., 1984, 1988, 1989; Soeda et al., 1984; Бадалова и др., 1985; Cпиридонов, Округин, 1985; Nakata et al., 1985; Smith et al., 1985; Коваленхер, 1986; Кольцов, Котельникова, 1986; Berbeleac, 1986; Bernstein, 1986; Hamasaki et al., 1986; Nickel et al., 1986; Конюшок, Некрасов, 1987; Сидоров, 1987, 1996; Boirat, Lum, 1987; Heald et al., 1987; Leonard, Christian, 1987; Shikazono, Shimizu, 1987, 1988; Еремин и др., 1988; Некрасов, 1988; Чвилева и др., 1988; Altaner et al., 1988; Foord et al., 1988; Motomura, 1988; Smith et al., 1988; Shimizu et al., 1988, 1998, 1999; Хомич и др., 1989; Щепотьев и др., 1989; Генералов, 1990; Рахманова и др., 1990; Савва, Прейс, 1990; Cпиридонов и др., 1990, 1992 а, б, 1995 в; Некрасов, 1991; Francis et al., 1992; Huston et al., 1992; Khin Zaw, Large, 1992; Large, 1992; Marcoux et al., 1992; Castor, Sjoberg, 1993; Simon et al., 1994; Zhang, Spry, 1994; Наумова, 1995; Некрасов и др., 1995; Arribas et al., 1995; So et al., 1995; Савва, 1996; Cooke et al., 1996; Брызгалов и др., 1996; Моисеенко, Эйриш, 1996; Bogdanov et al., 1997; Spry et al., 1997; Cabri et al., 1998; Leistel et al., 1998; Milesi et al., 1999; Shimizu et al., 1999; Alderton, Fallic, 2000; Spry, Thieben, 2000 и др.]. Широко развиты зональные по составу кристаллы рудных минералов. Так, ядра золотин нередко сложены высокопробным золотом, вокруг него развита зона электрума, который окружен кюстелитом, внешняя зона нередко представлена серебром. В вулканогенных месторождениях на более глубоких горизонтах обычно развито более крупнозернистое золото.

Месторождения типа Карлин - Лухуми близки к типичным эпитермальным: сопряжены с субвулканическими телами брекчий, расположены в ореолах аргиллизитов, характеризуются тонкозернистыми рудами с пылеватым золотом, баритом, флюоритом, марказитом, золотоносными пиритом и арсенопиритом, антимонитом. Особенности их - формирование при повышенном давлении (до 1 кб и более), обилие золото-органических соединений, сульфидов As (аурипигмент, реальгар, вакабаяшилит, гетчелит) , сульфидов Tl (карлинит, эллисит, лорандит, христит, вейссбергит), минералов Hg (киноварь, метациннабарит, галхаит, лаффитит, колорадоит) [Wells, Millens, 1973; Radtke et al., 1980; Bloomstein, 1984; Stolburg, Danning, 1985; Foord et al., 1988; Jewell, Parry, 1988; Grice, 1989; Kuechn, Rose, 1992, 1995; Jankovi , 1993; Drews-Armitage et al., 1996; Groff et al., 1997; Simon et al., 1999]. Минерализация близкого типа представлена осадками геотермальных систем Бродленс и Ротокава в Новой Зеландии [White, 1950; Weissberg, 1969; Ewers, Keays, 1977; Watanabe, 1983; Krupp, Seward, 1987].

Обилие в рудах вулканогенных месторождений S, Se, As, NH₄⁺, F (Tl, Hg, In) обусловлено наличием этих компонентов в вулканических газовых струях, возгонах и конденсатах из них. Наличие в этих рудах Mn, V, Sn, Ge, Mo, W, Be частью обусловлено теми же причинами [Лебедев, 1988], а в большей степени связано, вероятно, с выщелачиванием из вмещающих пород под действием HF-HCl-H₂S-H₂SO₄ растворов при глубоком разложении силикатов (до "каолинового ядра" и далее до "кремневого скелета") с выносом всех элементов, кроме Si и Ti ( Al); темноцветные минералы были источником Mn, V, Sn, полевые шпаты - W, Be, те и другие - Ge, Ga и Mo. Концентрирование в рудах Sn, W, Be, Mo определялось фугитивностью фтора во флюидах; обилие серы привело к фиксации большей части этих элементов в сульфидах, включая тунгстенит WS₂, киддкрикит Сu₆WSnS₈, хемусит Сu₆MoSnS₈, галлит CuGaS₂; при относительно пониженной f S₂ формировались касситерит, аргутит GeO₂, Ge- и Ga-содержащие хлориты, вольфрамит, шеелит.

Вулкано-плутонические гидротермальные золоторудные формации

По ряду параметров они занимают промежуточное положение между вулканогенными и плутоногенными. Многие из этих месторождений (Алданские и др.) сопряжены с латит-монцонитовыми комплексами складчатых областей и их рамы, их руды обогащены минералами Bi. Одни месторождения (Куранах, Лебединое и др.) по особенностям минерального состава близки к вулканогенным - с золото-селенидно-теллуридной минерализацией, с Те блеклыми рудами, колуситом, аурипигментом, киноварью [Петровская и др., 1947; Ким и др., 1988 и др.]; другие (Дарасун) - ближе к плутоногенным [Ляхов, 1968, 1976, 1988 а, б; Сахарова, 1968; Large, 1975; Сахарова и др., 1992; Прокофьев и др., 2000]; те и другие с отчетливой латеральной и вертикальной минеральной зональностью, в том числе скрытой (вариации состава сульфосолей Pb-Sb-As и др.).

Плутоногенные гидротермальные золоторудные формации

Плутоногенные месторождения золото-кварцевой формации сопряжены с тоналит-гранодиоритовыми и монцонитовыми, реже с иными гранитоидными комплексами складчатых областей. Эти месторождения формируются в условиях закрытой системы, т. е. при повышенном Р. Величина Р определяется положением верхней кромки гидротермальной системы, расположенной, как правило, близ верхней кромки интрузивов или несколько выше. Самые низкие оценки Р по ГЖВ в ранней генерации кварца и карбоната руд - 0,3-0,6 кб [Спиридонов, 1995 а; Trumbull et al., 1996], что отвечает минимальным глубинам формирования 1-1,5 км; максимальные оценки до 3,5-4 кб ( 12-15 км) [Спиридонов, 1995 а; Hagemann, Brown, 1996; Mishra, Panigrahi, 1999; Yao et al., 1999]; более высокие значения давления отвечают метаморфизованным рудам. Повышенным давлением при рудоотложении обусловлены повышенные содержания Hg в рудах, сфалерите, блеклой руде. Плутоногенные месторождения с возрастом от раннего архея до кайнозоя формировались в условиях относительно устойчивого Р на фоне плавного снижения Т, то есть в относительно упорядоченных условиях. Характерна слабо контрастная (до исчезновения) вертикальная геохимическая и минеральная зональность. Типична большая протяженность Au оруденения по вертикали: 3500 м, с учетом эрозионного среза около 5000 м - Колар (Индия), около 3000 м - Морро-Велью (Бразилия), около 2500 м - Ашанти (Гана), около 2000 м - десятки месторождений Канады, Африки, Австралии.

Плутоногенные месторождения Au порождены процессами средне-низкотемпературного углекислого метасоматоза - березитизации-лиственитизации [Бородаевский, Бородаевская, 1947 а; Бородаевский, 1948, 1960; Коржинский, 1967; Назьмова, Шалаев, 1971; Шер и др., 1974; Сазонов, 1977, 1978, 1984, 1993; Лайпанов, Михайлова, 1982; Weir, Kerrik, 1987; Cпиридонов, 1991 г, 1995 а; Knipe, Fleet, 1997 и др.]. Эти процессы являются одними из наиболее поздних из многочисленных эпизодов послеинтрузивной гидротермальной деятельности, находятся в возрастной вилке наиболее поздних родственных даек глубинного происхождения тоналит-гранодиоритовых и монцонитовых комплексов [Спиридонов и др., 1998]. Максимальные параметры образования березитов - 400^оС и 4 кб [Зарайский, 1989]. По этой причине область рудогенеза плутоногенной березит-лиственитовой (золото-кварцевой) формации находится в зоне хрупких деформаций выше изотермы 400^о, в интервале глубин 1-15 км. Золото-кварцевая формация представлена кварцевыми и карбонат-кварцевыми жилами, штокверками жил и прожилков, оруденелыми березитизированными-лиственитизированными породами, в том числе известковыми и магнезиальными скарнами. В процессах скарнообразования Au инертно. Mg и Ca скарны содержат существенные количества Au только в тех участках, где они лиственитизированы. Процессы лиственитизации не связаны генетически с процессами скарнообразования и отделены от них внедрением многих генераций даек и формированием Mo-Cu-порфирового оруденения. Таким образом, понятие "золото-скарновая" формация не имеет генетического смысла. Процессы березитизации-лиственитизации, которые порождают плутоногенное золотое оруденение - золото-кварцевую формацию, генетически независимы, не связаны с более ранними процессами послеинтрузивной пропилитизации и гумбеитизации [Спиридонов, 1995 а].

Для плутоногенных гидротермальных месторождений Au типичны относительно небольшие объемы околорудных метасоматитов - березитов, лиственитов. Соленость рудоносных растворов NaCl-KCl-MgCl₂ 6-17, чаще 9-13%; концентрации CO₂ составляют 2-7 моль/кг раствора; ранние кварц, карбонат и шеелит содержат ГЖВ с жидкой углекислотой, нередко с примесью метана, иногда включения с жидким сероводородом (в наиболее глубинных месторождениях P_H2S достигает 2,5 кб). Слабокислые H₂CO₃ и H₂S-H₂CO₃ золотоносные гидротермы существенно хлоридные, с ничтожными содержаниями F, с низкими fO₂ и fS₂ выщелачивали из рудовмещающих толщ SiO₂, Fe, Cu, Zn, Pb, Ni, Co и W, но не Mn, Sn, Ge, Mo, Be. При повышенных величинах pH и aH₂S/aH₂SO₄ отношение Ag/Au в растворах меньше 1 [Cole, Drammond, 1986], что объясняет ведущую особенность состава руд плутоногенных золотых месторождений. Плутоногенные месторождения формировались в восстановительных условиях. Руды отличаются ничтожными содержаниями F, Se, Sn, Ge, Be, Tl, Ir, Os, Ru, Pt, REE, низкими Mn и Мо; Te/Se >1.

Минеральный состав руд плутоногенных золото-кварцевых месторождений обычно прост. Характерны высокопробное золото (электрум редок); пирит, арсенопирит, реже халькопирит, пирротин, борнит, кубанит; низко Mn карбонаты; галенит, бедный Ag, Bi, Sb, As; светлые слюды с ничтожными содержаниями F и NH⁴⁺; единственная минеральная форма W - шеелит, бедный Mo и REE; cульфосоли только Pb-Sb, Cu-Bi-Pb, Ag-Pb-Sb, Pb-Bi; блеклые руды бедны Cu²⁺, Bi, практически лишены Te, Se; отсутствуют собственные минералы Mn, V, Hg, самородные Te и As; на глубоких горизонтах месторождений развито более мелкозернистое золото [Линдгрен, 1932, 1935, 1937; Lindgren, 1933; Emmons, 1937; Минералогия Урала, 1941; Билибин, 1947, 1959; Бородаевский и др., 1947-1984; Бородаевский, 1948-1964; Переляев, 1953; Шнейдерхен, 1958; Markham, 1960; Ивенсен и др., 1966; Рожков, 1968; Cмолин, 1970; Рожков и др., 1971; Назьмова, Шалаев, 1971; Шер, 1972, 1974, 1976; Петровская, 1973, 1982, 1993; Спиридонов и др., 1974, 1986 а, б, в, г, 1990, 1994, 1995 а, 1998; Шер и др., 1974; Сазонов, 1977, 1978, 1984; Спиридонов, 1977, 1986, 1987, 1991 а, 1992, 1995 а, 1998; Cпиридонов, Хамид, 1978; Назьмова, Спиридонов, 1979; Boyle, 1979; Cкрябин, 1980; Полезные ископаемые, 1980; Лайпанов и др., 1982; Золоторудные месторождения СССР, 1984-1990; Берзон, Бородаевский, 1984; Берзон, Левитан, 1985; Фирсов, 1985; B hlke, Kistler, 1986; Robert, Brown, 1986; Гончаров и др., 1987; Захаревич и др., 1987; Коробейников, 1987; Weir, Kerrick, 1987; Некрасов, 1988; Чвилева и др., 1988; Nesbitt, 1988; Бертман, 1990; Минералогия Урала, 1990; Peters et al., 1990; Амузинский и др., 1992 а; Гамянин, 1993; Сазонов и др., 1993; Котов и др., 1993, 1995; Phillips, Powell, 1993; Spiridonov, 1996; Trumbull et al., 1996; Буряк, Хмелевская, 1997; Гаврилов, Новожилов, 1997; Knipe, Fleet, 1997; Oberthr et al., 1997; Smidt Mumm et al., 1997; So, Yan, 1997; Hageman et al., 1998; Sillitoe, Thompson, 1998; Алабин, Калинин, 1999; Knigth et al., 1999; Mishra, Panigrahi, 1999; Voicu et al., 1999; Yao et al., 1999; Jia et al., 2000]. Из ГМЗ преимущественно плутоногенные содержат минералы системы Au-Cu [Спиридонов, Плетнев, 1999].

Рудные тела любого типа сложены ассоциациями: реликтовых минералов; кварцевой ( хлорит, карбонат, серицит, шеелит) (Т 375-290 С, обычно 330-305); ранних сульфидов (пирит, арсенопирит); карбонат-полисульфидной (карбонаты, As-пирит, арсенопирит, халькопирит, пирротин, кубанит, борнит, галенит, сфалерит, блеклые руды) (270-190 C); продуктивной (золото сульфиды и сложные сульфиды Pb, Sb, Ag, Bi, теллуриды Bi, Pb, Ag, Ni, Fe, Au-Ag, Au). Т образования продуктивной ассоциации 210-150, обычно 190-170 С. Это объясняет то, что месторождения Au тяготеют к одновозрастным малым интрузивам и дайкам и только к краевым частям более крупных интрузивов, те и другие успевают остыть до нужной температуры, иначе золото рассеивается! Минералы полисульфидной и продуктивной ассоциаций развиваются метасоматически. Самородное золото и теллуриды замещают кальцит, пирротин, хлорит, осаждаются на As пирите с дырочным типом проводимости. Золотоносность рудных тел и околорудных метасоматитов практически целиком обусловлена развитием минералов продуктивной ассоциации. Важнейший геохимический барьер для Au в рудных телах - углеводороды и битумоиды.

По геологическим данным гидротермальные месторождения золота формировались на глубинах от 1 до 10 км и более. С ростом глубинности формирования месторождений в рудах уменьшаются количества Sb, Hg, Tl и увеличиваются Te, W, Au/Ag, Te/Se (от 1-2 до 100-3000), Au/Hg (от 1 до 200-6500). Плутоногенные месторождения формируются в относительно упорядоченных условиях закрытой системы, чем обусловлен относительно устойчивый состав руд и рудных минералов по вертикали конкретных месторождений и дифференциация рудного вещества по уровням глубинности месторождений. Фациям глубинности отвечают минеральные типы гидротермальных месторождений золота по составу продуктивной ассоциации. Гипабиссальной фации (P 0,3-0.9-1 кбар, глубина формирования 0,5-3 км) отвечают золото-антимонитовый тип с сульфидами Ag (андорит-VI, аргентотеннантит и аргентотетраэдрит, рощинит, миаргирит) и -амальгамой Au (Au-Ag) (Кварцитовые Горки, Казахстан), золото-галенит-сульфоантимонидовый тип с Ag-тетраэдритом, овихиитом и с поздними антимонитом, сурьмой, ауростибитом, бертьеритом (Бестюбе, Акбакай, Казахстан; Ашанти, Гана) (гранодиоритовые формации - Г) и золото-галенит-айкинитовый с самородным висмутом и мальдонитом (Акбеит, Казахстан) (монцонитовые формации - М); мезоабиссальной фации (Р 1-1,8 кб; 3-7 км) - золото-галенитовый с сульфоантимонидами Pb, теллуридами Pb и Bi (Г) (Степняк, Казахстан; Кэпэрвеем, Чукотка), сульфосолями Bi и сульфотеллуридами Bi (М); абиссальной (Р 2-3,6 кбар; 7-12 км) - золото-галенит-теллуридный и золото-теллуридный (Г, М) (Джеламбет, Северное и Южное Аксу, Таукен, Казахстан; Колар, Индия) [Спиридонов и др., 1974, 1986 б, г, 1994, 1995 а; Спиридонов, 1995 а; Ortega et al., 1996; Mishra, Panigrahi, 1999]. Для плутоногенных гидротермальных месторождений золота гипабиссальной фации наличие и обилие в рудах пирротина, халькопирита, борнита - отрицательный признак золотоносности, тогда как в месторождениях абиссальной фации - это великолепный положительный критерий золотоносности.

Изотопный состав кислорода шеелита, минерала который наиболее устойчив к эпигенетическому изотопному обмену, практически постоянен в плутоногенных гидротермальных месторождениях золота Казахстана, Урала, Средней Азии, Северной и Южной Америк: ¹⁸O = +4 +6 SMOW. Это свидетельство глубинного метаморфогенного источника рудоносных H₂O-CO₂ флюидов, которые сопровождали становление золотоносных инверсионных гранодиоритовых и раннеорогенных монцонитовых формаций складчатых областей и их рамы [Спиридонов, 1995].

Телетермальные золоторудные формации

Золото-сурьмяная формация. Месторождения этой формации (Cарылах, Сентачан, Якутия) похожи на золото-антимонитовые плутоногенные. Однако в последних широко развиты Ag- содержащие минералы, самородное золото - наиболее серебристое в ряду плутоногенных гидротермальных месторождений золота [Назьмова, Шалаев, 1971; Спиридонов, 1995 а]. Телетермальные Au-Sb месторождения бедны Ag и минералами Ag; здесь с антимонитом сосуществует самородное золото с пробностью 960-1000 - продукт эндогенной деструкции ауростибита, характерного минерала данных месторождений [Жданов и др., 1979; Индолев и др., 1980; Анисимова и др., 1984; Cуплецов, Жданов, 1992; Амузинский и др., 1992 а; Piantone et al., 1994; Ortega et al., 1996]. В Au-Sb рудах развит пирит, содержащий до 18-21% Sb [Груздев и др., 1982].

Золото-ртутная формация. Месторождения этой формации (Кючюс, Якутия; Нолан, США) относительно редки и своеобразны. Они выделяются наличием самородной ртути, высокортутистых амальгам Au и Au-Ag, подчас в ассоциации с теллуридами Au-Ag, Pb, Hg, магнолитом Hg₂Te₄O₃ и самородным теллуром [Самусиков, Сергеенко, 1974; Grice, 1989; Амузинский и др., 1992 б и др.]. Таким образом, Au-Hg месторождения формировались при высокой фугитивности кислорода и весьма низкой серы. На поздней стадии развития этих месторождений иногда вокруг высокортутистого золота развиваются каймы золота, обедненного Hg, и метациннабарит.

Золото-уран-селенидная и золото-селенидная формации. Эти телетермальные месторождения развиты в краевых частях щитов и срединных массивов (Богемский, Бразильский, Балтийский, Центрально-Французский и др.). В ассоциации с уранинитом (или без уранинита), гематитом и широким кругом селенидов Pb, Cu, Ag, Fe (Ni, Co), Hg, Tl, Pd (в их числе полная серия твердых растворов халькопирит CuFeS₂ - эскеборнит СuFeSe₂) развиты самородное золото, фишессерит, селенистые блеклые руды с примесью таллия - Se теннантит, хакит, изредка жиродит. Для ранних минеральных ассоциаций характерно богатое палладием золото, которое в поздних ассоциациях вытесняется низкоPd или не содержащим Pd золотом в парагенезе с селенидами палладия, а чаще в ассоциации с арсенидами - антимонидами палладия (мертиит и др.) (Бржедборжице и др., Чехия; месторождения Бразильского щита среди итабиритов; Чудное на западном склоне Приполярного Урала и др.) [Щербаков, 1967; Щеглов, 1968; Johan et al., 1971; Kva ek, 1973; Picot, Johan, 1982; Костов, Минчева-Стефанова, 1983; Спиридонов и др., 1986 а; Чвилева и др., 1988; Partunc et al., 1989; Stanley et al., 1990; Olivo et al., 1994; Тарбаев и др., 1996; Шумилов, Филиппов, 1998].

Пятиэлементная формация с золотом. Во многих месторождениях формации (Конгсберг и др.) золото присутствует в виде редких включений электрума или кюстелита в зернах серебра [Браунс, 1906 и др.]. Некоторые другие месторождения (Бу-Аззер) содержат существенные концентрации самородного золота среди наиболее поздних минеральных ассоциаций в парагенезе с арсенидами и сульфоарсенидами Ni-Fe-Co, нередко селенсодержащими - до селеноарсенидов, и с селенидами [Cabri et al., 1970, 1991; Боришанская и др., 1981; Partunc et al., 1989; Виноградова и др., 1995]. Высокопробное золото нередко включено в бобовины никелина-крутовита-герсдорфита в хлорит-карбонатных жилах с леллингитом, с гнездами и прожилками мышьяка (месторождение Маныбай, Северный Казахстан [Спиридонов, Широкова, 1988].