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

Месторождение медистого золота Золотая Гора (Карабашское) находится на восточной окраине г. Карабаш, примерно на равном удалении от Екатеринбурга и Челябинска (рис. 3).

Рис. 3

Оно размещено в северной части Магнитогорского мегасинклинория (мегазоны Главного зеленокаменного прогиба Урала) там, где его структуры пережаты и его ширина составляет всего 5-8 км [Ракчеев, 1977; Нечеухин и др., 1986]. К западу от мегасинклинория расположен Уралтауский антиклинорий структура типа срединного массива, (мегазона - краевое поднятие), сложенный метаморфическими толщами PR₁ (уфалейская серия - кристаллические сланцы, амфиболиты, кварциты и гнейсы амфиболитовой фации кианитовой серии), AR (тараташская серия "серых гнейсов" - плагиогнейсы, железистые кварциты, эвлизиты гранулитовой фации), R₂ (куртинская свита - слюдяные кварциты и графит-кварцевые кристаллические сланцы фации зеленых сланцев); совокупность метаморфитов допалеозойского возраста показана на геологической схеме (рис. 4 ) знаком N 8.

Рис. 4

Границей Уралтауской и Магнитогорской структур является зона Главного Уральского глубинного разлома.

К востоку от Магнитогорского мегасинклинория расположен Восточно-Уральский антиклинорий структура типа срединного массива (мегазона - внутреннее поднятие), сложенный толщами PR-V, метаморфизованными в основном в условиях амфиболитовой фации умеренных давлений. Магнитогорская и Восточно-Уральская структуры граничат по зоне Сугомакско-Кацбахского глубинного разлома.

Магнитогорскую мегазону слагают офиолитовая ассоциация O₂-S₁ (толеитовые базальты, аспидные сланцы, альпинотипные гипербазиты, габбро) и островодужные вулканогенные, терригенные и интрузивные образования S₂-D, незначительно проявлены инверсионные - раннеколлизионные гранитоиды C₁.

Разрез палеозоя начинают толеитовые афировые базальты, спилиты и фтаниты поляковской свиты O₂ (N 7, рис. 4). Наиболее полный разрез поляковской свиты обнажен на северном берегу Богородского пруда, мощность свиты 550-1100 м. Стратиграфически выше поляковской свиты залегают лавы основного состава с редкими прослоями известняков, они сопровождаются экструзивными и субвулканическими телами и дайками дацитов и плагиориодацитов. М.С.Рапопорт эти образования отнес к зюзельской свите О₃-S₁ (N 6, рис. 4 ); мощность свиты 900 м. Пиритоносные углеродисто-глинистые и кремнистые сланцы и тонкослоистые алевролиты, развитые на востоке площади (N 5, рис. 4 ), М.С.Рапопорт считает возможным отнести к образованиям саитовской свиты V; по нашему мнению - это образования аспидной формации S₁ (?); по данным Юрецкого с соавторами они условно отнесены к поляковской свите.

Карабашское рудное поле слагают в основном вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи девона, последовательный ряд их отложений включает ирендыкскую, карамалыташскую, колтубанскую свиты. Ирендыкская свита D_1-2 сложена вулканитами (туфами, лавобрекчиями) и вулканомиктовыми породами базальтового и андезитобазальтового состава с прослоями кремнистых пород и известняков (N 4, рис. 4); мощность свиты 850-1100 м; возраст установлен на основании находок фауны пражского яруса в известняках (данные А.И.Шурыгина и др.). Карамалыташская свита D₂ залегает согласно на ирендыкской и сложена вулканитами (главным образом, лавами, в том числе шаровыми спилитами) и вулканомиктовыми породами базальтового и дацитового состава с горизонтами известняков (N 3, рис. 4 ); сопровождается дайками и субвулканическими телами риодацитов и андезитодацитов. Мощность свиты 450-900 м. Возраст установлен по фауне табулят и амфипор позднего эйфеля - раннего живета из известняков (сборы Ю.М.Фомина в 1957 г.). Улутауская свита D_2-3 согласно залегает на карамалыташской и представлена толщей туфогенных песчаников, алевролитов, углисто-кремнистых и глинистых сланцев с частыми прослоями конгломератов, гравелитов, туфов смешанного состава, известняков, покровами базальтов и андезитобазальтов (N 2, рис. 4 ); сопровождается субвулканическими телами и дайками риодацитов и дацитов. Мощность свиты 650-1600 м. Возраст установлен по находкам обломков панцирных рыб и чешуек кистеперых рыб низов живетского яруса [Ракчеев, 1977]. Колтубанскую свиту D₃ франского (?) возраста выделил под названием терригенной Е.А.Кузнецов [Кузнецов, 1939]. Эта толща туфогенно-осадочных пород с прослоями конгломератов, яшмоидов, известняков, редкими покровами базальтов мощностью 250-400 м (N 1, рис. 4 ) залегает с размывом на различных горизонтах карамалыташской и улутауской свит. Ее конгломераты содержат гальку пироксенитов, габбро, габбро-пегматитов.

В районе Карабашского рудного поля выделяются три комплекса магматических пород: O_2-3 серовско-маукский и таловский, D_2-3 агордяшский [Магматические комплексы..., 1982]. Серовско-маукский - комплекс альпинотипных хромитоносных гипербазитов, среди которых наиболее распространены гарцбургиты, менее дуниты и лерцолиты (Богородский, Карабашский и другие массивы). Таловский - это, вероятно, комплекс послеофиолитовых габброидов, пироксенитов и перидотитов; представляется, что O_2-3 возраст таловского комплекса требует уточнения, по нашему мнению, более вероятен силурийский или раннедевонский.

Агордяшский комплекс включает многочисленные тела более древних габброидов и клинопироксенитов и более молодых плагиогранитоидов, которые интрудировали отложения нижнего и среднего девона, а также перидотиты серовско-маукского и габброиды таловского комплексов. По химическому составу магматиты - известково-щелочные, преимущественно малокалиевые, типичные для производных габбро-плагиогранитной формации. По данным В.В.Бабкина верхняя граница возраста установлена на том основании, что галька плагиогранитов и уралитизированного габбро находится в конгломератах зилаирской свиты D_3fm-C_1t1 соседнего к югу Миасского района. По нашему мнению, эта интрузивная серия состоит из двух комплексов: клинопироксенит-габбрового (первого агордяшского) и плагиогранитоидного (трондьемитового?) (второго агордяшского). Вероятно, она объединяет и более молодые интрузивные образования, производные C₁ гранодиоритового комплекса.

Магнитогорский мегасинклинорий на широте Карабаша образован серией протяженных линзо- и лентообразных круто залегающих тектонических блоков - тел серпентинизированных гипербазитов, сложно дислоцированных вулканитов и вулканомиктовых пород с колчеданными залежами, сложно дислоцированных глинистых и кремнисто-глинистых сланцев (нередко углеродистых), яшмоидов и иных кремнистых пород, известняков, мраморов, габброидов (см.рис. 4 ). Каждый из крупных тектонических блоков колчеданоносной полосы Карабашского рудного поля образован ансамблем сложных складок из ряда вулканических свит девона, что впервые показал А.Д.Ракчеев [Ракчеев, 1977]. В пределах этих блоков залегание шарниров мелких складок крутое до вертикального. Ширина таких блоков от первых до сотен метров, реже до 2 км; длина от сотен м до 10 км и более.

Позиция гипербазитов аналогичная. Тектонизированные и в различной степени серпентинизированные альпинотипные гипербазиты (преимущественно гарцбургиты) слагают серию полос ССВ простирания; наиболее крупные из них - западная, которая включает Богородский массив с крупными подиформными и штокообразными телами хромититов и цепочку массивов к западу от Карабашского медеплавильного завода, и центральная, включающая Карабашский массив и его продолжение на юг. В телах гипербазитов проявлены многочисленные серпентиновые зеркала и полосы скольжения, макро- и микрозоны дробления, которые фиксируются полосками раскрошенных зерен хромшпинелидов. Ширина выходов гипербазитов западной полосы не превышает 0,3-0,4 км, центральной полосы - до 1-2 км. Серии маломощных полос и линз серпентинитов размещены как восточнее Карабашского массива (их число не менее 8), так и западнее его (их число не менее 5) (см. рис. 4). В отдельных участках вдоль восточного контакта Карабашского массива тектонические линзы и полосы серпентинитов и кремнисто-глинистых сланцев, кремнистых пород чередуются через несколько метров; внутри линз серпентинизированных гарцбургитов присутствуют прослойки глинистых и иных сланцев, а также метавулканитов - сланцеватых и реже массивных порфиритоидов. К западу от Карабашского гипербазитового массива развита мощная толща колчеданоносных вулканитов, к востоку от массива - терригенные и кремнистые породы, базальтоиды.

Часть габброидов сопряжена с офиолитовыми гипербазитами (низкотитанистые оливиновые габброиды и габбро-пироксениты). Большей частью габброиды послеофиолитовые: это долготные дайки титанистых габброидов и габбро-долеритов в Карабашском гарцбургитовом массиве и более молодые малые интрузивы и дайки кварцевых габбро и габбро-диоритов, которые также внедрились в гипербазиты Карабашского массива и сопровождаются дайками трондьемитов и трондьемит-порфиров. Tитанистые габброиды и габбро-долериты, вероятно, принадлежат первому агордяшскому комплексу; кварцевые габбро, габбро-диориты и трондьемиты - второму агордяшскому комплексу D_2-3.

PZ_1-2 докаменноугольные образования Магнитогорского мегасинклинория тектонизированы и подвержены низкоградному региональному метаморфизму погружения (нагружения) [Логинов, 1969; Зотов и др., 1969; Нечеухин, Гуревич, 1973; Плюснина, 1983; Спиридонов и др., 1997 а, б, 1998]. Фации метаморфизма определены по диаграммам в работе [Philpotts, 1990]. "Зеленокаменный" метаморфизм захватил слоистые толщи, гипербазитовые, габброидные и гранитоидные массивы, колчеданные месторождения, породил основную массу серпентинитов и сопряженных родингитов. Южнее территории Карабашского района метаморфизм проходил в условиях пренит-пумпеллиитовой фации умеренного давления [Спиридонов и др., 1997 а, б, 1998]. Здесь метагипербазиты представлены в основном лизардитовыми серпентинитами, а жильные образования в метабазитах содержат ферроаксинит. В южной части Карабашского рудного поля породы метаморфизованы в условиях переходных от пренит-пумпеллиитовой к пумпеллиит-актинолитовой фации, здесь жильные образования среди метабазитов содержат парагенез ферроаксинит + турмалин [Юшкин и др., 1986]. В центральной части Карабашского рудного поля породы метаморфизованы в условиях пумпеллиит-актинолитовой фации и переходных от нее к зеленосланцевой фации, метагипербазиты представлены в основном магнетит-антигоритовыми серпентинитами, а жильные образования среди метабазитов содержат турмалин. В северной части территории породы метаморфизованы в условиях зеленосланцевой фации [Ракчеев, 1956].

Описанные образования пересечены и контактово метаморфизованы мелкими интрузивами и дайками кварцевых габбро-диоритов, кварцевых диоритов, микродиоритов, гранодиорит-порфиров инверсионной гранодиоритовой формации C₁ [Бородаевский, 1948; Берзон, Бородаевский, 1984; наши наблюдения]. Эта гранитоидная формация широко проявлена в складчатых структурах Среднего и Южного Урала [Ферштатер и др., 1994]. С гранодиоритовой формацией связана серия метасоматитов и рудных концентраций: жeлезорудные скарны, пропилиты калиевые (в том числе биотитовые метасоматиты) и медно-порфировые концентрации, пропилиты натровые (в том числе, тальк-карбонатные породы), метасоматиты и концентрации шеелита гумбеитовой формации, метасоматиты и концентрации золота березит-лиственитовой формации.