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

Месторождение размещено в центральной части Карабашского массива гипербазитов, вмещающего несколько поколений более молодых интрузивных тел и даек и разнотипные метаморфические и метасоматические образования (рис. 5). К востоку от Карабашского массива гипербазитов развиты преимущественно сланцы аспидной формации S (?), к западу - колчеданоносные вулканиты D.

Рис. 5

Аспидная формация

В основном представлена серыми, темносерыми до черных, зеленовато-серыми плитчатыми алевролитами, аргиллитами, туфоалевролитами, кремнистыми сланцами и фтанитоидами, пиритоносными углеродистыми аргиллитами и алевролитами. Содержания углеродистого вещества от следов до 3-5 мас. %, содержания серы от следов до 1,5 мас. % и более. Химический состав типичных сероцветных алевролитов, мас. %: SiO₂ - 87,11; P₂O₅ - 0,05; TiO₂ - 0,14; Al₂O₃ - 4,15; Fe₂O₃ - 4,14; MnO - 0,05; MgO - 1,04; CaO - 0,19; Na₂O - 0,37; K₂O - 1,08; S - 0,02; F - 0,04; Cl - 0,02; ппп - 1,29; сумма - 99,69. Сероцветы содержат заметные количества Ва - 290 г/т, бедны элементами группы железа (г/т): Cr - 8, V - 51, Ni - 8, Co - 11, Zn - 23, Cu - 40. Углеродистые типы пород обогащены S, As, V.

Среди разнообразных вулканических, вулканомиктовых, осадочных, вулканогенно-осадочных, терригенных пород, субвулканических образований, которые включают колчеданные рудные концентрации с ореолами околорудных метасоматитов, наиболее распространены авгитофировые базальты ирендыкской свиты, достаточно широко распространены и мраморизованные известняки. Авгитофировые базальты-меланобазальты (до порфиритоидов) ирендыкской свиты сложены обильными короткопризматическими боченкообразными вкрапленниками авгита размером до 8 мм и менее обильными вкрапленниками Са плагиоклаза, погруженными в тонкозернистую основную массу; большая часть первичных минералов этих пород псевдоморфно замещены метаморфическими минералами; редко сохраняются отдельные участки вкрапленников низкоTi (1,30 % TiO₂) и низкоAl (1,14 % Al₂O₃) авгита. Авгит такого состава типичен для базитов ирендыкской свиты [Островская и др., 1972]. Химический состав стандартных меланобазальтов ирендыкской свиты, развитых вдоль западного контакта Карабашского массива гипербазитов, мас.%: SiO₂ - 48,43 ; P₂O₅ - 0,22; TiO₂ - 0,60; Al₂O₃ - 11,54; Fe₂O₃ - 12,69; MnO - 0,18; MgO - 10,50; CaO - 8,28; Na₂O - 1,81; K₂O - 1,40; S - 0,08; F - 0,01; Cl - 0,02; ппп 4,21; сумма 99,97%. Породы содержат (г/т): Cr - 142, V - 336, Ni - 75, Co - 43, Cu - 110, Zn - 109, Sc - 47, Sr - 357, Ba - 416, Rb - 25, Zr - 63, Y - 9, Nb и Th - следы. Такой состав типичен для островодужных известково-щелочных базальтоидов, умеренно-низко щелочных. Состав чистых мраморизованных известняков крупной линзы у ЮЗ контакта Карабашского массива гипербазитов, мас. %: SiO₂ - 0,19; P₂O₅, TiO₂, Na₂O, K₂O, S - следы; Al₂O₃ - 0,18; FeO - 0,23; MnO - 0,17; MgO - 0,39; CaO - 55,13; CO₂ - 43,75; сумма - 100,04 %.

Альпинотипный Карабашский массив сложен практически целиком серпентинизированными средне-крупнозернистыми гарцбургитами с массивными текстурами (рис. 6 ). У подножия склонов г. Карабаш в нижней обнаженной части массива наблюдаются участки гипербазитов, по составу близкие к дунитам. Самую верхнюю часть массива на его севере слагают средне-крупнозернистые лерцолиты, иногда с мелкими шлирами вебстеритов. По-видимому, лерцолиты развиты полосой в пределах опущенного тектонического клина. Тем не менее, намечается некая стратификация Карабашского массива по вертикали, напоминающая подобную стратификацию Нуралинского и близкого типа массивов Урала.

Рис. 6

Перидотиты рассечены многочисленными жилами и дайками средне-крупнозернистых оливиновых и безоливиновых низкотитанистых клинопироксенитов и габбро-клинопироксенитов, возможно, поздних производных альпинотипных гипербазитов; мощность этих тел от долей до 8-10 м, простирания близкие к долготным, падение крутое. Они не отражены на картах месторождения, поскольку обычно маломерные, а слагающие их породы сильно метаморфизованы и трудно отличимы от метаперидотитов.

Дуниты состоят из оливина и акцессорных хромшпинелидов, ромбо- и клинопироксенов. Содержание хромшпинелидов колеблется от следов до 3-4 %, обычно составляет 1-2 %. Первичные силикаты практически полностью замещены серпентиновыми минералами, хромшпинелиды замещены частично. Химический состав карабашских дунитов типичен для альпинотипных гипербазитов - породы крайне бедны Al, Ca, Ti, Р, Na, K, низкожелезистые (табл. 1, А). Первичные хромшпинелиды дунитов - это алюмомагнезиохромит, крайне бедный Fe³⁺, бедный Ti и Mn (табл. 2, ан. 1-2). Все это характерные особенности альпинотипных гипербазитов [Магматические горные..., 1988].

Гарцбургиты сложены оливином и энстатитом, относительно равномерно распределенном в матрице оливина, количество энстатита обычно 20-30% об.; содержание хромшпинелидов чаще 1-2%. Судя по размерам баститовых псевдоморфоз по энстатиту (см.рис. 6), гарцбургиты преимущественно средне-крупнозернистые. Первичные силикаты полностью замещены минералами группы серпентина, изредка с небольшим количеством брусита. Химический состав карабашских гарцбургитов типичен для альпинотипных гипербазитов - породы крайне бедны Ti, Na, K, содержат незначительные количества Al и Ca, низкожелезистые (табл. 1, Б), они содержат в среднем (г/т): Ni - 2050, Сo - 130, V - 32, Cu - 75, Zn - 88. Первичные хромшпинелиды слагают реликты в выделениях вторичных шпинелидов. Состав первичных хромшпинелидов гарцбургитов Карабаша типичен для альпинотиных гипербазитов [Oxide..., 1991] - это хромшпинель (табл. 2, ан. 3-7), которая бедна и крайне бедна Fe³⁺, Ti, V, Mn; характерна низкая железистость, ведущий тип изоморфизма Cr - Al.

Лерцолиты состоят из оливина и относительно крупных ксеноморфных выделений энстатита (с массой тончайших ламеллей распада клинопироксена) и эндиопсида и/или субкальциевого авгита (состоит из примерно равных количеств пластинок распада авгита и ромбопироксена), а также хромшпинелида. В отдельных участках лерцолиты содержат срастания зерен ромбо- и клинопироксена с поперечником до 7-12 мм. Оливин и энстатит серпентинизированы, клинопироксен обычно замещен актинолитом и тремолитом, а частью сохранился от замещения.

Клинопироксениты оливиновые и безоливиновые (до габбро- клинопироксенитов) сложены среднезернистыми, мелко- или крупнозернистыми агрегатами маложелезистого авгита и небольшими количествами оливина, Са плагиоклаза, Cr эндиопсида, хромшпинелида. Первичные минералы пород полностью замещены агрегатами тремолита, хлорита, серпентина. Породы крайне бедны Ti, Na, K, низкожелезистые и обогащены Cr (табл. 1, В); по этим признакам клинопироксениты близки к альпинотипным гипербазитам. Породы содержат в среднем (г/т): Ni - 795, Co - 60, V - 11, Cu - 530, Zn - 315. Обращает внимание весьма значительные концентрации в данных породах цинка и особенно меди; это существенно, поскольку данные породы в ряде случаев явились протолитами для родингитов. Хромшпинелиды клинопироксенитов отличаются от перидотитовых несколько повышенными содержаниями Ti - до 1% TiO₂.

В центральной и западной частях Карабашского массива гипербазиты рассечены субмеридиональными дайками габброидов, габбро-долеритов и близких пород (см.рис. 5); длина даек габброидов составляет от 5-10 до 600 м, мощность от дециметров до 3-6 м, чаще 1-2 м. В восточной части месторождения дайки круто (65-80) падают на восток, в западной части массива такого же типа дайки падают на запад; возможно, подобный характер залегания даек обусловлен наличием зон субмеридиональных разрывов, рассекающих гипербазитовый массив и падающих в его восточной части на восток, а в западной части - на запад. Контакты даек габброидов четкие, ломаные, резаные, имеют типично интрузивные очертания (рис. 7 , 8),

Рис. 7

от основного тела даек нередко отходят апофизы мощностью 0,0n-0,n м с прямолинейными ломаными контактами. Это свидетельство того, что дайки габброидов внедрялись не в серпентиниты, а в неметаморфизованные или слабо метаморфизованные гипербазиты. В ряде выработок Золотой Горы наблюдались "слепые" дайки габброидов (рис. 8 ).

Рис. 8

О морфологии даек габброидов позволяют судить многочисленные разрезы вкрест рудных тел Золотой Горы (рис. 9 ).

Рис. 9

Габброиды даек нередко содержат ксеногенный материал гипербазитов, иногда обогащенный хромшпинелидами. Эти дайки зачастую будинированы, отдельные части даек как бы плавают в матрице серпентинитов, а их контакты с окружающими гипербазитами нередко затушеваны процессами метаморфизма.

Состав пород даек варьирует от габбро (габбро-долеритов) до меланогаббро и клинопироксенитов. Эти габброиды отличаются от офиолитовых габброидов повышенными содержаниями Ti, Al, Ca и пониженными Mg и Cr; средний состав этих пород, мас. % (в скобках - вариации состава, n=6): SiO₂ - 42,44 (35,94-44,40); TiO₂ - 1,04 (0,90-1,68); Cr₂O₃ - 0,12 (0,02-0,25); Al₂O₃ - 13,86 (3,80-18,20); Fe₂O₃ - 9,66 (2,95-25,71); MnO - 0,14 (0,11-0,17); MgO - 14,25 (8,17-28,00); CaO - 13,20 (4,16-25,46); Na₂O - 0,09 (0,04-0,26); K₂O - 0,04 (0,02-0,05); H₂O⁺ - 5,50 (2,75-9,49); CO₂ - 0,86 (0,05-2,08); S - 0,01 (следы-0,03); сумма 100,77; плотность пород 3,17 г/см³ (3,02-3,30) [Берзон, Фадеичевa, 1974]. Первичные минералы пород даек полностью замещены (обычно псевдоморфно, рис. 10) агрегатами хлорита, клинопироксена, граната, везувиана, титанита, апатита, т.е. породы даек превращены в родингиты.

Рис. 10

В северо-западной части Карабашского гипербазитового массива размещены более молодые малые интрузивы и дайки роговообманковых кварцевых габбро-диоритов. Наиболее крупное тело этих габброидов находится на западном склоне высоты 588,5 м, его размеры около 200 100 м, простирание северо-западное; восточный контакт интрузивный - габброиды с оторочкой мелкозернистых пород эндоконтакта срезают гипербазиты и габбро-долериты (диабазы); западный и северный контакты - тектонические; южный контакт перекрыт рыхлыми отложениями. Кварцевые габбро-диориты сложены относительно редкими крупными до 15 мм кристаллами буровато-зеленой роговой обманки, обильными кристаллами Na плагиоклаза размером 3-8 мм, редкими кристаллами кварца размером 5-7 мм и цементирующей мелко-среднезернистой массой из Na плагиоклаза, кварца, роговой обманки, титаномагнетита, апатита. Местами кварцевые габбро-диориты интенсивно тектонизированы, "раздавлены" почти в такой же степени, что и окружающие серпентиниты; ориентировка трещин кливажа долготная - ССВ, падение почти вертикальное. Близкого типа, но значительно более мелкозернитые породы слагают протяженные дайки мощностью 2-5 м, следующие примерно параллельно контакту гипербазитового массива в его СЗ части.

В интрузиве кварцевых габбро-диоритов и около него в серпентинитах находятся несколько мелких дайкообразных тел отчетливо порфировидных роговообманковых трондьемитов; видимая мощность этих тел не менее 3 м. Породы сложены крупными неравномерно распределенными вкрапленниками буровато-зеленой роговой обманки размером до 35w10w10 мм, редкими крупными вкрапленниками кварца размером до 15w15w15 мм, обильными небольшими вкрапленниками Na плагиоклаза и мелкозернистой, в эндоконтактах тонко-мелкозернистой, массой из Na плагиоклаза, кварца, роговой обманки, титаномагнетита, апатита, циркона.

Роговообманковые кварцевые габбро-диориты и трондьемиты, вероятно, принадлежат образованиям раннегеосинклинальной габбро-плагиогранитной формации. Первичные минералы этих пород, за исключением кварца и части роговой обманки, замещены агрегатами альбита, клиноцоизита, хлорита, породы содержат серию жил кварц-эпидот-хлоритового состава. Под микроскопом облик этих пород напоминает метавулканиты Соймоновской долины. Очевидно, эти гранитоиды метаморфизованы совместно с более древними вулканитами, гипербазитами и габброидами.

Все докаменноугольные образования Карабашского рудного поля захвачены региональным метаморфизмом погружения (нагружения): в его южной части в условиях переходных от пренит-пумпеллитовой к пумпеллиит-актинолитовой фации, в его центральной части в условиях пумпеллиит-актинолитовой фации, в его северной части в условиях переходных к зеленосланцевой фации. Параметры метаморфизма оценены с помощью эпидот-пумпеллиитового геотермобарометра Arai [Arai, 1983; Tiriumi, Teruya, 1988] для метабазальтов: на юге рудного поля T - 360-390 C, P 4 кб; на севере рудного поля T - 380-420 C, P 4-5 кб. С этим региональным зеленокаменным метаморфизмом связано образование большей части ранних серпентинитов и ранних родингитов. Первичные хромшпинелиды гипербазитов в этих образованиях устойчивы.

Образования ранней стадии

В центре Карабашского массива в немагнитных лизардитовых серпентинитах местами сохранились брусит и аваруит Ni₃Fe - продукты ранней серпентинизации в восстановительных условиях [Штейнберг, Чащухин, 1977]. Повышенные количества аваруита приурочены к участкам, обогащенным хромшпинелидами; механизм перераспределения Ni при низкоградном метаморфизме гипербазитов рассмотрен в статье [Спиридонов, Барсукова, 1999]. В дальнейшем аваруит являлся матрицей для образования сульфидов, арсенидов и иных минералов Ni.

При образовании ранних серпентинитов сформировались ранние темноокрашенные тонко-, мелко- и среднезернистые родингиты - хлограпиты, большая часть которых представляет продукты метаморфизма послеофиолитовых Ti габбро, габбро-долеритов и габбро-клинопироксенитов (см. рис. 10); меньшая часть - продукты метаморфизма офиолитовых низко Ti оливиновых клинопироксенитов. Ранние темноокрашенные родингиты имеют существенно гранат-клинопироксеновый состав, обогащены хлоритом, содержат заметное до значительного количество везувиана, нередко и апатита. Состав родингитов в центре их тел и у контактов с серпентинитами близок. Отличия минерального состава родингитов - хлограпитов (метабазитов среди серпентинитов) от стандартных низкоградных метабазитов (эпидот + пренит + пумпеллиит) обусловлены крайне низкой фугитивностью CO₂, низкой aктивностью SiO₂ и высокой aктивностью Mg при образовании родингитов [Плюснина, Лихойдов, 1988; OHanley et al., 1992; Лихойдов, Плюснина, 1992; Спиридонов и др., 2000 б].

На примере Нуралинского, Сарановского и близких к ним гипербазитовых массивов, где развиты метагипербазиты только пренит-пумпеллиитовой фации, показано [Спиридонов и др., 1996, 1997 б, 1998], что поздние, возникшие при повышенном окислительном потенциале магнетит-аваруит-лизардитовые серпентиниты и метахромититы нередко содержат метаморфогенные хромшпинелиды, бедные Mg и Al и обогащенные Сr, а также богатые Zn и Mn, когда совместно с гипербазитами метаморфизуются значительные массы базитов (источник Zn и Mn). Подобные хромшпинелиды достаточно широко распространены и в апоперидотитовых серпентинитах Карабашского массива (табл. 3). Это Zn-Mn хромит, алюмохромит, феррихромит и хроммагнетит, которые в среднем содержат около 2 мас. % Zn.

Таким образом, практически вся масса цинка на Золотой Горе оказалась прочно связанной в метаморфогенных шпинелидах. Очевидно, по этой причине в рудах Золотой Горы нет ни одного зерна сфалерита. Эти же шпинелиды содержат до 0,5% Ni и Co, что свидетельствует о низкой активности S и As на этой стадии метаморфизма. По-видимому, во время образования магнетит-лизардитовых серпентинитов ранние родингиты местами были в существенной степени перекристаллизованы: в них возникли участки, сложенные гранатом, участки, сложенные клинопироксеном или хлоритом, а также богатые апатитом участки. Размер участков существенно гранатового состава от n мм до n дм, их структура от тонко- до среднезернистой, цвет от розовато-коричневатого до буровато-красного (рис. 11). В отдельных местах вдоль контактов родингитов и серпентинитов развиты оторочки тонко-мелкозернистых хлоритолитов шириной от n мм до n дм, изредка до 1,5-3 м. Хлоритолиты часто содержат массу реликтовых хромшпинелидов, т.е. возникли в основном метасоматически при замещении серпентинитов.

Рис. 11

Вокруг метаморфизованных серноколчеданных залежей и пачек пиритоносных сланцев в окружающих породах развиты ореолы привноса серы в виде вкрапленности пирита, халькопирита, борнита или пирротина. В парагенезе с сульфидами развиты маложелезистые хлорит, тремолит (вместо актинолита), клиноцоизит (вместо эпидота), магнезиоаксинит (вместо стандартного ферроаксинита), дравит и оленит (вместо шерла) Метагипербазиты - серпентиниты постоянно содержат минералы Ni, метабазиты - метагаббро, родингиты постоянно содержат минералы Cu. В тех случаях, когда мощности тел серпентинитов или метабазитов малы - первые десятки до первых сотен метров, ранние серпентиниты, родингиты, метагаббро содержат сульфиды Ni (или Fe-Ni) и сульфиды Cu (или Cu-Fe). Таковы серпентиниты западной полосы Карабашского рудного поля и многочисленных мелких линз, серпентиниты краевых частей мощного Карабашского массива, родингиты в гипербазитах западной полосы и в мелких линзах серпентинитов (на южном и северном берегах заводского пруда г. Карабаш и в иных местах), метабазальты колчеданоносной полосы, метагаббро колчеданной полосы и краевых частяхей Карабашского массива. В тех случаях, когда мощности тел велики - более 1-2 км, серпентиниты в них содержат аваруит [Спиридонов, Барсукова, 1999], а родингиты самородную медь. Таковы серпентиниты и родингиты центральной части Карабашского массива. Сходные соотношения описаны и для иных гипербазитовых массивов [Eckstrand, 1975; Смирнов, 1995 и др.]. Медь - характерный минерал родингитов Урала [Минералогия Урала, 1941; Агафонов,Пинус, 1981; Юшкин и др., 1986] и других регионов. В подобных условиях среди метабазальтов в ряде случаев формируются промышленные месторождения самородной меди - таковы знаменитые месторождения Верхнего Озера в Северной Америке [Wilson, Dyl, 1992], месторождения во многих иных регионах, в том числе на севере Сибирской платформы [Спиридонов и др., 2000 б].

Образования поздней стадии

В большей части Карабашского массива лизардит в серпентинитах частично или целиком вытеснен более высокотемпературным антигоритом, что обусловлено дальнейшим погружением всей структуры с переходом от пренит-пумпеллиитовой фации к пумпеллиит-актинолитовой. Антигоритовые серпентиниты богаты мельчайшими выделениями магнетита, по существу это магнетит-антигоритовые породы. В таких серпентинитах первичные хромшпинелиды гипербазитов не устойчивы, зачастую они претерпели частичный распад высокотемпературного твердого раствора с образованием микрозернистых срастаний шпинели и хроммагнетита с исходной фазой (рис. 12).

Рис. 12

Как шпинель, так и хроммагнетит легко замещаются хлоритом и иными метаморфогенными силикатами. Гораздо шире проявлено замещение первичных хромшпинелидов, как и метаморфогенных Zn-Mn шпинелидов, продуктами их гипогенного окисления - феррихромитом, хроммагнетитом и далее Cr магнетитом (табл. 4). Феррихромит и хроммагнетит - характерные минералы антигоритовых серпентинитов Земли. Карабашские ферришпинелиды содержат до 0,5% Ni и 0,7% Co, что свидетельствует о низкой aктивности S и As на этой стадии метаморфизма.

С антигоритовыми серпентинитами связаны поздние светлоокрашенные магнетит-содержащие родингиты. Состав поздних родингитов существенно гранат-диопсидовый, везувиана и хлорита в них мало. Хлорит большей частью образует неправильной формы и различной мощности (до первых метров) хлоритолитовые оторочки вокруг поздних родингитов, отделяя их от серпентинитов; отчасти это проявления метаморфической дифференциации; часть хлоритолитов (с высокими содержаниями Cr-Ni-Co и низкими Sc-Zn-Cu-Ga) метасоматически заместили серпентиниты. Хлоритолитовые оторочки развиты далеко не везде, часто непосредственно с серпентинитами контактируют поздние, существенно гранатовые родингиты (рис. 13).

Рис. 13

Поздние серпентиниты в периферических частях Карабашского массива содержат Ni пирит, тиошпинели Ni, пентландит; в центре массива халькогениды почти полностью отсутствуют, основная масса Ni и Co входит в состав магнетита. Поздние родингиты в периферических частях Карабашского массива из халькогенидов содержат халькопирит, борнит, халькозин, минералы группы пентландита, миллерит; в центре массива халькогениды представлены убогой вкрапленностью халькозина, но широко распространены самородная медь и кобальтистый магнетит.

В островодужных вулканитах девона широко распространены вкрапленники авгита. В метавулканитах пренит-пумпеллиитовой фации авгит большей частью устойчив, лишь в небольшой степени замещен хлоритом, эпидотом, пумпеллиитом. В метавулканитах пумпеллиит-актинолитовой фации авгит не устойчив, в них широко распространены псевдоморфозы уралита - актинолита по авгиту (табл. 5).

В аспидных сланцах развиты метаморфогенные фенгит и/или стильпномелан.

Метаморфизм погружения - флюидодоминирующий [Файф и др., 1981], поэтому в метаморфитах развита сеть жил и прожилков, минеральный состав которых близок к составу окружающих метаморфитов (жилы альпийского типа). В серпентинитах это жилы желтого и зеленого офита, в родингитах - жилы граната, клинопироксена, хлорита, магнетита, титанита и кальцита, в метагаббро и метабазальтах - жилы эпидота, хлорита, альбита, пренита, кварца, магнетита, в метадацитах - жилы кварца, альбита, эпидота, хлорита, мусковита, пумпеллиита, в аспидных сланцах - жилы кварца с тем или иным количеством фенгита и/или пирита, в метаморфизованных яшмоидах - жилы кварца с гематитом и магнетитом, в метаморфизованных колчеданных рудах - жилы кварца, хлорита, альбита, ангидрита с сульфидами и турмалином [Заварицкий, 1943; Шадлун, 1950; Ракчеев, 1956,1960,1977; Нечеухин, Гуревич, 1973; наши наблюдения].

Среди описанных выше серпентинитов отдельными пятнами, полосами, участками, нередко вдоль трещинных зон развиты черные и темно-зеленые сильно магнитные мелкозернистые антигоритовые серпентиниты с обильным магнетитом. Магнетит находится в виде вкрапленности неправильных зерен и октаэдрических кристаллов размером от микрон до 2-3 см, количество его до 10-15% об., обычно 3-5%. Магнитные серпентиниты сопровождаются гнездами и жилами средне- и крупнозернистого антигорита с переменными количествами магнетита, нередко значительными, реже прожилками и гнездами магнетита с хлоритом.

Среди магнитных серпентинитов развиты разноориентированные прожилки и жилы антигорит-хлоритового, диопсид-хлоритового, карбонат-серпентинового, хлорит-гранатового состава, а более ранние родингиты частично или полностью замещены поздними минеральными агрегатами. При этом, значительная часть Fe связывается в крупнокристаллическом магнетите, а гранат, клинопироксен и хлорит становятся менее железистыми. Разнозернистые агрегаты клинопироксена, граната, с вкраплениями и гнездами магнетита развиты в телах родингитов в виде жил, прожилков, гнезд, пятен и т.п.; размер этих поздних образований от первых см до многих метров; для таких участков характерны брекчиевидные и кокардовые текстуры. Для более зернистых разновидностей таких родингитов с гнездами белого диопсида типично наличие высокотитанистого граната густого коричневого или смоляно-бурого цвета, магнетита в виде октаэдрических и ромбододэкаэдрических кристаллов в срастаниях с белым диопсидом, наличие и нередко обилие кальцита.

Нередко поздние родингиты вместе с гнездами диопсида смяты и кливажированы, содержат несколько поколений прожилов и жил желтоватого и белого диопсида от тонко- до крупно- и грубозернистой структуры (размер таблиц диопсида до 10-15x2-3x0,5-1 см) с ксеноморфными безтитанистым андрадитом, кальцитом, титанитом, в гнездах кальцита среди них находятся октаэдры магнетита (до 2 см), кристаллы зеленовато-желтого титанита (до 4w2w1 см), мелкие прозрачные кристаллы золотистого топазолита, скопления буроватого вермикулита. Жилы крупнокристаллического диопсида с кальцитом, магнетитом, гранатом, хлоритом, титанитом чаще ориентированы перпендикулярно к простиранию тел родингитов (системы таких жил по морфологии напоминают лестничные кварцевые жилы Березовского золоторудного месторождения) [Бородаевский, Бородаевская, 1947 б]. Это так называемые "диопсидовые проводники" старателей Золотой Горы. Их мощность достигает 10-20 см, обычно 3-5 см, протяженность до n м. Простирание этих жил разнообразное, обычно широтное, падение от пологого до крутого в северных румбах. Часть подобных жил представляют собой жилы замещения, часть - жилы выполнения, где крупные кристаллы диопсида ориентированы перпендикулярно к стенкам жил, или же в основании жильных агрегатов развиты зоны геометрического отбора. Состав этих жил примерно соответствует составу окружающих родингитов. Поскольку поздние родингиты богаты маложелезистым клинопироксеном, то в составе жил обычно преобладает диопсид, в иных случаях состав жил существенно гранатовый или хлоритовый; некоторые из них очень богаты титанитом, другие - магнетитом, реже обогащены апатитом или вермикулитом [Ложечкин, 1935; Бородаевский, Бородаевская, 1947 б].

Большая часть жил диопсида локализованыа в телах родингитов, кончаются жилы у контактов родингитов с серпентинитами. Не столь редко в серпентинитах и особенно в хлоритолитах на продолжении жил диопсида или вне их развиты отдельные метакристаллы - "ножи" белого диопсида, а чаще группы или агрегаты таких кристаллов, нередко перекрещивающихся, значительно реже - прожилки граната. В гнездах кальцита в диопсидовых жилах зачастую находятся червеобразные агрегаты пластинчатых кристаллов хлорита и выделения меди, иногда в виде скрученных проволоковидных агрегатов длиной до 3 см.

Наиболее поздние образования в родингитах - маломощные прожилки зеленого пумпеллиита (рис. 14), вермикулит-кальцитовые, хризотил-асбестовые, их мощность до 2,5 см. Последние нередки среди антигоритовых серпентинитов на севере и в центре Карабашского массива. Возможно, эти прожилки возникли в условиях пренит-пумпеллиитовой фации.

Рис. 14

Поздние серпентиниты и родингиты возникли под действием флюидного H₂O-CO₂ потока, предшествовавшего становлению гранодиоритовой формации.

На площади месторождения Золотая Гора установлено несколько мелких тел биотит-роговообманковых кварцевых диоритов, плагиогранитов и даек микродиоритов, кварцевых диорит-порфиритов и плагиогранит-порфиров, породы которых не метаморфизованы. Это производные гранодиоритовой формации С₁. Они пересекли и контактово метаморфизовали более ранние породы. В ореолах контактового метаморфизма серпентиниты содержат массу порфиробластов антофиллита, метапироксениты - порфиробласты актинолита, аспидные сланцы - порфиробласты биотита. Непосредственно на контактах гранитоидов с серпентинитами развиты оливин-антигоритовые роговики.

С гранодиоритовой формацией связаны метасоматиты пропилитовой формации: хлорит-эпидот-альбитовые по базитам, хлоритовые и карбонат-магнетит-хлоритовые в контактовых зонах метабазальтоидов и серпентинитов, тальк-магнезитовые с гематитом по серпентинитам, тальк-доломитовые с гематитом, хлоритом и актинолитом по родингитам. Пропилиты сопровождаются линзами и жилами молочно-белого кварца с примесью карбоната, эпидота, хлорита; мощность жил кварца от первых мм до 20-35 см. Около этих жил часто развиты оторочки мелкокристаллического талька с включениями пластинок гематита и/или магнетита, ширина тальковых оторочек до 1-2, изредка до 25 см.

Мощность зон пропилитизированных пород от 0,5 до 25-40 м, простирание СЗ - долготное. Они широко развиты в ЮЗ части Карабашского гипербазитового массива и вдоль его западного контакта (см. рис. 5).

Рис. 5

Анализ данных А.П.Карпинского [1885], М.П.Ложечкина [1935, 1936, 1939], Н.И.Бородаевского с соавторами [1948, 1984], В.Н.Сазонова [1977, 1978, 1984] и других, а также наши наблюдения свидетельствуют о широком распространении на Золотой Горе продуктов лиственитизации - среднетемпературного углекислого гидротермального метасоматоза [Коржинский, 1953; Коржинский, 1967; Зарайский, 1989], практически повсеместно связанного со становлением интрузивов и даек гранодиоритовой формации [Спиридонов, 1995 a и др.]. Метасоматиты лиственитовой формации и сопряженные золоторудные концентрации наложены на серпентиниты, метагабброиды, метапироксениты, родингиты, кварцевые габбро-диориты и трондьемиты, пропилиты. Текстуры березитов, лиственитов и сопутствующих прожилков карбонатного, хлорит-карбонатного, хлорит-карбонат-кварцевого состава массивные. Наиболее прочные и жесткие (компетентные) породы на Золотой Горе - родингиты, а в их пределах поперечные - лестничные жилы диопсида с гранатом, кальцитом, магнетитом, являлись локализаторами поздних трещин. Именно родингиты и прилегающие серпентиниты и хлоритолиты интенсивно лиственитизированы, здесь же локализованы прожилки кальцита с халькозином и минералами Au.

Лиственитизированные породы содержат железосодержащие карбонаты. На выветрелой поверхности окраска таких пород буроватая или красноватая, резко отличная от зеленой окраски серпентинитов и метагабброидов. Поперечные разломы расчленяют Карабашский массив на три блока: северный в районе высоты 588,5 м, состоящий из зеленых серпентинитов, южный в районе высоты 611,9 м, сложенный также зелеными серпентинитами, и центральный с более низким рельефом, разделенный долготными разломами на две части - западную зеленых серпентинитов и восточную - с широким развитием лиственитизированных пород с красноватой окраской. Именно в восточной части центрального блока размещены главные рудные залежи

Золоторудные залежи - линейные штокверки размещены в узкой субмеридиональной зоне рассланцевания длиной около 2 км при ширине 0,1 - 0,3 км (см. рис. 5). Линейные штокверки с прожилково-вкрапленным оруденением образованы дайкообразными телами лиственитизированных родингитов с оторочками лиственитизированных серпентинитов и хлоритолитов. Из 6 рудных тел Восточное, Западное и Южное эксплуатировались. Длина рудных тел по латерали 300-700 м, по падению не менее 200 м, мощность 2-3 м, в раздувах до 7-8 м, в пережимах до 0,1 м. Простирание обычно СВ 15-30, падение на восток под углами 60-75. Рудные тела имеют массу ответвлений длиной до 1,5-2 м, особенно со стороны лежачего бока. Наиболее богатая часть месторождения расположена в узле пересечения серии долготных и СЗ разломов, это район сочленения Западного и Восточного рудных тел (см. рис. 9).

 

Рис. 9

Размещение рудных столбов показано на рис. 15

Рис. 15

.

Процессы лиственитизации и золотое оруденение интенсивны там, где породы сильно тектонизированы. Эффектно выглядят деформированные хлоритолиты, в которых "ножи" диопсида смяты в "змеи" (рис. 16),

Рис. 16

такие породы интенсивно лиственитизированы и содержат до 100 г/т Au. Состав золотых руд Золотой Горы - лиственитизированных оруденелых родингитов и хлоритолитов представлен в таблице 6. Наиболее высокие содержания Au и главная масса промышленных руд находятся в участках родингитов, пронизанных серией пологих прожилков крупнозернистого диопсида. Эти участки в силу своей повышенной хрупкости заметно лиственитизированы и пронизаны массой прожилков и просечек кальцита, кальцита с хлоритом, кальцита с хлоритом и кварцем, изредка существенно кварцевого состава с магнетитом, халькозином, медью, минералами группы медистого золота, галенитом, борнитом, сурьмой, антимонидами Cu, Ni, Cu-Ni, Fe, рутилом, гринокитом, свинцом. Ориентировка рудоносных прожилков кальцита и просечек минералов Au в значительной мере предопределена ориентировкой "лестничных" жил диопсида; именно они определили положение рудных столбов и их северное склонение. В верхних участках Золотой Горы, по-видимому, настолько очевиден был наложенный на хлорит-диопсид-гранатовые породы характер Au оруденения, что Г.В.Смирнов (отчет 1929 г.) считал его даже вадозовым (гипергенным).

Рядовые руды содержат в г/т: As - 200-700, Sb < 30, Cu - 100-500, Pb до 10, Zn - 50-300, Ni - 200-2000, Co - 30-200, Mo - 2-5; богатые руды содержат до 1 кг/т Au, n 100 г/т Ag, 2-3 % Cu, 50-100 г/т Hg и Cd (величина Zn: Cd = 1-2 !). Нами установлено, что содержания платиноидов в Золотой Горе низкие: в оруденелых родингитах в среднем 6 мг/т Pt, 63 мг/т Pd, 3 мг/т Rh, Ir не обнаружен; в оруденелых хлоритолитах - 115 мг/т Pt, 65 мг/т Pd, 4 мг/т Rh, Ir не обнаружен (анал. Н.Н.Никольская, ИГЕМ РАН). Не ясно, когда произошла мобилизация Pt и Pd, однако их соотношения в золотых рудах сответствуют типу протолита - Pt/Pd = 1,8 в метагипербазитах и Pt/Pd = 0,1 в метабазитах (родингитах).

Размер выделений минералов золота от микронного до n мм, изредка до n см. В одном из кварцевых прожилков был найден самородок медистого золота весом 100 г [Минералы. Т. I, 1960]. Промышленные руды содержат в основном крупное золото: фракция + 0,1 - 0,5 мм - 32,4% массы золота, фракция + 0,5 - 1 мм - 40,8% [Берзон, Бородаевский, 1984]. Особо богат лежачий бок Восточного рудного тела c содержаниями Au в сотни г/т.

К ним мы отнесли малое интрузивное тело сиенитов у восточного подножия г. Карабаш и расположенные по соседству и сопряженные с сиенитами мелкие тела апоперидотитовых кварц-рибекитовых метасоматитов ("голубые сланцы" М.П. Ложечкина). Сиениты кайнотипного облика, не тектонизированные и не затронутые процессами гидротермального метасоматоза, залегают среди брекчированных серпентинитов, которые в заметной степни лиственитизированы. Это гиперсольвусные эгирин-ферросалитовые сиениты, в составе которых K > Na. Вероятный их возраст позднепалеозойский. Кварц-рибекитовые метасоматиты - породы с голубоватой окраской, разнозернистые, главным образом, мелко-среднезернистые, с массивной текстурой. Они образованы спутанно-волокнистыми агрегатами рибекита и кварц-рибекитовыми срастаниями с массой мелких гнезд перекристаллизованных хромшпинелидов. Химический состав сиенитов и кварц-рибекитовых пород, мас. %: SiO₂ - 65,04 и 63,31; P₂O₅ - 0,51 и 0,21; TiO₂ - 0,24 и 0,02; Cr₂O₃ - 0,001 и 0,38; Al₂O₃ - 17,16 и 0,19; Fe₂O₃ - 3,48 и 25,26; MnO - 0,09 и 0,02; MgO - 0,32 и 4,03; NiO - 0,002 и 0,24; CaO - 1,40 и 0,61; Na₂O - 5,32 и 3,37; K₂O - 6,31 и 0,05; H₂O⁺ - 0,44 и 2,87; S - 0,02 и 0,02; F - 0,05 и следы; Cl - 0,02 и 0,03; сумма - 100,40 и 100,60 %. Сиениты выделяются высокими концентрациями (г/т): Вa - 1765, Zr - 499, Sr - 337, Rb - 110, Nb - 69 и очень низкими - элементов группы железа: Cr - 7, V - 2, Ni - 4, Co - 6. Хромит-кварц-рибекитовые метасоматиты по содержанию Cr и Ni не отличаются от исходных серпентинизированных перидотитов, но резко обогащены SiO₂, Nа, Fe³⁺, P, богаты торием - 158 г/т Th и бедны Mg.