Структурные условия формирования коллизионных месторождений золота восточного склона Южного Урала

Защищаемое положение 1. Разработана классификация золоторудных месторождений восточного склона Южного Урала, учитывающая их генезис, состав руд и вмещающие породы. Выделяются три главные геолого-генетические группы месторождений, подразделяемые на формационные типы: 1) гидротермально-метаморфогенные в альпинотипных гипербазитах: золото-родингитовые и золото-антигоритовые; 2) плутоногенно-гидротермальные: золото-порфировые, золото-кварцевые и золото-сульфидно-кварцевые; 3) полигенно-полихронные в вулканогенно-осадочных и углеродисто-терригенно-карбонатных комплексах: золото-сульфидные и полиформационные с совмещенным золото-сульфидным и золото-кварцевым малосульфидным оруденением. .

Общепризнанной классификации золоторудных месторождений в настоящее время не существует. Большинство систематик уральских месторождений золота построено на рудно-формационной основе. Однако в рамках рудно-формационного анализа существуют различные подходы к классификации золоторудных месторождений, учитывающие минеральный состав руд [Берзон, Левитан, 1986], минеральный состав и морфологию рудных тел [Сопко, 1977], глубину образования оруденения и количественные соотношения кварца и сульфидов в рудах [Салихов, Бердников, 1985] и другие. Наиболее развернутая классификация предложена В.Н. Сазоновым [Главные рудные , 1990], в которой золоторудные месторождения объединяются в две генетические группы: магматогенно-гидротермальные и метаморфогенно-гидротермальные. Внутри групп месторождения разделяются по минеральному составу и морфологии рудных тел на формации. В дальнейшем указанным автором была разработана классификация золоторудно-метасоматических формаций Урала [Золото Урала ,1993] и совместно с В.В. Огородниковым, В.И. Коротеевым и Ю.А. Поленовым проведена типизация месторождений по геодинамическим обстановкам их формирования [Месторождения золота , 1999].

Автором с использованием принципов, предложенных М.Б. Бородаевской и И.С. Рожковым [1978], В.Н. Сазоновым [1990], Ю.Г. Сафоновым [1997] и Н.А. Фогельман, М.М. Константиновым и Н.К. Курбановым [1995], разработана классификация золоторудных месторождений восточного склона Южного Урала, учитывающая их генезис, минеральный состав руд и вмещающие породы (таблица).

Таблица. Классификация золоторудных месторождений восточного склона Южного Урала
Геолого-генетические группы месторождений	Основные формационные типы месторождений	Геодинамические режимы формирования и стадии тектогенеза		Примеры месторождений
		Магнитогорская мегазона	Восточно-Уральская мегазона
Гидротермально-метаморфогенные в альпинотипных гипербазитах	Золото-родингитовый Золото-антигоритовый	Коллизионный (>D3) Коллизионный (С2-Р)		Золотая гора Кировское
Плутоногенно-гидротермальные	Золото-порфировый Золото-сульфидно-кварцевый Золото-кварцевый	Островодужный (D1-2) Коллизионный, стадия левосторонней транспрессии (С2-Р) Коллизионный, стадия левосторонней транспрессии (С2-Р)	Активной континентальной окраины (D3-C1) Коллизионный, стадия шарьирования и надвигообразования (С2) Активной континентальной окраины (D3-C1), коллизионный (С2-Р)	Юбилейное, Березняковское Малый Каран, Кочкарь Тукан, Акпан
Полигенно-полихронные в вулканогенно-осадочных и углеродисто-терригенно-карбонатных комплексах	Золото-сульфидный Полиформационный с совмещенным золото-сульфидным и золото-кварцевым малосульфидным оруденением	Коллизионный, стадия левосторонней транспрессии (С2-Р)	Коллизионный (?) Коллизионный (С2-Р), постколлизионной тектоно-магматической активизации (Т)	Кировское, Миндяк Кумак, Непряхинское

Гидротермально-метаморфогенные месторождения в альпинотипных гипербазитах, относящеся к золото-родингитовому (Золотая гора, Южно-Вознесенское) и золото-антигоритовому (Кировское) типам, известны в Магнитогорской мегазоне в коллизионных зонах меланжа Главного Уральского и Восточно-Магнитогорского разломов.

Эталонное золото-родингитовое месторождение Золотая гора, состоящее из серии протяженных хлорит-гранат-диопсидовых (родингитовых) жил, локализовано в Карабашском массиве серпентинизированных гипербазитов, меланжированных и смятых в веерообразную антиформу [Znamensky et al., 1997]. Складка на крыльях ограничена взбросо-надвигами встречного падения, по которым серпетиниты контактируют с осадочными и вулканогенно-осадочными породы силура и верхнего девона [Серавкин и др., 2003]. Жилы выполняют сдвиговые нарушения, наложенные на меланжированные серпентиниты [Знаменский и др., 2005]. Главный рудный минерал месторождения - медистое и ртутьсодержащее золото (пробность 500-700) - концентрируется преимущественно в диопсидовых прожилках второй генерации, а также в наиболее поздних трещинах с карбонатом и хлоритом [Ложечкин, 1935; Мурзин, 1983, 2006; Спиридонов и др., 1997]. Температура образования родингитового парагенезиса составляет 470-230 ^oС, давление - 2-1 кбар. Изотопный состав О и Н силикатных минералов родингитовой ассоциации в наибольшей степени соответствует модели, предусматривающей в качестве источника родингитизирующего флюида метаморфогенный флюид, выделившийся при дегидратации серпентинитов в зонах дислокаций [Мурзин, 2006].

К золото-антигоритовому типу относится Кировское месторождение, залегающее в одноименном массиве серпентинитов. Рудовмещающими структурами на месторождении служат две зоны рассланцевания, сопряженные с надвигом, по которому серпентиниты перекрывают осадочные отложения (С₁) [Сазонов и др., 2002]. В пределах зон рассланцевания серпентиниты подверглись ранней антигоритизации, сопровождавшейся формированием хризотил-асбестовых жил, магнетита и низкопробного золота (820) [Переляев, 1948], и поздним метасоматическим изменениям (амфиболизации, хлоритизации, карбонатизации и оталькованию), с которыми связано высокопробное золото (920). По данным В.В. Мурзина с соавторами [2007], образование золото-антигоритового оруденения в гипербазитах Южного Урала происходило в зонах дислокаций в процессе регионального метаморфизма. Вторая стадия рудообразования, возможно, обусловлена гранитоидным магматизмом [Сазонов и др., 2002].

Плутоногенно-гидротермальные месторождения разделяются на золото-порфировый, золото-кварцевый и золото-сульфидно-кварцевый типы.

Золото-порфировое оруденение представлено Юбилейным и Березняковским месторождениями, расположенными в Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазонах соответственно. Формирование первого из них связывается с базальтоидным магматизмом барьерной зоны палеоостровной дуги (D_1-2) [Грабежев и др., 1992; Кривцов и др., 1986], а второго - с андезитоидным вулканоплутоническим поясом (D₃-С₁) [Грабежев, 2000]. Оба месторождения приурочены к субвулканическим штокам умеренно кислых гранитоидов. На Юбилейном месторождении предметом отработки служат линейные кварц-сульфидные штокверки, развитые среди метасоматитов кварцевого состава [Стороженко, 1984]. Главными рудными минералами являются пирит, арсенопирит, халькопирит, сфалерит, галенит и антимонит. На Березняковском месторождении рудные тела представлены зонами прожилково-вкрапленной сульфидной минерализации, сопровождающейся хлорит-слюдисто-кварц-альбитовыми метасоматитами. В составе руд выделяются золото-полиметаллический с высокопробным золотом (970-984), золото-теллуридно-полиметаллический с низкопробным золотом (650-858) и теллуридно-полиметаллический парагенезисы [Грабежев и др., 2000]. Температура образования оруденения составляет 360-260 ^oС, давление - 0,4-0,2 кбар. Изотопные данные указывают на преимущественно мантийный источник флюидов и рудных компонентов [Грабежев и др., 2007].

Золото-кварцевые и золото-сульфидно-кварцевые месторождения, распространенные в Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазонах, существенно различаются между собой по составу и возрасту рудоносных магматических комплексов и структурным условиям образования. В Магнитогорской мегазоне месторождения этих типов тесно пространственно связаны с позднепалеозойскими комплексами малых интрузий и даек (Балбукским сиенит-гранит-порфировым, Худолазовским диабазовым и др.), имеющими геохимическую специализацию на золото [Салихов, Бердников, 1985]. Размещение интрузивных комплексов и золотого оруденения контролируется позднепалеозойскими сдвиговыми структурами [Знаменский, Серавкин, 20011]. Рудные тела представлены отдельными жилами, сериями жил, линейными штокверками или комбинациями штокверков и жил.

Золото-кварцевое оруденение представлено месторождениями Худолазовской синклинали (Басай, Тукан) [Серавкин и др., 2001]. Золотоносные карбонат-кварцевые жилы и линейные штокверки на этих месторождениях наследуют контакты даек основного состава Худолазовского дайкового комплекса. Жилы и прожилки, сопровождающиеся серицит-кварцевыми метасоматитами, содержат самородное золото и в небольшом количестве (до 3%) пирит, халькопирит и галенит.

В мегазоне преобладают золото-сульфидно-кварцевые месторождения. К числу наиболее распространенных минеральных типов руд этих месторождений относятся пиритовый (Телегинское), пирит-арсенопиритовый (Сиратур), пирит-полиметаллический (Большой Коран) и пирит-полиметаллический с блеклыми рудами, теллуридами и минералами висмута (Алтын-таш). На некоторых месторождениях установлены шеелит (Возрождение) и антимонит (Большой Коран). Количество сульфидов в рудах составляет 10-15%. Золото находится в свободном и в дисперсном состоянии. Самородное золото, как правило, высокопробное (>900) [Месторождения золота , 1999]. Среди жильных минералов преобладают кварц, карбонат и альбит. Для эндогенного геохимического ореола характерно сочетание элементов <гранитоидного> (W, Mo, Bi, Sn Cs) и ювенильного происхождения (Sb). Околорудные метасоматиты относятся к березит-лиственитовой, эйситовой и хлорит (тальк)-карбонатной формациям. Температура образования оруденения составляет 430-170 ^oС, давление - 0,8-0,7 кбар [Бобохов и др., 1993; Викентьев и др., 2006; Сазонов, 1980]. Изотопными датировками охарактеризовано рудопроявление Рытовские жилы, околорудные метасоматиты которого имеют Rb-Sr возраст 255 млн. лет [Знаменский, 1994].

Плутоногенно-гидротермальные золото-сульфидно-кварцевые месторождения Восточно-Уральской мегазоны (Кочкарское, Джетыгаринское и др.) пространственно связаны с тоналит-гранодиоритовыми массивами (С_1-2) и особенно тесно с дайковыми сериями гранитоидов и лампрофиров, сопровождающими эти массивы. Продуктивные интрузии представляют собой надсубдукционные коро-мантийные образования [Ферштатер, 2001]. Тесная пространственная связь золото-сульфидно-кварцевого оруденения с массивами тоналит-гранодиоритовой формации имеет генетическую основу [Коротеев, Сазонов, 2005; Ферштатер и др., 2007; Язева, Бочкарев, 1990]. Вместе с тем геологические и изотопные данные свидетельствуют о значительном временном разрыве процессов магма- и рудообразования и о смене геодинамического режима активной континентальной окраины, существовавшего в период становления продуктивных массивов, на коллизионный режим сжатия на рудном этапе [Знаменский, Серавкин, 2006; Иванов, 1948; Смолин, 1975 и др.]. Временной разрыв, по-видимому, может достигать нескольких десятков млн. лет. Например, на Айдырлинской площади возраст тоналит-гранодиоритового магматизма оценивается в 347 млн. лет (определения В.М. Горожанина [1998] для Каиндинского массива), а золото-сульфидно-кварцевого оруденения - в 315 млн. лет (для Айдырлинского месторождения) [Лозовая, Меньшикова, 1976]. Коллизионные геодинамические обстановки формирования месторождений отчетливо проявляются в региональном контроле их крупными надвиговыми зонами [Знаменский, 2007].

Рудные тела представляют собой кварцевые и карбонат-кварцевые жилы, серии жил и реже линейные жильно-штокверковые зоны, минерализованные сульфидами в количестве 10-20%. Промышленные жилы, как правило, локализованы внутри массивов, главным образом, в сколовых нарушениях [Знаменский, 2007]. По данным В.В. Мурзина [1983], месторождения относятся к следующим основным минеральным типам: 1) пиритовому с халькопиритом, 2) полиметаллически-сульфидному, 3) пиритовому с сульфидами и сульфосолями, 4) пиритовому с сульфидами, сульфосолями, сульфотеллуридами и теллуридами. Золото большей частью самородное высокопробное (обычно больше 920) заключено в кварце и сульфидах. Для глубоких горизонтов месторождений характерно присутствие шеелита. Оруденение сопровождается метасоматитами березит-лиственитовой формации [Сазонов, 1984]. Формирование золоторудной минерализации и сопряженных с ней метасоматитов происходило при Т=400-80 ^oС и Р=1,3-0,6 кбар [Главные рудные , 1990]. Изотопно-геохимические данные позволяют предполагать смешанный коро-мантийный источник рудных элементов золото-сульфидно-кварцевого оруденения [Золото Урала , 1993; Мурзин, 1997; Ксенофонтов, Давыдов, 1986 и др.].

Полигенно-полихронные месторождения в вулканогенно-осадочных и углеродисто-терригенно-карбонатных комплексах представлены двумя основными типами: золото-сульфидным и полиформационным. Отличительной особенностью месторождений этой группы является сочетание слабо золотоносной минерализации, сингенетичной вмещающим породам, с продуктивным на золото эпигенетичным оруденением, формирование которого сопровождалось процессами мобилизации рудных компонентов из вмещающей среды. Образование эпигенетичного оруденения связано с деятельностью глубинных флюидных систем и / или интрузивного магматизма.

В Магнитогорской мегазоне получили развитие золото-сульфидные месторождения, концентрирующиеся на ее северном замыкании. Золото-сульфидное оруденение известно в породах различного возраста. В зоне Главного Уральского разлома оно распространено главным образом среди углеродсодержащих терригенных и олистостромовых толщ раннекаменноугольного (Миндяк, Средний лог) и предположительно силурийского (Орловское) возраста, а во внутренних частях мегазоны в девонских вулканогенно-осадочных комплексах (Муртыкты, Ик-Давлят). В разрезе месторождений, залегающих среди удаленных фаций девонских колчеданоносных вулканогенных формаций, обычно присутствует ранняя вулканогенно-осадочная и гидротермально-метасоматическая минерализация существенно пиритового состава, например, на месторождениях Муртыкты, Ик-Давлят и Карагайлы. Эпигенетичное золото-сульфидное оруденение имеет на этих месторождениях пирит-полиметаллический состав и сопровождается околорудными метасоматитами с Rb-Sr возрастом 294 (Муртыкты) и 286 (Карагайлы) млн. лет [Знаменский, Знаменская, 2007; Горожанин, 1995]. В углеродсодержащих осадочных и олистостромовых комплексах первичное оруденение представлено глобулярным пиритом (Миндяк), иногда в сочетании с арсенопиритом (Орловское). Сульфиды характеризуются тяжелым биогенным составом серы [Голуб и др., 1982].

Подавляющее большинство месторождений не имеет видимых пространственных связей с интрузивными комплексами. В то же время отчетливо проявлен тектонический контроль оруденения узлами пересечения позднепалеозойских коллизионных разломов [Знаменский, 2004]. Наиболее крупные концентрации золото-сульфидных руд (Миндяк, Муртыкты) установлены на участках наложения структурных узлов на конседиментацинные палеодепрессии [Знаменский, 1988, 2001].

Наиболее распространенными типами позднепалеозойского золото-сульфидного оруденения являются пиритовый, пирит-арсенопиритовый, пирит-халькопирит-сфалеритовый и пирит-полиметаллический с блеклыми рудами и теллуридами. Преобладающий морфологический тип руд - прожилково-вкрапленный. На некоторых месторождениях развита поздняя вкрапленно-прожилково-жильная кварц-сульфидная минерализация. Жильное выполнение представлено кварцем, карбонатами и альбитом. Золото находится главным образом в тонкодисперсной форме в сульфидах. В кварц-сульфидных рудах установлено высокопробное самородное золото (>900) [Белогуб и др., 2006; Мурзин и др., 2003]. Температура образования оруденения и околорудных метасоматитов составляет 450-200 ^oС, давление - 0,7-0,04 кбар [Салихов, Бердников, 1985; Бахтина, Сазонов, 1980; Мурзин и др., 2003]. Изотопно-геохимические данные свидетельствуют о поступлении рудного вещества при формировании позднепалеозойской минерализации из разноглубинных источников: мантийных, коровых магматогенных и метаморфогенных, связанных с мобилизацией рудных компонентов из вмещающих пород. Изотопные исследования показали преобладание в пиритах руд месторождений Муртыкты, Миндяк, Средний лог и Красная горка ювенильной серы [Голуб и др., 1982; Логинова, 1976]. В то же время изотопный состав С и О кварца и альбита из околорудных метасоматитов Миндякского месторождения (δ13С_CO2= -6,2 - -7,80/00; δ18О_H2O = +6,3 - +8,20/00) указывает на магматогенный источник рудоносного флюида [Мурзин и др, 2003]. На современной стадии изученности наиболее обоснованной представляется точка зрения о парагенетической связи золото-сульфидного оруденения с многофазовым Балбукским сиенит-гранит-порфровым комплексом (С₂-Р) [Знаменский и др., 20002; Салихов, Бердников, 1985].

Признаки мобилизации рудных элементов установлены на многих месторождениях березит-лиственитовой формации [Сазонов, 1984]. На золото-сульфидных месторождениях Красная жила, Миндяк и Муртыкты они, в частности, проявляются в положительной корреляции содержаний элементов-примесей (Cu, Zn, Pb, Co) в пиритах руд с концентрациями этих элементов во вмещающих породах [Знаменский, Знаменская, 2008]. По-видимому, с регенерацией и ремобилизацией золота отчасти связан стратиграфический контроль эпигенетичного оруденения на месторождениях Муртыкты, Ик-Давлят и Миндяк горизонтами, обогащенными сингенетичной минерализацией [Знаменский, 1992, 2000].

В Восточно-Уральской мегазоне известны полигенно-полихронные месторождения обоих типов. Золото-сульфидная минерализация установлена в грабенообразных структурах Восточно-Уральского поднятия среди сильно дислоцированных позднепалеозойскими деформациями углеродисто-терригенно-карбонатных толщ (С₁). На Кировском и Каменском месторождениях, залегающих в Кировско-Кваркенском грабене, развита прожилково-вкрапленная пиритовая и арсенопиритовая минерализация с примесью халькопирита, сфалерита и пирротина [Арифулов и др., 2006]. Высокопробное золото образует микровключения в сульфидах. Оруденение характеризуется субпластовым распределением. Предполагается, что его образование связано с диагенно-катагенетическим преобразованием сингенетичной минерализации, представленной в рудах в виде реликтов коллоидных гематит-мельниковит-пиритовых агрегатов, а также с более поздними гидротермальными процессами, обусловившими развитие в сдвиговых нарушениях серицит-кварцевых метасоматитов с вкрапленностью сульфидов.

Полиформационный тип месторождений представлен рудными зонами Кумакского и Непряхинского рудных полей. По-видимому, к нему относится также Светлинское месторождение [Сазонов и др., 1991]. Кумакское рудное поле приурочено к Кумак-Катансайской сдвиговой зоне смятия. Разломная зона образовалась в позднем палеозое на месте грабена, выполненного углеродсодержащими терригенно-карбонатными отложениями (С₁). В рудном поле широко развиты пестрые по составу малые интрузии и дайки раннекаменноугольного, позднекаменноугольно-пермского и триасового возраста [Воин, 1966; Новгородова, 1983; Самаркин, Самаркина, 1988]. Основными рудовмещающими структурами служат две меридиональные зоны смятия и рассланцевания более высокого порядка, в пределах которых проявились разнообразные по составу и возрасту гидротермальные изменения, связанные с дислокационным метаморфизмом и метасоматозом, а также золоторудная минерализация. Рудовмещающие зоны смятия развиты в углисто-терригенной пачке, породы которой отличаются присутствием конседиментационного золотоносного пирита [Рудский, 1982]. Предполагается, что сингенетичная минерализация являлась одним из источников золота. Золотопродуктивные метасоматиты объединяются в три формации: эйситовую, березит-лиственитовую и серицит-кварцевую. Оруденение представлено следующими типами: 1) прожилково-вкрапленным золото-сульфидным (с ранней золото-арсенопирит-пиритовой и поздней золото-полиметаллической ассоциациями), 2) жильным золото-шеелит-кварцевым, 3) прожилковым золото-тетрадимит-кварцевым и 4) жильно-прожилковым альбит-кварцевым с самородными металлами и интерметаллидами [Воин, 1966; Новгородова, 1983]. Возрастные взаимоотношения и генетическая природа оруденения различных типов дискуссионны. Опубликованы гидротермально-метаморфогенная [Рудский, 1982] и плутоногенно-гидротермальная [Воин, 1966] модели формирования месторождения, а также модель, связывающая образование оруденения с потоками трансмагматических флюидов [Новгородова, 1983].

Непряхинское рудное поле расположено в зоне регионального Байрамгуловского надвига близмеридионального простирания. Оно сложено интенсивно дислоцированными вулканогенными породами среднего девона (?) и кремнисто-глинистыми и углисто-кремнистыми сланцами нижнего карбона, метаморфизованными на уровне зеленосланцевой фации [Альбов, 1948; Месторождения золота , 1999]. В вулканогенных породах преимущественно основного состава присутствуют маломощные линзы сплошных колчеданно-полиметаллических руд, а в углеродистых сланцах, по данным Ч.Х. Арифулова с соавторами [2006], - сингенетичный слабозолотоносный пирит. В рудном поле отрабатывалось несколько месторождений (Мягкая жила, Смоленская полоса и др.). Основные рудные тела на этих месторождениях представляют собой крутопадающие зоны смятия и рассланцевания, вмещающие дайки сильно альбитизированных риолитов неизвестного возраста [Альбов, 1948]. В пределах зон развита прожилково-вкрапленная пирит-арсенопирит-сфалерит-галенитовая минерализация, пространственно связанная с дайками риолитов, а также различно ориентированные кварцевые прожилки и жилы с самородным низкопробным золотом (850) и незначительным содержанием пирита и арсенопирита. Вмещающие породы в рудных зонах преобразованы в кварц-серицит-хлоритовые и хлорит-карбонат-тальковые метасоматиты.

Приведенные данные позволяют сделать вывод о том, что золоторудные месторождения восточного склона Южного Урала формировались, главным образом, в геодинамических обстановках позднепалеозойских коллизионных структур