Таблица 1. Генетическая классификация месторожде

Таблица 1. Генетическая классификация месторождений

полезных ископаемых, по В.А. Обручеву (1935)


^ ГРУППА А. МЕСТОРОЖДЕНИЯ ГЛУБИННЫЕ (ЭНДОГЕНОВЫЕ)

Категория 1. Магматические

Класс 1. Эвмагматические

Тип а. Сегрегационные

Тип б. Ликвационные

Класс 2. Инъекционные

Класс 3. Пегматитовые

Категория 2. Эманационные

Класс 1. Контактовые

Класс 2. Пнеуматолитовые

Класс 3. Эксудаты и сублиматы

Категория 3. Гидротермальные

Класс 1. Гипотермальные

Класс 2. Мезотермальные

Класс 3. Эпитермальные

}


Тип а. Заполнения пустот

Тип б. Метасоматические

^ ГРУППА Б. МЕСТОРОЖДЕНИЯ ПОВЕРХНОСТНЫЕ (ЭКЗОГЕНОВЫЕ)

Класс 1. Осадочные

Класс 2. Инфильтрационные

Класс 3. Остаточные

Класс 4. Обломочные или россыпи

^ ГРУППА В. МЕСТОРОЖДЕНИЯ ИЗМЕНЕННЫЕ (МЕТАМОРФОГЕНОВЫЕ)

Класс 1. Пирометаморфические

Класс 2. Динамометаморфические

Класс 3. Гидатометаморфические

Класс 4. Сложного генезиса (первично-магматические, первично-контактовые, первично-осадочные метаморфизованные, например, железистые кварциты)


Таким образом, можно констатировать, что получившая всеоб­щее признание в стране генетическая классификация месторождений полезных ископаемых задумывалась и обдумывалась в стенах Томско­го технологического института почти сто лет назад. Основополага­ющие идеи, заложенные в нее, преподавались в последующие десяти­летия профессорами института П.П. Гудковым (десятые годы), М.А. Усовым (двадцатые-тридцатые годы), Ф.Н. Шаховым (тридцатые-пятидесятые годы), В.К. Черепниным (пятидесятые-восьмидесятые годы), Л.П. Рихвановым (вторая половина восьмидесятых-начало девяностых годов), И.В. Куче­ренко (с шестидесятых годов до настоящего времени). Из по­коления в поколение передавались традиции в методике преподавания рудной геологии, направленной, в частности, на развитие у студе­нтов навыков устной и письменной речи на профессиональном языке геолога - рудника. Важнейший компонент этой методики – собеседо­вания преподавателя со студентом, доклады студентов, рефераты, семинарские занятия в режиме диалога и пр. Созданная крупнейшим ученым – энциклопедистом своего времени В.А. Обручевым в Томском технологическом институте научно-педагогическая школа в области рудной геологии продолжает развиваться трудами современных уче­ных – педагогов Томского политехнического университета.

Углубление со временем знаний в теории рудообразования, по­вышение общего уровня развития науки предполагает потребность вносить коррективы и в генетическую классификацию месторождений полезных ископаемых. Существо изменений в приведенном авторском варианте (таблица 2) заключается в следующем.

Месторождения служат носителями и главными источниками ге­нетической информации, которая составляет основу для реконструк­ции физико-химической сущности процессов рудообразования. Согла­сно принципам классифицирования явлений и объектов, разработан­ным в теории систем, они (месторождения) должны иметь статус непосредственного основания классификации рудообразующих процессов, представляя таксон низшего уровня. Такую функцию они выпол­няют в классификации В.А. Обручева, хотя и не включены, кроме пег­матитов, в ее структуру.


Таблица 2. Классификация рудообразующих процессов


^ ГРУППА ЭНДОГЕННАЯ

Категория Магматическая

Класс Ликвационный

Класс Кристаллизационный

Подкласс Ранней кристаллизации

Подкласс Поздней кристаллизации

Категория Флюидно-магматическая

^ Класс Плутоногенный

Рудная формация Редкометально-

камнесамоцветная

гранитных пегматитов

Рудная субформация Редкометальная

Рудная субформация Камнесамоцветная

Класс Ультраметаморфогенный

Категория Гидротермальная

Класс Магматогенный

Подкласс Плутоногенный

Рудная формация Железо-фосфор-редкометальная

карбонатитовая

Рудная субформация Железо-фосфорная

Рудная субформация Редкометально-

редкоземельная

Рудная субформация Полиметаллическая

Рудная формация Золото-сурьмяно-урановая

березитовая

Рудная субформация Золотая

Геологические типы ………….

………….

Рудная субформация Урановая

Геологические типы ………….

.………….

Рудная субформация Сурьмяная

Геологические типы ………….

………….

Рудная субформация Полиметаллическая

Подкласс Вулканогенный

Класс Метаморфогенный

Подкласс Зеленосланцевый

Подкласс Эпидот-амфиболитовый

Подкласс Гранулитовый

^ ГРУППА ЭКЗОГЕННАЯ

Категория Гидрогенная (выветривания)

Класс Остаточный

Подкласс Сиалитный

Подкласс Латеритный

Класс Инфильтрационный

Категория Осадочная

Класс Механической седиментации вещества

Подкласс Континентальный

Подкласс Морской

Класс Химической седиментации вещества

Подкласс Континентальный

Подкласс Морской

Рудная формация Железо-марганцевая

карбонатно-песчано-

глинистая

Рудная субформация Железорудная

Рудная субформация Марганцевая

Класс Биохимической седиментации вещества

Подкласс Континентальный

Подкласс Морской

^ ГРУППА ПОЛИГЕННАЯ

Категория Гидротермально-осадочная

Категория Метаморфизованная


В качестве непосредственного основания в наше время предпо­чтительны рудные формации как вещественно-генетические совокуп­ности, объединяющие месторождения нескольких полезных ископаемых по признакам сингенетичности с конкретной геологической (магма­тической, гидротермальной или экзогенной метасоматической, осадочной, метаморфической) формацией (Кучеренко, 1994). Имеются в виду месторождения, образованные среди горных пород, составляю­щих геологическую формацию: магматические месторождения как про­дукты дифференциации алюмосиликатных расплавов в массивах мате­ринских изверженных пород, осадочные месторождения среди сингенетичных им осадочных пород в составе осадочной формации и пр. Поликомпонентная рудная формация включает монокомпонентные, по видам полезных ископаемых, рудные субформации, а последние для конвергентного оруденения – геологические типы, раскрывающие геологические режимы и обстановки рудообразования. Все три состав­ляющие рудноформационной иерархии в основании классификации со­держат более ценную обобщенную вещественную, генетическую, геологическую информацию, так как лишены индивидуальных особенностей отдельных месторождений. Положение их в структуре классификации иллюстрируется несколькими примерами в части флюидно-магматического, гидротермального, осадочного рудообразования (таблица 2).

Приведенные соображения определяют целесообразность транс­формации генетической классификации месторождений полезных иско­паемых в сущностную казуальную обращаемую (от процессов к основанию и нао­борот) классификацию рудообразующих процессов.

При реализации этого, как представляется, очевидного усло­вия пегматитовые месторождения в классификации В.А. Обручева, пег­матитовые, карбонатитовые, скарновые, альбитит-грейзеновые, кол­чеданные месторождения в общепринятой современной классификации месторождений полезных ископаемых В.И. Смирнова (1989), которые имеют рав­ный таксономический ранг с соответственно классом и группами магматических, гидротермальных месторождений, следует переместить в непосредственное основание, как это показано в таблице 2.

Пегматитовые месторождения по современным данным образуют­ся на ранних этапах посредством кристаллизации остаточных алюмосиликатных расплавов с последующей гидротермальной переработкой на поздних этапах, в силу чего могут быть квалифицированы как продукты переходных от магматических к гидротермальным флюидно-магматических процессов. Разнородную по генезису совокупность представляют не известные во времена В.А. Обручева "карбонатитовые" месторождения, связанные со щелочно-ультраосновными комплексами. Согласно заявленной логике структурирования классификации, место магматических, например, титано-магнетитовых месторождений этой совокупности – в категории магматических, а гидротермально-метасоматических апатит-магнетитовых с цирконием, медных, полимета­ллических, редкометально-редкоземельных, флогопитовых – в кате­гории гидротермальных в составе скарновой и карбонатитовой метасоматических формаций. Очевидно, нет необходимости доказывать гидротермальное происхождение скарновых (эманационных, по В.А. Обручеву), альбитит-грейзеновых месторождений, равно как и березитовых, аргиллизитовых и прочих, образованных в составе гидро­термальных метасоматических формаций, а потому помещаемых в ос­нование категории гидротермальных рудообразующих процессов. Сю­да же следует включить наряду с магматогенными метаморфогенные (метаморфические) месторождения как гидротермальные по происхождению, не существовавшие до метаморфизма, но образованные в про­цессе и результате метаморфизма горных пород в термодинамических условиях соответствующих фаций. Колчеданные месторождения могут быть гидротермальными метасоматическими, вулканогенно- и гидротермально-осадочными. В соответствии с этим первые принадлежат к основанию категории гидротермальных, последние (типа куроко) – к основанию группы полигенных процессов, поскольку созданы как гидротермальные метасоматические ("ножка" рудного тела) и осадо­чные ("шляпка" рудного тела). Вулканогенно-осадочные месторож­дения представляют категорию осадочных, так как образованы по законам осадочного рудогенеза при условии поступления рудного вещества в бассейны осадконакопления с продуктами подводного ву­лканизма.

Классы инфильтрационных и остаточных процессов в корах вы­ветривания объединяются в категорию гидрогенных, а последние вместе с осадочными составляют группу экзогенных рудообразующих процессов. Элювиальные и аллювиальные россыпи образуются соотве­тственно в корах выветривания как реликтовые остаточные образования и в бассейнах осадконакопления. Поскольку это разные процессы, постольку россыпи целесообразно развести: элювиальные поместить в основание гидрогенной категории, а аллювиальные – в основание осадочных процессов класса механической дифференциации вещества.

Полигенная группа предлагаемого варианта классификации вклю­чает процессы, реализуемые посредством затрат внешней и внутрен­ней энергии Земного шара. В таком понимании она соот­ветствует содержанию группы измененных или метаморфогеновых ме­сторождений В.А. Обручева, который относил сюда только измененные при метаморфизме месторождения, например, железистые кварциты, полагая, что метаморфизм не способен создавать промышленные ру­ды. Во всех более поздних классификациях, начиная с систематики А.Г. Бетехтина и др. (1938) вплоть до современных, наряду с эндогенной и экзогенной выделяется метаморфогенная серия (Смирнов, 1989) в составе метаморфизованных и метаморфических месторождений. Последние одна­ко, будучи гидротермальными, то есть эндогенными, должны составлять, как отмечалось выше, основание категории гидротермальных процессов (таблица 2).

Все генетические классификации месторождений полезных иско­паемых лишены геологического содержания. В них систематизированы представления о физико-химической, термодинамической сущности систем рудообразования, в самом общем виде обозначены геологиче­ские процессы, обусловившие рудообразование, – магматизм, седиментация, выветривание, метаморфизм, но не раскрыты типовые геологические режимы и обстановки, в которых накапливаются полезные ископаемые. Последнее лишает генетические классификации прогноз­ных функций. Создавшаяся ситуация не случайна и представляет следствие тех трудностей, которые возникают при исследовании ге­ологических режимов и первопричин рудообразования, особенно и прежде всего эндогенного и полигенного.

Несомненно, классификация рудообразующих процессов должна быть геолого-генетической. Это следует из понимания геологичес­кой обусловленности рудообразования, представляющего составную часть того или иного более масштабного геологического процесса.

Многие ассоциации горных пород, в том числе магматические, как стало ясно в последние десятилетия, конвергентны. Следовате­льно, конвергентны и образованные в их составе или в связи с ни­ми месторождения. С учетом этого и поскольку при выделении руд­ных формаций должны быть приоритетны все-таки руды, а не геоло­гические режимы их образования, постольку последние в процедуре формационной типизации полезных ископаемых должны иметь статус информационного, но не диагностического признака. Другими слова­ми, геологические режимы образования месторождений при выделении и обосновании рудных формаций не следует учитывать, как это при­нято сейчас в отношении геологических формаций.

Выше отмечено, что для квалификации геологических режимов рудообразования в структуру рудноформационной таксономической иерархии вводится таксон "геологический тип месторождений полез­ных ископаемых" как составная часть конвергентной монокомпонент­ной рудной субформации соответствующей поликомпонентной рудной формации. В условиях одного конкретного геологического режима могут образоваться одни наборы рудных субформаций (и формаций), в условиях другого – другие. Иначе, одна конвергентная рудная субформация, тем более формация представляет несколько геологи­ческих режимов (и ситуаций) по числу составляющих ее геологичес­ких типов.

Наполнение посредством металлогенических исследований руд­ных субформаций и формаций геологическим содержанием, диагности­ка ключевых факторов, определяющих геологический тип примените­льно к каждой генетической совокупности месторождений полезных ископаемых и, как следствие, выделение и обоснование их геологи­ческих типов представляет проблему, которая, судя по накопленному опыту исследований подобных вопросов, будет решаться достаточно медленно и в обстановке острых дискуссий. Очевидно, в геологических типах должны найти отражение не только геологические режи­мы, обусловливающие образование месторождений, но и создаваемые этими режимами геологические обстановки, детали строения земной коры, раскрывающие узнаваемые геологические условия нахождения оруденения. Для совершенствования теории рудообразования и на­учных основ прогнозирования месторождений, в том числе тех, ко­торые залегают на экономически приемлемых глубинах, но не выра­жены на поверхности, эта проблема наряду с другими, обозначен­ными выше, представляется одной из приоритетных в генетической минералогии.

Для трансформации генетической классификации рудообразующих процессов в геолого-генетическую в предложенном ее вариан­те введением таксона "геологические типы" создаются необходимые предпосылки.

Вместе с тем, надо учитывать, что такая классификация, ак­кумулируя в себе все генетические совокупности многочисленных видов металлических и неметаллических полезных ископаемых, об­разованных в условиях разнообразных геологических режимов и об­становок, будет достаточно объемной, если не сказать, – громозд­кой. В качестве предварительного замечания подчеркнем, что мат­ричная (двухмерная) ее конструкция сравнительно с линейной, приведенной в табл. 2, кажется более приемлемой как с точки зрения размещения информации, так и удобства пользования. Ска­жем, по вертикали целесообразно сохранить номенклатуру генети­ческих подразделений (физико-химических систем рудообразова­ния), по горизонтали развернуть геологические режимы (факторы), а в рамках каждого из них – геологические ситуации (структурно-формационные зоны и пр.) образования и локализации месторожде­ний. В этом случае полезные ископаемые определенных генетичес­кой совокупности и геологического типа будут представлены набо­ром рудных субформаций в соответствующей ячейке классификации.

Впрочем, номенклатура и содержание геологических режимов (факторов) и обстановок рудообразования, равно как и конструкция геолого-генетической классификации, трудности разработки которых не приходится недооценивать, составляют тему отдельного обсуждения.


Лекция 3


^ ПЕТРОЛОГИЧЕСКИЕ И МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКИЕ СЛЕДСТВИЯ ИЗУЧЕНИЯ МАЛЫХ ИНТРУЗИЙ В МЕЗОТЕРМАЛЬНЫХ ЗОЛОТОРУДНЫХ ПОЛЯХ


Ключевые вопросы металлогении золота до сих пор составляют предмет дискуссий. Существуют различные представления о том, какие геологические процессы инициируют образование, например, мезотермальных золотых месторождений. Главным среди равных следует назвать вопрос о возможных источниках золота, сосредоточенного в месторождениях, поскольку тот или иной ответ на него определяет многое в реконструкции геологической обусловленности рудообразования и в разработке критериев регионального и локального прогноза рудоносных площадей. При сравнительно высокой степени изученности физико-химических и термодинамических режимов образования руд проблема заключается в том, что в самом золоте не найдено прямых признаков того, где и почему мобилизуется металл, каковы механизмы его мобилизации и транспортировки, прежде чем он будет отложен в рудах. Специалистам, изучающим золотые месторождения, приходится ориентироваться на косвенные указания, следующие из анализа связей золотых руд, месторождений, более крупных рудоносных площадей с элементами геологического строения земной коры, тем самым выявляя реальные закономерности размещения золотого оруденения, сопровождаемые однако весьма проблематичными выводами о его принадлежности к производным конкретных геологических процессов.

Все многообразие существующих представлений о геологических процессах, ответственных за образование мезотермальных золотых месторождений, укладывается в две концепции: магматогенно-гидротермальную и метаморфогенно-гидротермальную. Каждая из них многовариантна и предполагает магматические в первом случае и породные во втором источники золота. Согласно метаморфогенно-гидротермальной концепции, носителями формирующих руды сверхкларковых масс металла декларируются, как правило, углеродистые сланцевые толщи в золоторудных районах сланцевого типа. В южной Сибири это Ленский, Енисейский районы и некоторые другие территории, в строении которых участвуют углеродистые сланцы. В золоторудных районах, сложенных иным разнообразным, преимущественно кристаллическим субстратом, магматогенно-гидротермальное происхождение оруденения рассматривается в аспекте генетических (парагенетических) связей либо с мантийным, либо с коровым гранитоидным магматизмом.

В последние десятилетия накоплена обширная геологическая и аналитическая информация. Существуют проблемы в использовании последней в той ее части, которая относится к геохимии золота. Во множестве публикаций на эту тему отсутствуют оценки достоверности аналитических данных – сходимости результатов внутреннего контроля, внешнего контроля разными методами, выборки формируются без учета эпигенетических преобразований пород, что особенно актуально, поскольку речь идет прежде всего о подвергшихся околорудному метасоматизму рудовмещающих сланцах. К чему это приводит – можно видеть на примере Ленского района. В шестидесятых-семидесятых годах исходные для рудообразования углеродистые сланцы здесь по данным разных авторов содержали десятки-тысячи миллиграммов сингенетичного сланцам металла в тонне породы, в восьмидесятых годах – первые миллиграммы. В результате мы имеем то, что имеем, – чрезвычайно противоречивые выводы. Хотя, если некоторые разработчики метаморфогенно-гидротермальной концепции, которая возродилась на идее сверхкларковых содержаний золота в сланцах как необходимом условии рудообразования, пришли к выводу об околокларковых его содержаниях, то этому, вероятно, надо верить.

В совокупности фактов, которые гармонично дополняют друг друга в едином ансамбле и указывают на образование золотого оруденения в сланцевых и несланцевых районах в связи с возбуждением мантии Земли, свое место занимают малые интрузии и их пространственно-временные соотношения с рудами, метасоматические преобразования малых интрузий и признаки их петрохимических, петрогенетических связей с рудообразованием. Предваряя обсуждение заявленной проблемы на примере ряда золоторудных месторождений южной Сибири, приведем признаки вещественно- генетической их однородности и перечислим упомянутые критерии с учетом того, что все это способствует объективной оценке результатов, а развернутое их рассмотрение выполнено ранее.

В анализе и обсуждении участвуют Сухоложское месторождение Ленского района, Каралонское, Кедровское, Ирокиндинское, 3ападное, Богодиканское, Верхне-Сакуканское месторождения Северо-3абайкальского района, Зун-Холбинское, Зун-Оспинское месторождения Окино-Китойского района, Советское и Берикульское месторождения соответственно Енисейского и Мартайгинского районов.

3олотые руды в минерализованных зонах, залежах прожилково-вкрапленной минерализации и кварцево-жильного типа сопровождаются метасоматитами березитовой формации в обрамлении обширных ореолов пропилитоподобных изменений и сложены пятью минеральными комплексами, образованными в рамках пяти стадий в температурном интервале от 630 до 50…25°С при давлениях флюидов от 2,7 кбар и ниже. Минеральные комплексы включают сквозные, в том числе продуктивные минеральные ассоциации в составе кварца нескольких генераций, общераспространенных сульфидов, карбонатов. В рудах и околорудных геохимических ореолах всегда участвуют в форме собственных минералов и/или примесей серебро, ртуть, сурьма, мышьяк, вольфрам и другие элементы в разных количественных соотношениях.

Рудообразующие системы функционировали в режиме пульсирующего поступления из очагов генерации рудоносных растворов – флюидов. Об этом можно судить по совокупности признаков, выявленных трудами многих исследователей.

Во-первых, последовательность образования минеральных ассоциаций в гидротермальных рудах вообще подчиняется генерализованной схеме, согласно которой раннее выделение основной массы оксидов (кварца) сменяется последующим отложением основной массы сульфидов и затем основной массы карбонатов. Эта подчеркнутая еще в пятидесятых годах А.Г. Бетехтиным обобщенная схема конкретизирована И.Н. Кигаем (1986г.), который показал, что она выдерживается и в объеме каждого минерального комплекса, выражая повторяющееся соответственно числу минеральных комплексов изменение важнейшего физико-химического показателя (рН) в системах раствор-порода подобно тому, как это имело бы место в случае эволюционного (по Д.С. Коржинскому) развития гидротермального процесса в целом. 3акономерное изменение кислотности-основности растворов при отложении каждого минерального комплекса и повторяемость его от комплекса к комплексу в рамках всего минерального сообщества руд согласуется с представлением о порционном поступлении растворов, но трудно объяснимо с позиции представлений о непрерывном истечении их из очагов генерации. Судя по схемам последовательности отложения минеральных ассоциаций и комплексов В.А.Ехиванова, Ю.В.Ляхова, И.В.Попивняка, автора и других, обсуждаемые мезотермальные золотые месторождения не составляют исключение из приведенной закономерности.

Во-вторых, посредством изучения упомянутыми и другими авторами газово-жидких включений в минералах руд установлено возрастание (до 50…100 °С) температур отложения ранних зарождений кварца каждого последующего минерального комплекса относительно температур отложения поздних зарождений кварца предшествующего ему комплекса. При этом, формирование каждого минерального комплекса происходило при взаимодействии с породами растворов, отличавшихся по фазовому состоянию, составу и активностям растворенных веществ, окисленных и восстановленных газов, в числе которых диагностируются CO2, CO, Н2, N2, CH4, C2H6 и другие углеводороды. Основная масса золота выделялась из вскипавших или кипящих углекислотно-водных растворов в температурном диапазоне 280…160 °С. Все это свойственно процессу образования мезотермальных золотых месторождений вообще и возможно в случае притока перед отложением каждого минерального комплекса свежей порции растворов, более высокотемпературных, с иным соотношением газовой и жидкой фаз и составом растворенных веществ сравнительно с предшествующей порцией.

В третьих, факт существования в золотых месторождениях внутрирудных даек основных пород, секущих ранние минеральные комплексы, но пересекаемых поздними с признаками воздействия одних на другие, свидетельствует о поступлении магматических расплавов на этапе функционирования рудообразущих систем. 3оны закалки в дайках в контактах с кварцем служат указанием на то, что ранние минеральные комплексы успели к моменту внедрения расплавов остыть, для чего требовалось время. Это возможно, если горячие растворы поступали не непрерывно, в противном случае они поддерживали бы высокую температуру только что образованного и продолжающего выделяться рудного субстрата.

Каждое месторождение индивидуально и специфические его черты, – условия залегания и формы рудных тел, некоторые минеральные ассоциации и элементы в их сочетаниях и другие подчеркивают естественную специфику рудообразования в конкретном объекте. Однако геолого-генетическая сущность процессов единообразна во всем сообществе мезотермальных золотых месторождений.

В последние десятилетия в составе руд и околорудных метасоматических (геохимических) ореолов обнаружены сверхкларковые концентрации фемофильных элементов, которым свойственны геохимические и металлогенические связи с базальтами и производными основного и ультраосновного, то есть мантийного, магматизма. К числу этих элементов относятся фосфор, титан, магний, ртуть, металлы платиновой группы, породные кларки которых в основных, ультраосновных породах и продуктах дифференциации мантийных расплавов – щелочных породах значительно превышают таковые во всех других, прежде всего коровых образованиях. Некоторые элементы в результате магматической дифференциации, иногда в сопровождении гидротермальной деятельности формируют промышленные месторождения: титано-магнетитовые с апатитом в габброидах (Волковское), и карбонатитах ультраосновных – щелочных комплексов (Ковдорское), нефелин-апатитовые с существенной примесью сфена в щелочных массивах (Хибинское), хромитовые с платиноидами или платиноидные с хромитом в ультраосновных породах (Кемпирсайское, Бушвельд) и т.д.

Контрастные (КК до 10–12) аномалии фосфора, титана, магния в околожильных березитах в ближнем обрамлении Килянской зоны глубинных разломов обнаружены в Ирокиндинском месторождении [2]. По мере удаления от зоны разломов на расстояниях 1…3 км контрастность аномалий в золотоносных березитах и прямо коррелирующее с ней содержание титана в метасоматическом пирите (до 6000 г/т) снижаются вплоть до кларковых значений. В апосланцевых золоторудных залежах Сухого Лога также зафиксированы контрастные аномалии титана и фосфора, причем голубые и розовые кристаллы апатита участвуют в составе и кварцевых жил [5, 6]. Значительные, на порядок превышающие здесь кларк в углеродистых сланцах массы магния заключены в составе метакристаллов карбонатов крупнообъемных метасоматических ореолов. В Каралонском месторождении содержания TiO2 в апогранитных околожильных березитах достигают 4 % против 0,2…0,3 % в гранитах. Значительное, до 2,5 %, содержание рутила в околорудных апосланцевых ореолах Советского месторождения отметила Н.В. Петровская, а В.Л. Русинов с соавторами указали на большую мобильность здесь титана, который по данным химических анализов привносится в ареал околорудного метасоматизма.

В литературе приводятся фрагментарные упоминания о повышенных содержаниях титана в золотоносных метасоматитах и метасоматическом пирите других районов, в том числе зарубежных.

Важно подчеркнуть два обстоятельства. Во-первых, сверхкларковые концентрации титана и фосфора, свидетельствующие об их миграционной способности в гидротермальных процессах, – не столь уж большая редкость в гидротермальных месторождениях, например, урана, золота и урана (эйситы Казахстана, золото–браннеритовые руды Алдана и др.). Во-вторых, аномалии этих элементов в золотых рудах и ореолах обнаруживаются не во всех месторождениях, в том числе крупных. Пока не найдены они в Зун-Холбинском, Берикульском месторождениях. По-видимому, дело в том, что щелочные флюиды, транспортировавшие комплексы и ЭОС титана и фосфора из очагов генерации, а ряде случаев уже на подрудных уровнях испытывали инверсию с изменением щелочного режима на кислотный, что обусловливало распад комплексов и осаждение этих элементов, инертных в кислотных средах.

При образовании золотых мезотермальных месторождений реализуются чрезвычайно тесные геохимические связи золота и ртути. Известны ртутные месторождения с промышленной примесью золота, золотые месторождения с промышленной примесью ртути. В рассматриваемой совокупности месторождений золото вместе с серебром всегда содержит примесь ртути от долей до десятков процентов, а повышенные концентрации ее характерны для около-верхнерудных уровней околорудных геохимических ореолов, например, в Ирокиндинском месторождении.

Руды мезотермальных золотых месторождений содержат металлы платиновой группы в концентрациях, достигающих промышленных значений. Статус золото-платинового получило Сухоложское месторождение. Повышенные и высокие (до 1 г/т) содержания платины недавно обнаружены а рудах Советского, Ирокиндинского, Зун-Холбинского месторождений. По-видимому, открытие платиноидов во многих других месторождениях – вопрос времени.

Участие в рудообразовании мантийных процессов демонстрируют изотопные отношения углерода карбонатов и серы сульфидов околорудных метасоматитов и руд. 13 С и 34 S в упомянутых минералах близки к мантийным меткам (метеоритному стандарту) в Берикульском, Советском, Зун-Холбинском, Ирокиндинском, Кедровском, Каралонском и других месторождениях Северного Забайкалья, Сухоложском месторождении, что вообще характерно для мезотермальных золотых месторождений. Узость интервалов колебаний изотопных отношений углерода при этом свидетельствует о слабом фракционировании его изотопов и об отсутствии существенной примеси в нем изотопно легкого органического и изотопно тяжелого седиментогенного углерода. Напротив, свойственное сере сульфидов месторождений в углеродистых сланцах (Советского, Сухоложского) некоторое изотопное утяжеление связывается с частичным заимствованием изотопно тяжелой серы из вмещающих осадочных пород. На это предположение наводят факты изотопного облегчения серы сульфидов в направлении к раствороподводящим швам зон глубинных разломов, либо, как в Сухом Логу, – к центральным частями рудных залежей, обрамляющим такие швы.

О существовании каналов связи мантии с верхнекоровыми уровнями в эпохи рудообразования свидетельствует контроль золоторудных зон и месторождений в их составе глубинными разломами разной геодинамической природы. Берикульское месторождение принадлежит Ударнинско-Комсомольской золоторудной зоне, обрамляющей с висячего бока Кузнецко-Алатаусский глубинный разлом. Советское месторождение в составе протяженной золоторудной зоны приенисейского Заангарья контролируется Ишимбинской зоной глубинных разломов. Зун-Холбинское и другие месторождения Урик-Китойской золоторудной зоны Восточного Саяна залегают в глубинном разломе, отделяющем Гарганский выступ архейского фундамента от протерозойского обрамления. Западное, Ирокиндинское, Кедровское и другие месторождения Южно-Муйского хребта образованы в обрамлении Килянской и Кедровско-Витимконской глубинных разломных структур, ограничивающих соответственно с запада и востока Муйский выступ архейского фундамента. Каралонское месторождение приурочено к Сюльбанской зоне глубинных разломов на восточном окончании Байкало-Муйского вулкано-плутонического пояса. Сухоложское месторождение Ленского района в составе золоторудной зоны северо-восточного простирания образовано в верхах многокилометровой складчатой карбонатно-терригенной толщи над осевой наиболее погруженной зоной Бодайбинского трога, совпадающей с системой глубинных разломов в фундаменте, трассируемой в сланцевом выполнении трога разломами и поясами высокой трещиноватости.

Руды рассматриваемых месторождений заключены в тесные «объятия» мантии посредством дорудных, внутри- и позднерудных "щупалец" – даек основного состава, которые однако же представляют лишь поздние производные сложных и длительных флюидно-матматических процессов мантийной природы. В составе ранних производных преобладают кислые магматические породы, включая дайковые, так называемые I - граниты, образованные как палингенные под воздействием мантийных флюидов - теплоносителей, чему повсеместно имеется множество изотопных свидетельств (87Sr/86Sr др.).

В одновозрастных позднепалеозойских (пермь) 3ападном, Ирокиндинском, Кедровском, Богодиканском, Каралонском, Верхне-Сакуканском месторождениях существуют дорудные pанниe дайки аплитовидного и пегматоидного гранитов, фельзитового гранит-порфира, микродиоритового порфирита и поздние, часто сопровождаемые золоторудными кварцевыми жилами дайки умеренно щелочного оливинового долерита. В Кедровском месторождении этим дайкам предшествует зрелая очагово-купольная постройка гнейсо-мигматитов со штоком гранодиорита и кварцевого диорита в ее ядре, которая образована на 30…50 млн лет раньше начала рудообразования. В этом же месторождении выявлены обильные внутрирудные дайки умеренно щелочного долерита, как правило, неравномерно гидротермально измененные, в том числе среди свежих рудовмещающих магматитов и углеродистых сланцев протерозойской также рудовмещающей кедровской толщи. Объем минеральных новообразований достигает 70...80 %, так что дайки нередко сложены метасоматитами. В составе минералов гидротермального этапа участвуют образующие в разных сочетаниях минеральные зоны серпентин, тальк, хлориты, эпидот, тремолит-актинолит, альбит, кварц, серицит, кальцит, доломит, доломит - анкерит, магнезит, рутил, лейкоксен, апатит, магнетит, пирит. Особенно обилен грязно - зеленый и красно-бурый биотит (до 60 % от объема породы), причем он часто слабо замещен, что свидетельствует о его относительно позднем в рамках гидротермальных изменений образовании. По минералого-петрохимическим чертам внутридайковые преобразования аналогичны процессу околорудной пропилитизации-березитизации – это калиево-сернисто-углекислотный метасоматизм с выносом натрия и частично кремния, но с отложением более высокотемпературного биотита вместо свойственного березитам серицита. Другая особенность внутридайкового метасоматизма – привнос и фиксация титана (рутил, лейкоксен), фосфора (апатит), магния (карбонаты), золота, что присуще, как отмечалось, и околорудной березитизации в ирокиндинском, Каралонском месторождениях. Позднерудные слабо измененные дайки умеренно щелочного оливинового долерита пересекают продуктивные кварцевые жилы с признаками термического воздействия на них.

Сухоложское месторождение (315 млн лет) залегает в региональном поясе малых интрузий северо-восточного направления, с которым в Бодайбинском прогибе совмещена и золоторудная зона. Образование ранних березитизированных обогащенных золотом кислых пород этого пояса, возможно, связанных с залегающим под Сухим Логом Угаханским гранитным плутоном, сменилось формированием многочисленных сильно гидротермально измененных даек оливинового долерита (умеренно щелочного ?), среди которых выделены дожильные и послежильные.

Дожильные дайки рассекаются кварцевыми прожилками и содержат псевдоморфные по вкрапленникам плагиоклаза, пироксена, оливина агрегаты альбита, хлоритов, магнезиально - железистых карбонатов, а в основной массе – те же минералы с примесью кварца, пирита, рутила, лейкоксена. Карбонаты и пирит даек по морфологии, размерам кристаллов, составу и содержанию элементов – примесей (Ag, Pb, Zn, Bi и др.) аналогичны таковым в апосланцевых околорудных метасоматических ореолах. Послежильные дайки пересекают золотоносные кварцевые жилы, в контактах с кварцем сопровождаются зонами закалки и содержат гидротермальные амфибол, грязно-зеленый, зеленовато-бурый биотит (до 40 %), апатит, карбонаты, цоизит, хлориты, серицит, магнетит, рутил, лейкоксен, пирит. Биотит замещает пироксен, лабрадор, амфибол. Аподолеритовым метасоматитам свойственно значительное (вдвое-вчетверо) обогащение фосфором (до 0,74% P2O5), магнием (до 16,65 % MgO), золотом (до 11 мг/т), что прямо коррелирует с обогащением здесь фемическими элементами околорудных ореолов и руд. Обе генерации даек следует рассматривать соответственно как раннерудные и позднерудные. Амфиболизация и биотитизация проявляется и в кислых породах, вследствие чего они приобретают темную до черной окраску.

Месторождение Зун-Холба залегает среди вулканогенно-терригенных отложений ильчирской свиты позднего протерозоя в южном экзоконтакте Сумсунурского (Амбартогольского) массива тоналитов, плагиогранитов, гранодиоритов, образованных по механизму палингенеза под воздействием мантийных флюидов-теплоносителей. Породы массива принадлежат разным возрастным группам. Возраст ранних составляет 823 ± 100 млн лет ( Rb-Sr метод) или 790 млн лет (Rb-Sr и ' U-РЬ методы), поздних -537 ± 11 и 467 ± 9 млн лет или 478 ± 19 млн лет соответственно. Предполагается, что молодой возраст имеют гранвб-тоиды холбинского комплекса, пространственно совмещенные с сумсунурскими в одноименном массиве. Возраст золотого оруденения (околорудных березитов) близок к возрасту молодых гранитов – 454 ± 29 млн лет или 465 ± 75 млн лет.

В рудовмещающих сланцах и гранитоидах эндоконтакта Сумсунурского массива залегают немногочисленные дорудные березитизированные дайки аплитовидных гранита и лейкогранита и внутрирудные дайки умеренно щелочного оливинового долерита. Последние и среди слабо измененных вмещающих пород, как правило, неравномерно, в том числе слабо и интенсивно гидротермально изменены и содержат до многих десятков процентов новообразованных минералов. В их составе диагностированы кальцит, антигорит, хризотил, монтмориллонит, хлориты, серицит, кварц, альбит, магнетит, рутил, лейкоксен, пирит, бурый биотит. Последний в мелкочешуйчатых агрегатах и порфиробластах прорастает агрегаты минералов гидротермального этапа, оставаясь совершенно свежим. По этому и другим признакам он отнесен к наиболее поздним метасоматическим минералам в дайках. Перечисленные минералы образовались в процессе внутридайкового калиево-сернисто-углекислотного метасоматизма, аналогичного процессу околорудной березитизации, но, в отличие от березитов, – с образованием высокотемпературного биотита.

Возраст золотых месторождений Енисейского района по разным оценкам составляет 780 ± 30 млн лет (Эльдорадо, свинец галенита), 794 млн лет (Олимпиада, Rb – Sr изохронный возраст мусковита околорудных метасоматитов), 850 ± 60 и 900 ± 150, или 670±20 млн лет (Советское), то есть оценивается в достаточно протяженном возрастном интервале, что, вероятно, отражает длительность здесь эпохи рудообразования и, не исключено, – погрешности радиологических определений. Тем не менее, по геологическим и приведенным данным основные золотые месторождения образованы в позднем рифее, как и более ранние массивы гранитоидов в сопровождении даек кислых пород татарско-аяхтинского коллизионного комплекса, имеющего возраст от 850 ± 60 до 760…718 млн лет.

Месторождения золота и массивы гранитоидов пространственно разобщены, но рудовмещающие протерозойские толщи углеродистых сланцев и других пород содержат нередко многочисленные базитовые дайки, например, в Ангаро-Канском выступе фундамента (по Л.В. Ли – дорудные и послерудные), в бассейнах рек Большой Мурожной, Рыбной, Севагликон и др.. Дайки гидротермально изменены, вследствие чего выполняющие их породы получили название метадиабазы, ортоамфиболиты, обогащены, как и околорудные березиты, золотом, титаном, магнием, фосфором. В частности, в Советском месторождении внутридайковые минеральные ассоциации гидротермального этапа включают хлориты, эпидот, тальк, антигорит, актинолит-тремолит, сульфиды, карбонаты, биотит, образующие, кроме биотита, и крупнообъемные апосланцевые околорудные метасоматические ореолы пропилитоподобных изменений. В совокупности упомянутые признаки наряду со структурными свидетельствуют о возрастной близости даек и руд.

Малые интрузии Берикульского месторождения описаны ранее и не составляют исключения из общей схемы магматизма. Напомним, что здесь в возрастном интервале в несколько десятков миллионов лет (0 – S) гранитоидный (I-граниты) плутонический магматизм в объеме мартайгинского комплекса с сопровождающими дайками гранита, лейкогранита непосредственно сменяются базитовым магматизмом малых форм. Многоактное внедрение умеренно щелочных базальтовых расплавов предшествовало рудообразованию и сопровождало его. Дайки гидротермально изменены под воздействием калиево-сернисто-углекислотного метасоматизма, но поздний биотит, столь характерный для аподайковых метасоматитов других месторождений, здесь обнаружен лишь в редких реликтовых выделениях поздних даек.

Для определения типов геологических структур, в которых формировались магматические ассоциации и руды обсуждаемых месторождений, приведена диаграмма К2О - ТiO2 (рис.), пригодность которой для этой цели обоснована ранее. Поскольку корректность результатов зависит от свежести долеритов, использованы данные химических анализов только таких пород, которые не затронуты или едва затронуты гидротермальными изменениями. Даек, удовлетворяющих этому требованию, очень мало.

Как видно на диаграмме, фигуративные точки берикульских умеренно щелочных оливиновых долерита и лейкодолерита, занимая преимущественно поле островных дуг, в основном совпадают с областью известково-щелочного, умеренно щелочного и щелочного базальтоидного магматизма этих структур, вероятно, в стадии зрелости, то есть в условиях наращивания мощности земной коры и аккреции. Фигуративные точки даек умеренно щелочного оливинового долерита забайкальских месторождений представляют другую геологическую ситуацию и другие геологические режимы, отвечающие океаническим островам и областям внутриплитного, скорее всего внутриконтинентального магматизма – областям тектоно-магматической активизации, как это обосновывалось ранее, с толеитовым, умеренно щелочным и щелочным базальтоидным магматизмом.