Месторождения золота, связанные с интрузивами гранитоидов

Метасоматические породы широко развиты в пределах месторождений IRGS.

 Оруденение данного типа сопровождается разнообразными метасоматитами: скарны, грейзены, березиты, кварц-лорит-серицитовые, полевошпат-серицитовые и прочие. Скарны известкового типа достаточно редки (Кандидатское и Ветвистое), грейзены также проявлены весьма редко (Чепак, Мякитское). Основными метасоматитами, сопровождающими рудный процесс являются березитоподобные метасоматиты с преобладающим развитием серицита, а в некоторых случаях и полевошпатизацией. Мощность метасоматитов относительно небольшая и редко превышает параметры рудных тел более чем на сотню метров, аналогична и протяженность. Слабая грейзенезация проявлена в породах Бургагинского штока и в его ближайших экзоконтактах, в зоне развития биотит-кордиеритовых роговиков. Типоморфные минералы этих пород – слюда ряда мусковит-серицит и турмалин. Линейная грейзенезация сопровождает зоны повышенной трещиноватости на северном, западном и южном флангах рудного поля. Аргиллизиты вмещают рудные тела месторождения. Они представлены окварцованными, серицитизированными и каолинизированными породами с карбонатом и рассеянной минерализацией арсенопирита. В них сохраняется исходная структура породы. Линейные тела беризитов (вторичных кварцитов), мощностью 20–30 м, протяженностью первые сотни метров, приурочены к рудовмещающим разрывам субширотного простирания и также вмещают рудные тела. Состав березитов – серицит-гидрослюдисто-кварцевый с обильной вкрапленностью пирита и арсенопирита (рис. 10 а). В них отмечается повышенное содержание золота (1–7 г/т). В кварцевых прожилках в березитах содержание золота достигает 10–30 г/т. Первичная структура исходных пород в березитах практически не сохраняется. Латеральная зональность метасоматитов представлена следующим рядом: грейзенензированные адамелиты или гранодиориты – грейзены – березиты – аргиллизиты. В пределах месторождения Школьное наблюдается четкая приуроченность разных типов оруденения к вполне определенным метасоматитам. Золото-редкометальная прожилково-вкрапленная и жильная минерализация развита на западном (до дайковая жила № 6, рис. 7) и на северном (штокверковая минерализация на левом склоне руч. Тропа) флангах месторождения локализуется в зонах березитов и грейзенизированных пород, а золото-серебряное оруденение обычно приурочено к аргиллизитам. Наиболее ранняя гидротермальная деятельность на месторождении Бутарное выражена в неравномерной березитизации позднеюрских гранитоидов и даек. Визуально – это светло-серые, иногда с зеленоватым оттенком среднезернистые породы, а в зоне окисления – бурые, ржаво-рыжие, коричневатые, резко выделяющиеся на фоне неизмененных серых гранитоидов. Рудоносные метасоматиты приурочены к участкам повышенной трещиноватости в тектонических зонах субмеридионального простирания (30–35°), а также в зонах дробления вдоль разрывов субширотного и северо-восточного направлений, вмещающих дайки риолитов Ольского комплекса. Протяжённость зон метасоматически изменённых пород составляет сотни метров при мощности до 25–40 м. В целом они слагают единую рудную зону субмеридионального простирания. Метасоматические породы месторождения можно отнести к беризитам, для которых характерно отчетливое обогащение материнских пород кварцем, серицитом, альбитом, гидромусковитом, хлоритом и эпидотом, развивающихся по темноцветным минералам, а также соссюритизация полевого шпата. Из сульфидов в беризитах отмечаются арсенопирит и, в меньшем количестве, пирит. Содержания золота в этих породах варьирует от десятых долей до первых грамм на тонну (Волков и др., 2013). В зоне гипергенеза по березитизированным породам развивается каолинит, представленный аморфными агрегатами. Количество новообразованных минералов варьирует в пределах от 10–30 в слабо и средне изменённых породах до 30–60% в березитах. При этом в последних структурные особенности первичных пород иногда сохраняются достаточно отчетливо. Наиболее измененные породы слагают осевую часть зоны, а березитизированные породы – краевые части, а также образуют самостоятельные тела, ориентированные вдоль зон тектонической проработки. По околорудным изменениям, параллельному кварцевому прожилкованию в нем и минерализации месторождение Бутарное наиболее сходно с эталонным месторождением IRGS пояса Тинтин – Форт Нокс (рис. 10 б). 

 СТРУКТУРНЫЙ КОНТРОЛЬ МИНЕРАЛИЗАЦИИ В IRGS

 Все рассматриваемые месторождения обладают общими геолого-структурными признаками, заключающимися, прежде всего, в их локализации в апикальных частях гранитоидных плутонов или в их надынтрузивных зонах, независимо от состава пород рамы вмещающей гранитоиды. Соответственно в значительной степени тектоника месторождений определяется тектоникой гранитных интрузивов. Рудные тела и месторождения подразделяются на три структурно-морфологических типа: жильный (системы жил, сопровождаемых ореолами прожилков), штокверковый и приконтактовых залежей (Горячев, 2003; Горячев, Гамянин, 2006; Горячев и др., 2006). Протяженность жил невелика и обычно не превышает первых сотен метров при мощности до 1 м (Эргелях, Бутарное, Басугуньинское, Чистое – Улахан-Тас и пр.), параметры штокверков существенно больше, они достигают 1–2 км по длине и 200–400 м по ширине (Чистое, Лево-Дыбинское, Малыш-Дубач, Тэутэджак), приконтактовые залежи достигают длины в сотни метров при мощности-ширине в первые десятки метров (Кандидатское, Мякитское). Важную роль в формировании метасоматических сульфидных рудных тел играет складчатая структура рудных полей и литологический состав вмещающих пород надынтрузивных зон. Во всех указанных случаях (за исключением локализации в гранитоидах – Басугуньинское, Школьное жила № 6), мы имеем дело с относительно полого залегающими осадочными толщами, либо моноклиналями с углами падения пород в 15–20o (Чистое, Мякит, Малыш), либо мульдообразные синклинали с углами падения 10–20o (Тэутэджак). Т.е., помимо собственно интрузивно-купольных поднятий важную роль играют пликативные образования и наиболее благоприятными для локализации штокверкового оруденения следует считать брахиантиклинальные структуры с гранитами в ядрах. Трещинная тектоника также играла важную роль в локализации жил в момент формирования интрузивно-купольной структуры (Горячев и др., 20031), поскольку она определяла тектонические условия возникновения штокверков. Роль собственно разрывной тектоники возрастала только на пострудном этапе, когда происходили перемещения крупных блоков и сохранялись (захоронялись) или, наоборот, денудировались рудные тела. В случае, если разломная тектоника проявилась в период рудообразования, условий для формирования объемных штокверковых месторождений не создавалось и возникали объекты с компактными и более богатыми рудами, локализованными в оперяющих сколовых трещинных зонах. В локализации оруденения на указанных месторождениях и рудопроявлениях важную роль играет степень нарушенности и проницаемости роговиков вмещающих гранитоиды. Слабопроницаемые ненарушенные роговики по глинистым сланцам иногда служат экранами для рудоносных флюидов, разгружающихся под ними с формированием штокверковых зон в разнообразных трещинах контракции в гранитах (Искатель и, возможно, Делянкир). Вероятно, главную роль, в таком случае, сыграла слабая активность движения магмы в момент формирования плутона, т.е. в начале кристаллизации магма уже находилась в статическом равновесии с «рамой» вмещающих пород. Тогда рудоносные флюиды проникали в зону рудоотложения, непосредственно сразу после кристаллизации гранитов в контактах плутона, и источником их являлся остаточный расплав непосредственно близлежащих частей камеры интрузива. Однако, в большинстве случаев, роговики вместе с гранитами оказались разбитыми едиными системами трещин, что связывается нами с активным давлением гранитоидной магмы на «раму» в момент кристаллизации, вызывая растрескивание как передовой гранитной «корки», так и «рамы» роговиков, с внедрением в них даек аплитов и гранит-порфиров. Очевидно, что в этом случае флюиды проникали в место локализации уже с некоторым запозданием, т.е. поступали из более глубинных магматических камер. Исходя из анализа структурных условий нахождения, нами выделяются два структурных типа золото-редкометалльных месторождений – месторождения апикальных приконтактовых зон плутонов и месторождения контактовых зон плутонов (Горячев, Гамянин, 2006; Горячев и др., 2006). Доминирующий структурный контроль в IRGS обусловлен режимом слабого растяжения, при котором в хрупком панцире интрузивного купола и вмещающих роговиках формируются зоны параллельных трещин. Последние выполнены тонкими (0,1–5 см), золотоносными, с малым количеством сульфидов кварцевыми прожилками, образующими обширные штокверковые рудные тела, такие как на месторождении Форт Нокс (рис. 11). Геологический разрез в крест простирания Главной рудной зоны месторождения Бутарное (рис. 12) демонстрирует явное сходство с разрезом месторождения Форт Нокс (рис. 11). Одиночные, выполняющие разломы, трещины и зоны смятия жилы также встречаются в плутонах и в роговиках, на удалении нескольких км от плутона, и контролируются структурами, активными при создании пространства во время заложения плутона (Stephens et al, 2004). В Форт-Ноксе имеющие важное промышленное значение поздние сквозные обогащенные кварцем жилы в сдвигах пересекают главное штокверковое рудное тело, локализованное в интрузиве (Bakke et al, 2000), но с каким событием связано их формирование, не определено. Промышленные рудные тела месторождения Школьное, в частности, представлены преимущественно сдвиговыми кварцевыми жилами, залегающими в гранодиоритах и адамелитах штока в Центральной рудной зоне, выполненной золотоносными березитами (рис. 10 а). Простирание Центральной рудной зоны – субширотное; протяженность до 2 км, падение крутое – южное, мощность измененных пород достигает 100 м. В пределах зоны собственно рудные тела представлены эшелоном кулис кварцевых жил и прожилковых зон, содержащих до 3–5 % сульфидов. Протяженность отдельных жил от 20 до 200 м, мощность – 0.1 – 1.5 м. Жилы сложены массивным мелко и среднекристаллическим кварцем. Основные запасы месторождения Школьное сконцентрированы в бонанцах, составляющих 20 % от объема рудных тел. Вкрапленная минерализации обычно формируются в сближенных ранее существовавших структурах смятия, которые могут быть старше надвигов в IRGS. Финальная особенность, контролирующая минерализацию в IRGS - химическая активность вмещающих пород (Hart et al., 2000). Известковистые породы в термальном ореоле – очевидное место для формирования скарнов. Присутствие восстановленных, главным образом, шеелитовых скарнов указывает на плутоны, вмещающие крупные штокверковые месторождения IRGS. Подобная структурная обстановка выявлена на месторождении Тэутэджак в Яно-Колымском поясе (Волков и др., 2008б). Все перечисленные выше структурные обстановки, контролирующие формирование месторождений IRGS, сведены на рисунке 13 и 14. Модель, представленная на рис. 13 основана на результатах исследований месторождений золота, связанных с интрузивами в поясе Тинтин. Особенность данной модели – это вертикальный и горизонтальный ряды изменчивости типов месторождений, вмещающей среды и характеристик гидротермальных флюидов. МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА Вещественный состав руд одинаков и варьирует лишь доля сульфидов и сульфоарсенидов в них от 1-3% (Тэутэджак) до 20-50% (Малыш, Чепак и пр.). Спецификой состава руд является постоянное, хотя нередко в очень небольших количествах, присутствие арсенидов и сульфоарсенидов кобальта и никеля при незначительной концентрации кобальта и никеля в рудах, теллуридов и сульфотеллуридов висмута (иногда висмута и свинца). По минеральному составу руды данного типа традиционно относятся к золото-редкометалльным [Скорняков, 1949; Сидоров, Осипов, 1973 и др.]. Руды месторождений IRGS – убогосульфидные, количество сульфидных минералов и новообразованных по ним сульфатов и оксидов составляет 2.5–3.%, на некоторых участках рудных тел количество сульфидов достигает 7–10% (массивные арсенопиритовые гнезда). Главная ассоциация рудных минералов – арсенопирит-золото-висмут(самородный). Отношение серебра к золоту в рудных интервалах изменяется от 0.006 до 0.7, и в среднем составляет 0.11. По-видимому, на большинстве месторождений все серебро входит в состав самородного золота.. Основной жильный минерал руд – кварц (более 70%), второстепенными – альбит, калиевый шпат, серицит и гидромусковит (в коре выветривания появляется каолинит). Из рудных минералов преобладают арсенопирит, второстепенные минералы – самородное золото, пирит, самородный висмут, антимонит, буланжерит, сфалерит, галенит, халькопирит, пирротин, редкие минералы – сульфосоли и теллуриды висмута (висмутин, галеновисмутит, наффилдит жозеит хедлейит и др.), а также мальдонит и др. Интересный факт – наличие в рудах месторождений IRGS касситерита, что не типично («чуждо») для золотоносных минеральных ассоциаций (Петровская, 1973). В частности, на месторождении Школьное касситерит отмечается в пробах на горизонтах 1190, 1100 м и широко развит в пробах горизонта 950 м. Широкое развитие в рудах фрейбергита (пример месторождение Школьное) может свидетельствовать о формировании месторождений IRGS вблизи поверхности. М.С. Сахарова (1966) на основании проведенных экспериментальных работ предполагает, что вхождению цинка и железа в решетку блеклых руд благоприятствует повышение окислительного потенциала среды, или, иначе говоря, близповерхностные условия формирования руд. С этим же связано и повышение серебристости, наблюдаемое на верхних горизонтах месторождений и тесная парагенетическая связь золота с блеклыми рудами. На месторождении Бутарное, как и на его американских аналогах, развита зона окисления верхних горизонтов до глубины 30 м (Волков и др., 2013).

Журнал «Золотодобывающая промышленность» №1(79) февраль 2017 г.