Содержание к диссертации
Введение
1. Современная океаническая кора и офиолитовые комплексы (состояние проблемы и основные понятия) 15
2. Методы исследования 22
3. Золоторудная минерализация в базальтовых стёклах и базальтах современной океанической коры и плюмового магматизма 38
4. Благородные металлы в геодинамических обстановках с участием океанической коры 79
4.1. Благородные металлы в геодинамических обстановках с участием современной и молодой океанической коры 79
4.2. Локальное распределение Аи в образцах океанических сульфидных руд гидротермальных полей Логачёв и Броккен-Спур (Срединно-Атлантический хребет) 141
4.3. Низкотемпературная сорбция золота сульфидными и оксидными минералами 152
5. Коллизия «глыб» (микроконтинентов) в зоне субдукции и локализация благороднометального оруденения в Саяно-Байкало-Муйском поясе 172
6. Геохимия и металлоносность углеродистых образований Саяно-Байкало-Муйского пояса 191
6.1. Геохимия и металлоносность углеродистых отложений различных геодинамических обстановок Саяно-Байкальской горной области 191
6.2. Распределение золота в черных сланцах Витимо-Патомского района (по данным авторадиографии) 230
6.3. Углеродизация и благороднометальная минерализация в гипербазитах Восточного Саяна 243
7. Золотое оруденение в Саяно-Байкало-Муйском офиолитовом поясе 288
7.1. Золотое оруденение в офиолитовом комплексе юго-восточной части Восточного Саяна 289
7.2. Платинометальная и Ni - минерализация в офиолитах Оспинско-Китойского района (Восточный Саян) 320
7.3. Олово - золото (ртуть)-платинометальная рудная минерализация в магнетит -амфиболовых метасоматитах Восточного Саяна 339
7.4. Золото-порфировый тип оруденения в офиолитах юго-восточной части Восточного Саяна (Таинское золоторудное месторождение) 350
7.5. Эпитермальное золото-серебряное месторождение островодужного типа -Каменное (Муйский район, Северное Забайкалье) 377
Заключение 409
- Локальное распределение Аи в образцах океанических сульфидных руд гидротермальных полей Логачёв и Броккен-Спур (Срединно-Атлантический хребет)
- Распределение золота в черных сланцах Витимо-Патомского района (по данным авторадиографии)
- Олово - золото (ртуть)-платинометальная рудная минерализация в магнетит -амфиболовых метасоматитах Восточного Саяна
- Эпитермальное золото-серебряное месторождение островодужного типа -Каменное (Муйский район, Северное Забайкалье)
Введение к работе
Актуальность исследования. Анализ размещения благороднометальной минерализации свидетельствует о существовании пространственной связи определенных типов месторождений и рудопроявлений золота и платиноидов с породами офиолитовых ассоциаций. Подобная закономерность в локализации благороднометального оруденения характерна для многих регионов: Восточный Саян, Тува, Алтае-Саянская складчатая область, Малый Кавказ, Урал, Монголия, Китай, Северная Америка, Финляндия и другие. Известно более 200 офиолитовых поясов (Nicolas, 1995; Добрецов, Кирдяшкин, 1997), с которыми связано по меньшей мере 50 основных действующих горнорудных районов. Эта пространственная связь представляется не случайной, учитывая обнаруженные в последние десятилетия океанические гидротермальные рудные системы, которые функционируют в различных геологических ситуациях и в большинстве случаев несут благороднометальную минерализацию (Рона, 1986; Лисицын и др., 1990 и др.). По многим признакам золото,- и золото-сереброрудная минерализация, распространенная в офиолитовых ассоциациях, подобна благороднометальной минерализации современных океанических гидротермальных построек и металлоносных осадков. Не случайно в современной литературе обращается внимание на то, что "существует необходимость совместного исследования рудопроявлений современного океана и их древних аналогов, приуроченных к офиолитовым поясам Земли" (Богданов, 2000). В этом случае следует также сослаться на А. Митчелла и М. Гарсона (1984), что: "в конце концов растущее понимание процессов тектоники плит, опирающееся на обстановки позднего кайнозоя, будет содействовать опознованию древних тектонических обстановок, каждая из которых должна характеризоваться четко установленной областью распространения, возрастом и специфическим рудным потенциалом". Рудная благороднометальная минерализация обнаружена в связи с породами океанической коры в различных геодинамических обстановках: срединно-океанических, задуговых и междуговых зонах спрединга, но особенно
многообразна в зонах субдукции и связанных с ними островных дугах. Выявление минералого-геохимических и физико-химических условий формирования благороднометальной минерализации в офиолитовых комплексах в различных геодинамических обстановках, на основании которых могут быть определены критерии поисков такой минерализации и определяет актуальность исследований.
Сопоставление золоторудной минерализации, связанной с породами современной и древней океанической коры, затруднено по нескольким причинам. В породах современной океанической коры хорошо известна геодинамическая обстановка формирования золоторудной минерализации, но чаще всего отсутствуют данные всестороннего, детального комплексного изучения самого оруденения. Золоторудные месторождения, располагающиеся в офиолитовых поясах, напротив, хорошо изучены с точки зрения структуры рудных полей, металлогении, минералогии, геохимии, но слабо исследованы в отношении геодинамических обстановок формирования. В связи с такой неоднородной изученностью современных и древних океанических руд, следует согласиться с утверждением о том, что правильнее всего сопоставлять не оруденение как таковое (поскольку реальное сопоставление должно идти с охватом всего комплекса данных), а типовые рудоносные геодинамические обстановки, благоприятные для формирования благороднометальной минерализации в офиолитовых комплексах. Вулканогенно (гидротермально)-осадочное оруденение как суммарное отражение эндогенных и экзогенных процессов является одним из самых чутких индикаторов условий формирования руд (Попов, Рундквист, 1999).
В последние годы стало очевидным, что выводы об условиях формирования благороднометальной минерализации, полученные в результате экспериментальных исследований и моделирования, должны основываться на представительных локальных методах анализа. К числу таких методов, позволяющих выявлять пространственное распределение и во многих случаях формы нахождения благородных металлов в породах и рудах,
относится метод нейтронно-активационной бета-авторадиографии, развивавшийся в последние годы с активным участием автора.
Цели и задачи исследований. Целью работы являлось установление геодинамических обстановок, физико-химических и минералого-геохимических условий формирования и функционирования золотоконцентрирующих систем с благороднометальной минерализацией в офиолитовых комплексах. Для достижения цели данной работы решались следующие задачи:
1. Разработка и усовершенствование метода нейтронно-активационной бета-авторадиографии для выявления пространственного распределения и форм нахождения золота в породах и рудах офиолитовой ассоциации.
2. Анализ и типизация геодинамических обстановок в современных океанах, где формируется благороднометальная минерализация.
3. Реконструкция геодинамических обстановок формирования золото- и платинометальной минерализации в офиолитовых комплексах.
4. Исследование физико-химических условий формирования благороднометальной минерализации в офиолитовых комплексах.
5. Определение главных источников рудного вещества на основании изотопно-геохимических исследований и экспериментальных исследований процессов переноса и отложения благородных металлов, моделирующих условия формирования благороднометальной минерализации в офиолитовых комплексах.
6. Выяснение минералого-геохимических особенностей благороднометальной минерализации офиолитовых комплексов.
7. Разработка комплекса критериев регионального и локального прогноза благороднометального оруденения в офиолитовых поясах.
Фактический материал и методы исследований. Основу работы составили данные, полученные автором в течение многолетних исследований (1975-2003 гг.) на территории Восточного Саяна и Забайкалья с привлечением многочисленных данных по рудообразующим системам современной океанической коры и древних офиолитовых комплексов других регионов
(Алтае-Саянская область, Урал, Казахстан, Монголия, Китай, Канада, США и др.)- Исследования проводились в соответствии с планами НИР Геологического института БФ СО АН СССР и Института геологии ОИГГиМ СО РАН, а также в соответствии с проектами, поддержанными РФФИ, Президиумом СО РАН и хоздоговорами, в которых автор выполнял разделы по изучению геодинамических обстановок, минералого-геохимических особенностей, физико-химических условий формирования
благороднометалльной минерализации в офиолитах и черно-сланцевых толщах; экспериментальным исследованиям транспорта и отложения благородных металлов с использованием радиоактивных изотопов 195Аи, 198Au, 192Ir, 110mAg, а также разработке и усовершенствованию метода активационной бета-авторадиографии для выявления пространственного распределения и форм нахождения золота в породах и рудах.
Для решения поставленных в работе задач использовался комплекс методов. Наряду с традиционными методами геологического, радиометрического, минералого-геохимического картирования пород офиолитовых комплексов, черносланцевых толщ и их метасоматических и гидротермально измененных разновидностей были применены методы авторадиографии (а-, 3-, нейтронно-осколочной) для выявления пространственного распределения и форм нахождения Au, Ag, Ir и сопутствующих элементов-индикаторов рудных процессов - U, Со, Cr, As и др. Широко использовались методы изотопного анализа (Sr, Pb, S, С, О, U), нейтронно-активационного, микрозондового (Camebax-Mikro, МАР-2, Cameka), атомно-абсорбционного, химико-спектрального, химико-атомно-абсорбционного анализов и электронной сканирующей микроскопии, сопровождались традиционными Физико-химическое моделирование проводилось с использованием программы "Селектор". Естественно, что работы петрографическими и минераграфическими исследованиями.
Автору принадлежит формулировка проблемы и определение задач по изучению геодинамических обстановок, минералого-геохимических и физико-химических особенностей формирования благороднометалльной
минерализации в офиолитовых комплексах, разработке методических подходов их решения, обобщение и интерпретация результатов геологических, петрологических, изотопных, минералого-геохимических, авторадиографических работ, а также аналитическое обобщение литературных данных.
Научная новизна.
1. Личным вкладом автора в данную работу являются материалы по усовершенствованию бета-авторадиографического метода определения Аи и его применения для выяснения характера пространственного распределения и форм нахождения Аи в рудах (Жмодик и др., 1989; Жмодик и др., 1993 и др.).
2. На основании изучения и обобщения опубликованных данных выделены геодинамические обстановки, формирующие благороднометаль- ную минерализацию с участием современной океанической коры: 1- периокеанические рифты; 2-зоны медленного и быстрого спрединга срединно-океанических хребтов (СОХ); 3-зоны спрединга задуговых и междуговых бассейнов; 4-зоны субдукции и связанные с ними (5) островные дуги ; 6-участки, связанные с деятельностью горячих точек (плюмов); 7- металлоносные отложения в полях трансформных разломов. Во многих случаях устанавливается пространственное совмещение участков СОХ, в которых проявляется магматическая и гидротермальная деятельность с сульфидной минерализацией, содержащей высокие концентрации благородных металлов, с мантийными плюмами.
В древних офиолитовых комплексах также выделяются геодинамические обстановки в полной мере сопоставимые с современными, в которых формируется благороднометальное оруденение: 1-зоны срединно-океанического спрединга (кипрский тип); 2-зоны задугового и междугового спрединга (Ba-Cu-Zn месторождения с золотом баймакского типа); 3-зоны субдукции (тип куроко; Zn-Cu месторождения уральского типа); 4-островные дуги с широкими вариациями РТХ-условий (золото-порфировый, алунит-каолинитовый, адуляр-серицитовый типы); 5-океанические металлоносные осадки (бесси тип).
3. Наиболее значительное по масштабам благороднометальное оруденение в офиолитовых комплексах является полигенным и полихронным. Золотое оруденение формируется при значительной роли гидротермально- осадочного накопления в срединно-океанических или задуговых (междуговых) зонах спрединга и последующего преобразования в зоне субдукции при взаимодействии с флюидами, возникающими в процессе десерпентинизации (дегидратации) пород субдуцируемой океанической коры. Рудоносный флюид участвует в формировании флюидонасыщенных рудоносных расплавов андезитового (гранодиоритового) состава в мантийном клине и, по мере продвижения, к возникновению разнообразного золотого(- серебряного) оруденения в островных дугах: золото-порфировый тип, алунит- каолинитовый, адуляр-серицитовый, отложения геотермальных полей. В ходе субдукционно-коллизионных и аккреционных процессов происходит перераспределение благородных металлов и улучшение качества руд, ранее сформировавшихся в океанической обстановке. Такое перераспределение - также результат взаимодействия обдуцированных пластин океанической коры с флюидо-насыщенными расплавами, а также деформационных (сдвиговых) процессов.
4. Крупные золоторудные узлы в рифей-палеозойских офиолитовых поясах возникают в результате коллизии микроконтинентов в зоне субдукции. Ярким примером таких районов является юго-восточная часть Восточного Саяна с Гарганской глыбой (микроконтинентом) и Северное Забайкалье - с Муйской глыбой. В пределах таких коллизионно-субдукционных зон наиболее перспективны участки проявления крупных сдвиговых деформаций, возникших в результате косой коллизии.
В результате благороднометальная минерализация в офиолитовых комплексах может формироваться в различных ситуациях. В условиях взаимодействия флюидонасыщенного базальтового расплава с ультрабазитами могут формироваться амфиболовые породы и родингиты с комплексной золото-платинометальной минерализацией; при взаимодействии восстановленных углеродсодержащих (метанобогащенных) флюидных
потоков с офиолитами формируются жилы, зоны и участки углеродизированных пород с Au, Pt, Pd - минерализацией. В случае возникновения расплава с участием флюида при десерпентинизации субдуцируемой океанической коры, образуется оруденение золото-порфирового типа, причем, в зависимости от окислительного потенциала возникает "окисленный" либо "восстановленный" золото-порфировый тип. В зоне субдукции на уровне возникновения бонинитового расплава формируются хромититы с золотой и платинометальной минерализацией Ru-Ir-Os состава, а на более высоких уровнях - Pt-Pd рудная минерализация. Во фронтальных частях зон субдукции образуется золотое оруденение среди колчеданно-полиметаллических залежей, связанных с кислым вулканизмом (тип Куроко).
5. Установлено три новых типа благороднометалльной минерализации: 1 - Au-Pt-Sn - в магнетитизированных родингитах и амфиболовых породах, формирующихся в зоне субдукции при Т 500°С и Р до 8-9 кбар.; 2 - Au-Pt- Pd - в углеродизированных гипербазитах; 3 - Аи - рудная минерализация в пирротиновых залежах углеродистых отложений, располагающихся в основании офиолитового покрова.
6. Получены минералогические данные, свидетельствующие о возможности существования Au-Sn рудообразующих систем.
Практическая значимость работы Установлено три новых типа благороднометальной минерализации в офиолитовых комплексах. Выявлены условия их формирования, что является основой для поисков подобных объектов промышленного значения.
Усовершенствован метод нейтронно-активационной бета авторадиографии для выявления пространственного распределения и форм нахождения золота в рудах. Метод использован в практике геологоразведочных работ при проведении детальной разведки на Зун-Холбинском месторождении. Применение метода позволило установить минеральные формы и вещественный состав самородного золота, оценить характер пространственного распределения золота и формы нахождения
золота в рудах, что явилось основой для разработки технологической схемы извлечения золота. Эти данные вошли в заключительный отчет по детальной разведке Зун-Холбинского месторождения.
Автором совместно с А.Г. Мироновым был разработан и использован в геологических исследованиях метод радиоизотопных индикаторов, получивший на ВДНХ СССР бронзовую медаль и диплом.
Публикации и апробация работы. Основные выводы и положения работы опубликованы в четырех монографиях (в соавторстве), в 50 статьях - в рецензируемых журналах и более 60 публикациях - в сборниках и в тезисах докладов. Материалы, вошедшие в диссертационную работу, были представлены на 26 и 29 Международных Геологических Конгрессах (Париж, 1980; Киото, 1992), 8 Международном Симпозиуме "Взаимодействие Вода-Порода" (Владивосток, 1995), 9 Симпозиуме IAGOD (Пекин, 1994), 2 и 3 Совещании SGA (Гранада, 1993; Прага, 1995), Симпозиуме ММА (Пиза, 1994), Симпозиуме по Методам Геохимических поисков (Острава, 1979; Прага, 1990), Международных симпозиумах по авторадиографии (Рейнхардсбрунн, 1984; Лейпциг, 1985; Улан-Удэ, 1988; Карпач, 1990), Международной конференции по ядерным трекам в твердых телах (Дубна, 1994; Дели, 2002); Международных симпозиумах: "Geoanalysis" - 94 (Амблесайд, 1994); по Экспериментальной Минералогии, Петрологии и Геохимии (Бергамо, 2000); по твердотельным трековым детекторам (Одесса, 1991); "Бассейны черносланцевой седиментации и связанные с ними полезные ископаемые" (Новосибирск, 1991); по проблемам прикладной геохимии (Иркутск, 1994); EUG9 и EUG10 (Страсбург, 1997, 1999); "Крупные и уникальные месторождения редких и благородных металлов" (Санкт-Петербург, 1996), Международной конференции "Радиоактивность и радиоактивные элементы в среде обитания человека" (Томск, 1996); на 9 Платиновом симпозиуме (Биллингс, США, 2002); Всероссийских и Всесоюзных совещаниях и симпозиумах: "Континентальные россыпи Востока СССР" (Благовещенск, 1982), "Кинетика и динамика геохимических процессов" (Киев, 1983), "Проблемы геологии и разведки месторождений
полезных ископаемых Сибири (Томск, 1983), "Условия образования и закономерности размещения месторождений цветных, редких и благородных металлов" (Фрунзе, 1985), "Генетические модели эндогенных рудных формаций" (Новосибирск, 1985), "Школа-семинар по авторадиографии" (Одесса, 1989), "Проблемы стратиформных месторождений" (Чита, 1990), "Аналитика Сибири" (Иркутск, 1990), "Геодинамика и эволюция Земли" (Новосибирск, 1996), "Науки о Земле на пороге XXI века: новые идеи, подходы, решения" (Москва, 1997), "Палеогеографические и геодинамические условия образования вулканогенно-осадочных месторождений" (Миасс, 1997), "Золото Сибири" (Красноярск, 2001), "Металлогения древних и современных океанов" (Миасс, 2001), EGU (2000, 2001, 2003), "Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков" (Иркутск, 2002), ЭСЭМПГ-2002 (Москва, 2002) и других.
Благодарности
Диссертационная работа выполнялась в Геологическом институте Бурятского Научного Центра СО АН СССР с 1977 по 1988 гг. и в Институте геологии Объединенного Института Геологии, Геофизики и Минералогии СО РАН с 1989 по 2001 гг. Работа выполнена в рамках планов НИР и в разное время поддерживалась грантами РФФИ № 97-05-64845, № 00-05-65332, № 03-05-64563, Президиума СО РАН 6.4.1., №161, 170, а также грантом ведущей научной школы № НШ-03-01.
Автор выражает искреннюю благодарность руководству институтов за постоянное внимание к проводимым исследованиям и их поддержку. В разное время автор консультировался и общался с Н.Л. Добрецовым, А.Г. Мироновым, Ч.Б. Борукаевым, П.А. Рощектаевым, А.С. Борисенко, Г.Н. Аношиным, В.Н. Шараповым, А.Л. Павловым, Г.Ю. Шведенковым, М.М. Бусловым, А.А. Постниковым, Н.С. Кармановым, А.А. Куликовым, A.M. Спиридоновым, Л.В. Агафоновым.
Начальный период исследований автора неразрывно связан с именем чл.-корр. АН СССР Ф.П. Кренделева. Аналитические работы и совместные
исследования автор проводил с Немировской Н.А., Добрецовой Л.В., Мироновой Г.Ф., Куликовой А.Б., Цимбалист В.Г., Татьянкиной Э.М.
Исследование геологической части проблемы проводилось совместно и при активной поддержке Н.Л. Добрецова, А.Г. Миронова, П.А. Рощектаева; экспериментальное моделирование осуществлялось совместно с А.Г. Мироновым, Ю.Г. Шведенковым, Б.М. Чиковым, А.А.Курдиным, Е.В. Айриянц; авторадиографические исследования совместно с А.Г. Мироновым, СТ. Шестелем, B.C. Пархоменко, А.С. Степиным, петрологические - с И.В. Ащепковым; изотопно-геохимические - совместно с В.А. Пономарчуком, А.В. Травиным, А.П. Перцевой, М.С. Мельгуновым, В.Ф. Посоховым; минералого-геохимические исследования - с Л.В. Агафоновым, Ю.Ч. Очировым, А.А. Куликовым; анализ на микрозонде и SEM - с С.Н.Тепловым, Н.С.Кармановым, СВ. Канакиным, СВ. Летовым, А.Т.Титовым. Физико-химическое моделирование проводилось совместно с А.Л. Павловым, В.Н. Шараповым, А.С. Жмодиком. Компьютерная обработка аналитических данных проведена при активной помощи и участии А.С. Жмодика, Н.В. Верховцевой, Е.В. Айриянц, Н.А. Немировской. Изучение океанических рудных образований осуществлялось с В.А. Акимцевым, Ю.А. Богдановым, А.С. Жмодиком, А.П. Лисицыным, В.А. Симоновым, В.Н. Шараповым. Термобарогеохимическое изучение - совместно и под руководством А.С Борисенко и А.А. Боровикова. Автор искренне благодарен всем перечисленным сотрудникам. Очень важным для автора было общение с А. Г. Мироновым, многие проблемы, обсуждаемые в работе, в течение многих лет решались, как в полевых, так и в лабораторных условиях совместно с ним.
Особую признательность автор выражает академику РАН Николаю Леонтьевичу Добрецову. Автор постоянно чувствовал его поддержку, начиная с первых попыток связать формирование золотого оруденения с геодинамикой и, особенно, в заключительный период подготовки диссертации. Фактически благодаря доброжелательной настойчивости Н.Л. Добрецова создана эта работа.
Основные защищаемые положения
Положение 1. Определены условия концентрации золота и типизированы геодинамические обстановки, формирующие
благороднометальную минерализацию в офиолитовых комплексах. А) В базальтовых расплавах СОХ выделено два типа минерализации, содержащей благородные металлы: глобулы сульфидной жидкости, возникшей в результате ликвации; рудные минералы, отложившиеся из рудоносного флюида в газовых полостях и трещинах контракции базальтового стекла. В общем балансе в таких базальтовых стеклах до 50% и более золота и PGE связано с продуктами отложения флюидной фазы в газовых полостях и трещинах контракции; меньшее или близкое количество благородных металлов связано с сульфидным расплавом; золото в силикатном расплаве находится в подчиненном количестве. Показано влияние плюмов на аномальные концентрации золота.
Б) Выделяется семь геодинамических обстановок, в различной степени формирующих благороднометальную минерализацию, с повышенными концентрациями золота: 1 - периокеанические рифты с металлоносными осадками; 2 - зоны быстрого и медленного спрединга СОХ; 3 -внутриплатные вулканы; 4 - задуговые и междуговые зоны спрединга; 5 -фронтальные части зоны субдукции (включая аккреционные призмы); 6 -островные дуги; 7 - металлоносные Fe-Mn-±Co отложения. Наиболее разнообразны условия и источники золота в зонах субдукции и связанных с ними островных дугах. Для гидротермальных систем СОХ типична Au-Ag-Fe-Zn-Cu-S специализация; задуговых зон спрединга - Au-Ag-Fe-Zn-Cu-Pb-Ba-S; зон субдукции с островными дугами - Au-Ag-As-Sb-Hg-Fe±Mo. Магматическая минерализация в СОХ имеет PGE-Au-Fe-Cu-Ni специализацию.
Положение 2. Выделено два типа углеродистых металлоносных (Аи, Ag, PGE) образований, входящих в состав офиолитовых комплексов Саяно-Байкало-Муйского пояса - черносланцевые толщи и зоны углеродизации. Формирование первых происходило в океанической обстановке (ильчирская, оспинская, иркутная свиты), в условиях задугового бассейна
(дабанжалгинская свита) и континентальной окраины (няндонинская и баргузинская свиты) при активном участии углеродистого вещества биогенной природы и гидротермального поступления рудного вещества (Аи, Ag, PGE, S). Образование зон углеродизации с Pt-Pd-Au минерализацией происходит в обстановке зоны субдукции при температуре и давлении соответствующих границе перехода антигорит - форстерит + тальк + Н20 и антигорит - форстерит + энстатит + Н20 ( 700°С и 20 кбар), при участии метан-обогащенного восстановленного флюида. В обстановке углеродизации может также формироваться золото-порфировый восстановленный тип оруденения (Таинское месторождение, Восточный Саян).
Положение 3. Крупные месторождения золота в офиолитовых поясах являются полигенными и полихронными. Первичное накопление рудного вещества происходило в океанических условиях, путем формирования металлоносных отложений гидротермально-осадочного происхождения и ассоциирующих гидротермальных образований. Перераспределение золота происходит в субдукционно-коллизионных зонах в процессах десерпентинизации с возникновением флюидонасыщенного и обогащенного рудными элементами расплава, деформации, возникновения флюидов из зон десерпентинизации в субдукционном клине и последующего взаимодействия с флюидонасыщенными гранитоидами.
Положение 4. Формирование крупных золоторудных узлов в рифей-нижнепалеозойских складчатых (в том числе офиолитовых) поясах часто происходит в результате коллизии микроконтинентов с островной дугой в зоне субдукции. Широко проявленные в таких зонах процессы эксгумации, обдукции, сдвига (косая субдукция) способствуют выведению в близповерхностные зоны различных типов золоторудной минерализации, а чередование транспрессии и растяжения формирует зоны, благоприятные для проникновения золотосодержащих флюидов (Гарганская и Муйская «глыбы» (микроконтиненты) в пределах Саяно-Байкало-Муйского офиолитового пояса). Крупные месторождения золота в таких районах приурочены к протяженным (более 100 км) зонам сдвига.
Локальное распределение Аи в образцах океанических сульфидных руд гидротермальных полей Логачёв и Броккен-Спур (Срединно-Атлантический хребет)
Пристальное внимание исследователей к пространственному распределению химических элементов в колоннах и трубах черных курильщиков не случайно. Эти данные позволяют установить физико-химические параметры формирования рудной минерализации в условиях океанских гидротермальных систем. Попытки детального изучения распределения элементов, в первую очередь благородных металлов, в различных зонах труб черных курильщиков в последние годы уже предпринимались (Herzig et al, 1993; Hannington et al., 1995; Moss et al, 1996; Butler et al, 1999). В одних случаях из поперечного среза трубы курильщика выпиливались или высверливались микропробы с последующим их анализом, в других - рудный материал в срезе изучался с использованием локальных методов анализа по профилям. В любом случае полная картина распределения Аи в срезе трубы курильщика восстанавливается с большими трудностями (Herzig et al., 1993; Hannington et al., 1995; Moss et al., 1996; Butler et al., 1999). Такой повышенный интерес к изучению распределения рудных металлов и петрогенных элементов в трубах курильщиков объясняется тем, что в них в небольшом объеме представлена концентрированная информация об условиях переноса и отложения рудного вещества в гидротермальном флюидном потоке. На основании термодинамических расчетов построена количественная модель транспорта, перераспределения вещества и химических реакций в стенках труб черных курильщиков в процессе их роста (Tivey et al., 1990).
Нами использовался метод нейтронно-активационной р-авторадиографии ((п,Р)-авторадиографии) для установления локального распределения Аи в трубах черных курильщиков и в образцах сульфидных руд гидротермальных полей Логачев (1445 с.ш.) (рис. 4.2.2.) и Брокен-Спур (29 с.ш.) в Срединно-Атлантическом хребте (САХ). Образцы сульфидных руд из черных курильщиков отбирались с помощью глубоководного обитаемого аппарата "Мир" при проведении 35-го рейса нис "Академик Мстислав Келдыш" (рис. 4.2.1.) (Богданов и др., 1997; Лисицын и др., 1999). Метод (п,р)-авторадиографии позволяет выявлять распределение Аи и ряда сопутствующих элементов на больших площадях (до 10-15 см ) с высокой локальностью (до первых микрон) и чувствительностью (до 10"4 мае. %) в анализируемой точке. Методика подготовки образцов и авторадиографического анализа описаны ранее (Жмодик и др., 1989). Было исследовано 8 образцов сульфидных руд и два среза двух труб черных курильщиков. Из этих образцов только в двух было надежно зафиксировано пространственное распределение Аи. Один образец представляет собой поперечный срез трубы черного курильщика (поле Логачев), а другой -обломок неизмененной (без гидроксидов Fe) колчеданной руды с кремнистыми и кремнисто-сфалерит-баритовыми прожилками (поле Брокен-Спур). На серии последовательно полученных авторадиограмм было зафиксировано распределение: 1) As, Au; 2) S, Au; 3) S, Co; 4) Co. Компьютерная обработка авторадиограмм позволяет достаточно надежно выделить характер распределения Аи в срезе и получить профили относительных концентраций Аи (Жмодик и др., 1989).
Первый образец (3453-10) представляет собой фрагмент трубы черного курильщика из гидротермального поля Логачев, расположенного в краевом уступе восточного склона рифтовой долины САХ к югу от трансформного разлома 1520 с.ш. Гидротермальные постройки находятся в пределах развития глубинных пород (габбро иды и гипербазиты) (Богданов и др., 1997). Препарат представляет собой поперечный срез трубы черного курильщика с внешним размером 40 х 25 мм, имеющим внутри два флюидо-подводящих канала размерами 12 х 12 мм и 7 х 12 мм, разделенных сульфидной перемычкой (рис. 4.2.2.а). Образец содержит большое количество микро- и макропор (от микрон до 3-5 мм), имеет ноздреватую, концентрически зональную, флюидальную текстуру. Концентрическая зональность обусловлена изменением минерального состава при последовательном отложении вещества во время прохождения флюида по каналам роста трубы. Стенки флюидопроводящего канала сложены трещиноватым среднезернистым халькопиритом мощностью 1-2 мм, далее идет халькопирит, изокубанит с высокожелезистым сфалеритом (более 10 мае. % Fe) мощностью 2-3 мм. Стенки одного из каналов выполнены кристаллическим ангидритом мощностью 1.5-2 мм с размером кристаллов до 0.5 мм. Следующая зона представляет собой сфалерит-халькопиритовый агрегат с редкими кубическими или округлыми выделениями пирита, единичными мелкими (до 50 мкм) зернами галенита. Сфалерит образует чаще всего изоморфные вытянутые скелетные кристаллы или радиально-лучистые агрегаты кристаллов, а также изометричные кристаллические и бесформенные образования с содержаниями от 7 до 10 мае. % Fe. В этой зоне встречаются мелкие до 2-3 мм "залеченные" каналы сложного в минералогическом отношении строения. Внутри и на краю канала обнаружены мелкие зерна сульфида серебра (с примесью Си и Fe до 1-2 мае. %), а также крупные образования (до 0.5 мм) изокубанита округлой, изометричной или слегка вытянутой формы. В большинстве зерен изокубанита обнаружены решетчатые структуры распада. Ламелли представлены халькопиритом. Согласно данным (Юшко, 1996), структура распада халькопирит-кубанит свидетельствует о температуре образования, соответствующей 450С. Участками ковеллин замещается борнитом. Обнаружены также жилки кубанит-борнитового состава, расположенные на расстоянии 1.5-2 мм от канала и параллельно стенкам канала. В виде редких мелких зерен встречается галенит и в небольших количествах Si02. Внешняя зона, контактирующая с морской водой, мощностью до 3 мм, представлена пористым пятнистым агрегатом, состоящим из маложелезистого сфалерита (Fe 6 мас. %), реликтов халькопирита и пирита, ковеллина, марказита, борнита (гидроксиды Fe распространены в 1-2 мм внешней корочке) и, в меньшей мере, кварца. Детально минералогические особенности сульфидных минералов и их срастаний описаны ранее (Богданов и др., 1997).
Состав и соотношения минералов в стенке трубы курильщика из зоны разлома 1520 с.ш. удовлетворительно соответствуют минеральным ассоциациям, рассчитанным по физико-химической модели роста трубы черного курильщика в варианте адвекции гидротермального флюида в направлении внешней стенки трубы (Tivey et al., 1990). Хотя, несомненно, процессы, происходящие в реальной гидротермальной трубе черного курильщика, намного сложнее в связи с возникновением нескольких каналов, их зарастанием, нестабильностью потока флюида, конвекционными перемещениями вместе с адвекцией и т.д. Образец 3348-3 с гидротермального поля Брокен-Спур, вероятно, является фрагментом внутренней части диффузора или стенки трубы черного курильщика и представляет собой колчеданную руду массивной, пористой текстуры. Среди пористого пирита распространены жилковидные образования и вытянутые участки, выполненные слабопористым пиритом. Полосчатость в отличие от труб черных курильщиков практически не проявлена. Структура мелко-, среднезернистая (участками пирит образует идиоморфные кристаллы: кубы, ромбододекаэдры, сложные формы) и большей частью -неравномернозернистая, аллотриоморфная. Многочисленные поры и трещинки либо полые, либо заполнены мелкозернистым агрегатом кварца(?), барита, сфалерита, пирита с очень редкими зернами халькопирита и галенита. Достаточно распространен марказит, который замещает пирит. Часто выявляются пористые круглые фрамбоиды пирита среди кристаллических однородных без включений агрегатов пирита. Жилка, в которой концентрируется золото, макро- и микроскопически ничем не отличается от жилок без золота. Все они сложены кварц-барит-сфалеритовым мелкозернистым ксеноморфным агрегатом.
Распределение золота в черных сланцах Витимо-Патомского района (по данным авторадиографии)
Современные представления об условиях формирования золоторудной минерализации в черносланцевых отложениях достаточно противоречивы (Буряк, 1969; Буряк, 1987; Гарьковец, 1975; Гарьковец, 1988; Иванкин и др., 1981; Обручев, 1963; Шер и др., 1978). Одни исследователи обосновывают образование промышленных концентраций золота в углеродистых отложениях за счет гидротермальных растворов магматогенной природы (Иванкин и др., 1981; Шер и др., 1978). Прямо противоположная точка зрения (Гарьковец, 1975; 1988) признает решающую роль осадконакопления в образовании рудных концентраций золота в черных сланцах. Некоторые исследователи (Буряк, 1969; 1987, 2000) доказывают, что прожилково-вкрапленное оруденение в древних осадочно-метаморфических толщах является метаморфогенно-гидротермальным. Обобщая известные модели формирования руд золота в углеродистых отложениях, В. А. Буряк выделил пять генетических типов месторождений (Буряк, 1987).
Методом нейтронно-активационной авторадиографии в сочетании с рентгеноспектральным микроанализом («Сатеса»), нами изучено пространственное распределение и состав золота в прожилково-вкрапленных рудах черносланцевой формации Витимо-Патомского района, формирование которой, как считает В.А. Буряк, Ю.И. Бакулин (1998) происходило в обстановке пассивной континентальной окраины. Результаты реконструкции осуществленные А.А.Постниковым (Жмодик, Буслов, Постников, в печати), свидетельствуют о том, что этот регион в верхнепротерозойское время являлся задуговым бассейном, то есть глубоководной частью континентальной окраины. Нами использовался метод нейтронно-активационной Р-авторадиографии для изучения пространственного распределения золота в прожилково-вкрапленных рудах двух месторождений Витимо-Патомского района. В качестве объекта исследований использовались известные углеродистые, карбонатно-кремнисто-глинистые (хлорит-серицитовые) сланцы Сухоложского и Вернинского месторождений с пиритовой и пирит-арсенопиритовой минерализацией. Характер пространственного распределения золота в сланцах с сульфидной минерализацией изучался с учетом степени и характера преобразований осадков, под воздействием различных факторов и на различных стадиях. Были изучены образцы черных сланцев в различной степени метаморфизованные, с послойно распределенными (сингенетичными?) дисперсными сульфидами; кварц-сульфидными обособлениями в виде линз кварцевыми оторочками, возникшими в условиях собирательной перекристаллизации вещества; метаморфогенно-гидротермальным образованиями, представленными секущими слоистость пирит-кварцевыми прожилками. На рис. 6.2.1 показаны примеры пространственного перераспределения вещества в процессе метаморфогенных и метаморфогенно-гидротермальным преобразований черных сланцев. Аналогичные преобразования вещества характерны для большинства месторождений Витимо-Патомского нагорья и других районов с золото-пирит-кварцевой или золото-пирит-арсенопирит-кварцевой минерализацией.
Использование активационной авторадиографии позволило надежно выявить локальное распределение золота в рудах на различных стадиях их изменения, за исключением черных сланцев с послойной рассеянной сульфидной минерализацией, относимой к первично-осадочной (Буряк В.А., 1969), в которых содержания золота в редких случаях превышают первые г/т. Нейтронно-активационным анализом установлена примесь золота в углеродистых образованиях с послойно распределенными сульфидами, однако самородной формы нахождения золота в них не выявлены, а в сульфидах зафиксировано равномерное распределение радиоизотопов золота, серы, мышьяка. Золотом (рассеянная форма) обогащены участки пирита вдоль трещинок и включений углеродистого вещества, создающего внутри кристалла ситовидную структуру. Точки максимального почернения соответствуют золотинам размерами 2—4 мкм. А — препарат (полированный шлиф); Б — авторадиограмма, фиксирующая распределение золота и долгоживущих радиоизотопов. Однородный серый фон на авторадиограмме соответствует распределению серы. На основании данных авторадиографии можно приближенно оценить концентрацию золота в зонах обогащения вдоль трещинок и около включений углеродистого материала в пирите. Согласно закону радиоактивного распада, за время, равное десяти периодам полураспада, числа атомов радиоэлемента уменьшается примерно в тысячу раз (N0:Nt = 1:210) (Реми, 1974).
Было установлено, что при использованных режимах активации самородное золото (САи = 90—95 %) по прошествии времени, равного 12—13 периодам полураспада радиоизотопа 198Аи, отчетливо фиксируется на авторадиограммах и характеризуется оптической плотностью почернения, которая аналогична выявленной для участков пирита, обогащенных рассеянной формой нахождения золота. Концентрации золота в обогащенных линейных участках в пирите соответствуют 0,п—0,0п мае. % Аи. Линейные участки, обогащенные золотом вдоль трещин, не выходят за пределы метакристаллов пирита, несмотря на то, что трещинки продолжаются в минерал, вмещающий пирит, что свидетельствует о перераспределении золота внутри метакристаллов пирита без привноса элемента извне. При больших увеличениях авторадиограмм (50х) устанавливается, что золотом обогащены не сами трещинки, выполненные кварцем, а узкая полоска пирита вдоль них. Наиболее распространены обогащенные золотом микротрещинки в центральных частях метакристаллов пирита, для которых характерна ситовидная структура («порфиробластовое сито» (Рамдор, 1965)), обусловленная многочисленными микровключениями углеродистого материала, ориентированными параллельно сланцеватости вмещающих углеродистых сланцев. Для краевых частей кристаллов пирита характерна однородность, отсутствие микровключений; трещинки, вдоль которых наблюдается обогащение золотом, устанавливаются здесь в редких случаях. Типичной формой самородного золота в пирите является каплевидная с размерами от 1 до 5 мкм. Образование кварцевых прожилков приводит к перераспределению золота в пирите, которое фиксируется на авторадиограммах достаточно отчетливо. При формировании жилок молочного кварца, секущих пиритовые агрегаты, происходит дезагрегация пирита и «отгонка» золота с образованием его самостоятельных выделений. Закономерности распределения золота в кварц-пиритовых линзах и конкрециях не удается установить в полной мере. Определенно фиксируется приуроченность золота к периферическим частям кварц-сульфидных линз, к контакту с вмещающими углеродистыми сланцами (рис. 6.2.3) или, в пределах конкреции, к пириту около трещин усадки (Григорьев, Жабин, 1975), заполненных кварцем.
Олово - золото (ртуть)-платинометальная рудная минерализация в магнетит -амфиболовых метасоматитах Восточного Саяна
Юго-восточная часть Восточного Саяна в настоящее время рассматривается как крупный золоторудный район. В его пределах известны многочисленные золото-кварцевые, золото-кварц-сульфидные, золото-колчеданные, золото-полиметаллические, золото-гематитовые и полигенные месторождения и рудопроявления. Одним из основных возможных источников золота и, потенциально, платиноидов, рассматриваются породы базит-гипербазитового состава офиолитовой ассоциации и черные сланцы (ильчирская свита), представляющие собой составную часть этой ассоциации (Жмодик и др., 1998). В Окинскои структурной зоне Восточного Саяна известны многочисленные мелкие массивы базитов и базит-гипербазитов, которые первоначально выделялись как боксонский и, частично, ильчирский интрузивные комплексы. После того, как было установлено покровное строение юго-восточной части Вост. Саяна (Добрецов, 1985), в вулканогенном разрезе окинскои свиты: сланцах и метабазитах, были обнаружены высокобарические минералы группы глаукофана (Добрецов, Соболев и др., 1989). Эти находки и покровное залегание позволили рассматривать вулканогенно-осадочную толщу окинскои свиты как аллохтонное образование, а базит-гипербазитовые тела как реликты офиолитового покрова. В процессе изучения золотоносности офиолитов юго-восточной части Вост. Саяна в бассейне р. Тустук (верховья руч. Хурай-Жалга) в телах базит-гипербазитового состава были обнаружены зоны родингитизации и амфиболитизации, к которым пространственно приурочена интенсивная сульфидизация (пиритизация) и магнетитизация. В таких зонах установлена рудная золото-платинометальная минерализация. Наиболее крупное тело базит-гипербазитов вытянуто на 4 км (при мощности 100-600 м) в субширотном направлении (рис. 7.3.1.). Вмещающими породами являются кварц-альбит-хлоритовые, кварц-эпидот-хлорит-альбитовые, кварц-хлорит-амфиболовые
сланцы с мелкими телами метабазальтов, метагаббро, прослоями известняков, углеродистых сланцев и туфопесчаников. В базит-гипербазитовом теле наряду с серпентинитами (с прожилками хризотил-асбеста), присутствуют амфиболиты, пироксениты, амфиболовые, пироксен-амфиболовые породы и родингиты. Породы в разной степени рассланцованы, милонитизированы и катаклазированы. В серпентинитах, родингитах и амфиболовых породах широко распространены магнетит и пирит, достигая в отдельных образцах 30-40 об.% (до 58 мас.%). На основании анализа состава гипербазит-базитовых пород, не подвергшихся метасоматическим и гидротермальным преобразованиям, с использованием дискриминационных диаграмм (АРМ; Si02-Na20 + К20; Si02-К20; К20-Н20 Ti-Cr; Ti-V; Ti/Cr-Ni; Hfha; Ti02/Al203-Ce/Yb) и данных по распределению REE, можно сделать заключение о формировании пород в геодинамической обстановке островных дуг - задуговых зон спрединга (Добрецов, Кирдяшкин, 1994). По составу и соотношениям Si02-Na20 + К20 большинство пород соответствуют базальту, пикробазальту и переходным разностям, которые являются представителями низкокалиевой, щелочно-кальциевой и высококалиевой серий. Ранее была показана возможность использования дискриминационных диаграмм для пород офиолитов, метаморфизованных в амфиболитовой фации (Колман, 1996). По результатам изучения состава амфиболов и минеральных ассоциаций, для гипербазит-базитов и вмещающих пород устанавливается два этапа метаморфизма. Для прогрессивного этапа характерны: 1) зеленосланцевый низкобарический метаморфизм, в результате которого формируются амфиболиты с железисто-магнезиальной и магнезиальной роговой обманкой (Р от 0.6 до 3.5 кбар, по геобарометрам различных авторов); 2) умеренно-барический, в результате которого образовались железисто-субщелочные чермакитовые роговые обманки, железисто-субщелочные чермакиты и магнезио-рибекиты (Р от 5.7 до 8.7 кбар); 3) высокобарический глаукофансланцевый (до 500С), установленный для вмещающей гипербазит-базитовые тела толщи, в пределах Окинской структуры (Р 7-8 кбар) (Добрецов, Соболев и др., 1989). Регрессивный этап метаморфизма фиксируется ассоциациями: винчит-барруазит-хлорит, винчит-барруазит-хлорит-эпидот-актинолит, тальк-тремолит-кальцит (рис.7.3.2). Последовательность формирования и метаморфические преобразования изученных офиолитов, по-видимому, во многом аналогичны описанным, для амфиболитов Брикс-Крик в Калифорнии (Колман, 1996).
В результате гидротермально-метасоматических преобразований базит-гипербазитовых пород формировались серпентиниты (по лерцолитам), родингиты и амфиболовые породы. Именно с этими породами связано широкое развитие магнетита, пирита и благороднометальной минерализации. Источник железа до конца не ясен, но совершенно определенно, что лерцолиты были существенно обогащены хромитом, о чем свидетельствует обнаружение хромшпинелидов в них (около 30% от количества магнетита) состава (мас.%): Сг203 15.3-26.4; FeO 47.7-64.1; А1203 4.8-15.7; МпО 1.9-5.0; MgO 0.3-3.4. При минераграфическом изучении серпентинизированного лерцолита установлены следы растворения и переотложения феррохромитов, в участках пересечения минералов магнетитовыми прожилками. Родингиты, с переменными количествами сульфидов (пирита и халькопирита до 20-35%), сложены андрадитом, роговой обманкой, с реликтами клинопироксенов, замещенных тремолитом, тальком, хлоритом, лейкоксеном. В отдельных разновидностях преобладают ассоциации гранат-актинолит, гранат-хлорит. Из рудных минералов встречены так же ильменит (реликты), магнетит, сфалерит, галенит, арсенопирит, касситерит, аргентит-акантит, интерметаллид РЬ и Sn. Другая разновидность - хлорит-амфиболовые, эпидот-хлорит- амфиболовые, кварц-амфибол-хлоритовые породы, массивные, среднезернистые, с обильной вкрапленностью пирита (до 15-20%) и магнетита. Породы слагают протяженные зоны (до 900 м). Рудные минералы, кроме пирита и магнетита, представлены также гематитом, рутилом, ильменитом, арсенопиритом, халькопиритом, сфалеритом, галенитом. В этих породах в протолочках обнаружены касситерит, сульфиды Ag, минералы ряда Au-Ag-Hg-Cu и сперрилит (табл. 7.3.1.). Среди родингитов и амфиболовых пород в виде прослоев и тонких протяженных линз располагаются серпентиниты, сложенные антигоритом с прожилками поперечно волокнистого хризотил-асбеста, с примесью тремолита, хлорита, с реликтами орто- и клинопироксена. Рудные минералы (3-5%) представлены пиритом, халькопиритом, магнетитом, зигенитом, образуя рассеянную вкрапленность и редкие прожилки. Реже среди измененных пород можно выделить лиственитизированные разновидности.
В целом для измененных базит-гипербазитов характерны повышенные содержания V (до 2675 г/т), Си (до 3300 г/т), Zn (до 280 г/т), Hg (до 0.17 г/т), Ag (до 4.4 г/т). Концентрации Au, Pt, Pd определялись химико-атомно-абсорбционным, химико-спектральным, пробирно-спектральным методами в аналитических лабораториях ОИГГиМ СО РАН, БГИ СО РАН и ЦЛ Бурятгеолкома. Этому предшествовало предварительное определение благородных металлов СЭС-методом в ИГХ СО РАН. Кроме того, вещественный состав рудных минералов исследовался в аншлифах и препаратах концентратов искусственных шлихов, с использованием сканирующего электронного микроскопа "Jeol" с приставкой "Kevex", микрозонда "Camebax-Micro" и методов минераграфии. Максимальные содержания Au, Pt, Pd установлены в пиритизированных и магнетитизированных родингитах и, прежде всего, в амфиболовых породах, соответственно: Au - до 1.47 г/т, 15 г/т; Pt - до 26 мг/т, 5.2 г/т; Pd - до 550 мг/т, 10 г/т. Pt/Pd меняется от 0.05 до 0.18 (X =0.13) для родингитов и от 0.07 до 43.3 (X = 10.7) для амфиболовых пород. Изучение распределения Pt и Pd в пиритовой и магнетитовой фракциях свидетельствуют о преимущественном накоплении платиноидов в сульфиде: концентрации в пирите соответственно выше в 3 раза для Pt и в 10 раз для Pd, чем в магнитной фракции. Самородное Au распространено большей частью в виде изометричных (в срезе гексагональных) или каплевидных выделений, реже сложных срастаний гексагональных микрокристаллов, размерами от 3-5 до 50 мкм. Химический состав обнаруженной в базит-гипербазитах благороднометальной минерализации представлен в табл. 7.3.1.
Эпитермальное золото-серебряное месторождение островодужного типа -Каменное (Муйский район, Северное Забайкалье)
В настоящее время широко обсуждается роль геодинамических обстановок в формировании металлогенического облика складчатых поясов или их фрагментов. В особенности это касается мезо-кайнозойских и палеозойских систем, среди которых наиболее изучены структуры обрамления Тихого океана (Митчел, Гарсон, 1984; Sawkins, 1990; Sillitoe, 1977; Solomon Groves, 1994), Альпийского пояса (Зоненшайн и др., 1976; Коротеев и др., 2001; Гордиенко, Кузьмин, 1999 и др.), Урала и Центрально-Азиатского пояса (Коротеев и др., 2001; Гордиенко, Кузьмин, 1999). В последние годы при изучении металлогении складчатых поясов анализируется геодинамические обстановки их формирования (Nokleberg et al., 1995; Булгатов, Гордиенко, 1999 и др.). Полученные данные по Саяно-Байкальской складчатой области (СБСО) позволяют проанализировать корреляционную связь между структурно-вещественными комплексами, сформировавшимися в различных геодинамических обстановках, и связанным с ними золотым оруденением. Ранее было показано, что главные золоторудные узлы СБСО приурочены к участкам распространения океанических, островодужных и кратонных образований (Миронов, 1998; Булгатов, Гордиенко, 1999). При этом, для Восточного Саяна (юго-восточная часть) были установлены и описаны не только син- и постколлизионные кварцево-жильные месторождения золота, но и объекты, связанные с океанической (массивные сульфидные руды Ольгинской зоны) и островодужной (Таинское золото-порфировое месторождение) обстановками, существовавшими в позднерифейское-вендское время (Zhmodik et ai., 1993; Миронов, Жмодик, 1998; Миронов и др., 2001 и др.).
Столь же важным золоторудным узлом в СБСО является и Муйско-Витимский узел, располагающийся в восточной ветви Байкало-Муйского офиолитового пояса. Изучен он значительно хуже, хотя, как и в Восточном Саяне, здесь известны не только многочисленные кварцево-жильные тела, но и сульфидные залежи, несущие золотое и золото-серебряное оруденение. Один из таких объектов - месторождение Каменное, изучение которого позволило выявить многие специфические особенности, не характерные для кварцево-жильных золоторудных месторождений Муйско-Витимского рудного узла. Месторождение Каменное было открыто в 1968 г. Янгудской ГСП (Г.Л.Митрофанов, И.И.Шатохин) при поисковых работах на золото в лиственитах и кварцевых жилах в обрамлении Парамского гипербазитового массива. Обнаруженная зона сульфидизации затем неоднократно изучалась и разведывалась поверхностными горными выработками. Общая протяженность зоны с отдельными линзовидными рудными телами составила 800 м, при мощности до 100-150 м и содержаниями золота от 1 до 50 г/т. Несмотря на детальные разведочные работы, минералогия и геохимия рудных тел оставались не исследованными. Только в последние годы был изучен вещественный состав руд, установлены более высокие содержания золота и серебра, определены параметры рудообразующего процесса. Оказалось, что это месторождение характеризуется многими специфическими чертами и отличается от других золоторудных месторождений Муйского рудного района.
Геологическое строение района. Месторождение находится в восточной ветви Байкало-Муйского складчатого пояса, протягивающегося от северного побережья Байкала до бассейна среднего течения р. Витим (рис. 7.5.1.). В геологическом строении региона участвуют Северо- и Южно-Муйская глыбы, сложенные кристаллическими сланцами, амфиболитами с редкими линзами эклогитов (джалтукская серия и киндиканская толща). Широко распространены синметаморфические гнейсо-граниты. Абсолютный возраст эклогитов (Sm-Nd метод) определен в 653 ± 21 млн. лет (Шацкий и др., 1996). К востоку от глыбы разрез включает перидотиты Парамского массива, коммулятивные габброиды, диабазы и пиллоу-лавы, слагающие океаническую толщу (Гусев и др., 1992) или среднемамаканский комплекс надсубдукционных офиолитов (Станкевич, Переляев, 1997). Перекрывающие вулканогенно-осадочные отложения (якорная или каралонская толща) сложены вулканитами различного состава, вулканомиктовыми турбидитами, песчаниками и алевролитами. Завершают разрез грубообломочные отложения яктинской и падроканской свит. Абсолютный возраст, полученный по цирконам метариолитов якорной толщи, дает 664 ± 3 млн. лет (Рыцк и др., 2001). По данным реконструкции геодинамической обстановки формирования толщ (Гусев и др., 1992; Конников, Цыганков, 1992; Булгатов, 1995; Булгатов, Гордиенко, 1999 и др.) в развитии региона устанавливается океанический и островодужные этапы (рис. 7.5.2.). Присутствие океанических, островодужных и коллизионно-орогенных комплексов доказывается наличием офиолитовых гипербазитов, MOR базальтов, сложно построенной толщи риолитов, дацитов, андезитов и комагматичных им гранитоидов, отличающихся типичными островодужными геохимическими характеристиками, орогенных высокотитанистых и фосфатных базальтов и т.д. (Гусев и др., 1992; Конников, Цыганков, 1992; Булгатов, 1995; Булгатов, Гордиенко, 1999 и др.). Само месторождение локализуется в интенсивно дислоцированной, участками милонитизированной толще вулканогенно-осадочных пород, относимых ранее к келянской толще, а сейчас к каралонской свите (Рыцк и др., 2001). По данным А.Н.Булгатова (1995) в бассейне руч. Каменного вскрывается островодужный комплекс, представленный преимущественно экструзивными телами кислого и среднего состава пластообразной и штокообразной форм, имеющие секущие контакты по отношению к базальтам офиолитового комплекса. Эффузивные и пирокластические аналоги развиты на право- и левобережье р. Витима (руч. Пановский, Озерный, Пр. Каменный и др.) и сложены андезит-риолитовыми туфами, туфобрекчиями, туфопесчаниками с прослоями туфоконгломератов, покровами дацитов, андезитов и риолитов.
Интрузивные образования сложены плагиогранитами, гранодиоритами и кварцевыми диоритами. В меньшей мере развиты диабазы, габбро-диабазы и габбро-диориты, которые по времени образования близки к островодужным эффузивным породам (Рыцк и др., 2001). В тектоническом отношении месторождение находится в коллизионной зоне (Парамо-Ингудский глубинный разлом), проходящей в субмеридиональном направлении в восточном обрамлении Северо-Муйской глыбы. В пределах зоны интрузивные породы также подвержены катаклазу и милонитизации. По гипербазитам Парамского массива развиваются листвениты и тальк-карбонатные породы. В них широко развиты зоны кварцевого прожилкования и мощных кварцевых жил (жила Семеновская до 800 м протяженностью и мощностью до 10-15 м) со слабой золотоносностью.
Геологическое строение месторождения. Золото-колчеданное месторождение расположено в измененных эффузивных породах кислого и среднего состава, превращенных в ортосланцы, в линзах и горизонтах доломитов и метабазитов (рис. 7.5.3.). В этой толще также встречаются кварц-серицитовые сланцы, метапесчаники, горизонт (10-15 м) черных углеродисто-кварц-серицитовых сланцев с прожилковой и вкрапленной минерализацией сульфидов. В ортосланцах иногда наблюдаются реликты вкрапленников кварца и плагиоклаза, хотя в большинстве случаев эффузивные текстуры и структуры затушеваны процессом динамометаморфизма и превращением эффузивных пород в сланцы кварц-серицитового, кварц-серицит-альбитового, кварц-хлорит-серицитового, кварц-карбонат-хлоритового, хлорит-актинолито-вого составов. По химическому составу и соотношениям Y, Nb, Rb, Zr эти породы отвечают островодужным толеитам с низкими содержаниями Si02, Ті02, К20, Р2О5, базальтам известково-щелочной серии (табл. 7.5.1., рис. 7.5.4.), Среди кислых пород преобладают метариолиты и метариодациты, пересыщенные Si02 и недосыщенные А1203. Отдельные разновидности, особенно, вблизи рудных тел сложены серицит-кремнистым и карбонат-кремнистым агрегатом с содержанием Si02 до 79-82,2 мае. %, и резким преобладанием Na20 в составе щелочи (Кн-32).
