CC BY
45
УДК 553.411.071+552.322
БАЗИТОВЫЕ ДАЙКИ СЮЛЬБАНСКОЙ ЗОЛОТОРУДНОЙ ЗОНЫ (БАССЕЙН СРЕДНЕГО ТЕЧЕНИЯ РЕКИ ВИТИМ)
И.В. Кучеренко, Р.Ю. Гаврилов
Томский политехнический университет E-mail: Kucherenko.o@sibmail.com
Приведены данные обусловиях залегания, возрасте, минералого-химическом составе, гидротермальных изменениях базито-вых даек северного фланга Сюльбанской золоторудной зоны, среди которых выделены дорудные и внутрирудныеумеренно щелочные высококалиевые высокотитанистые железистые долериты. Обоснована корректность видовой идентификации даек. Сделаны выводы о принадлежности даек к позднепалеозойскому конкудеро-мамаканскому антидромному гранит-диорит-до-леритовому комплексу - золотопродуцирующему, подобно другим аналогичным комплексам в золоторудных районах южной Сибири, на позднем базальтоидном этапе его становления в геодинамическом режиме внутриконтинентальных рифтов.
Ключевые слова:
Сюльбанская золоторудная зона, базитовые дайки, антидромные гранит-диорит-долеритовые комплексы, континентальные
рифты.
Key words:
Sulban gold-ore zone, basic dakes, antidrome granite-diorite-dolerite complexes, continental rifts.
1. Постановка задачи
Ранее наряде примеров было показано, что мезотермальные золотые месторождения образуются в условиях высокой магматической активности на завершающем базальтоидном этапе становления антидромных гранит-диорит-долеритовых магматических комплексов [1, 2]. Формирование ранних гранитоидов, представленных массивами или очагово-купольными постройками, иногда лишь дайками, и поздних дорудных, внутрируд-ных, послерудных базитовых даек и руд укладывается в известных случаях (месторождения Кедров-ское, Мурунтау и др.) во временные диапазоны до 70 млн л, подтверждаемые радиологическими датировками возраста изверженных пород и минералов, участвующих в составе околорудных мета-соматитов и рудных тел.
Дорудные дайки долеритов подвергаются околорудным изменениям пропилитового и березито-вого профиля. Внутрирудные дайки, относительный возраст которых определяется по структурным соотношениям, преобразованы в обогащенные золотом и сопровождающими металлами метасома-титы среди слабо измененных вмещающих пород, что оценивается как следствие флюидопроводящей в горячем состоянии функции этих даек. В составе минеральных новообразований в них присутствуют обильный (до 40...50 об. %) биотит, иногда и обыкновенная роговая обманка, - относительно высокотемпературные минералы, не встречающиеся в околорудных березитах и пропилитах и потому типоморфные именно для внутрирудных даек. Очевидно, их послемагматическое образование связано с повышением температуры поднимающихся аккумулированных горячими дайками металлоносных растворов до температуры даек. Если температуры еще горячих даек и растворов сопоставимы с температурами околорудного метасоматизма, внутридайковые метасоматиты сложены теми же минеральными ассоциациями (хлори-
том, эпидотом, альбитом, серицитом и др. в разных сочетаниях), что и околорудные метасоматиты - пропилиты. Способность внутрирудных даек наряду с разломами разделять потоки поднимающихся металлоносных растворов на струи и аккумулировать их в соответствии с известным физическим эффектом [3] обусловлена внедрением порций растворов через промежутки времени, в течение которых дайки не успевают остыть. Позднерудные (послерудные) дайки долеритов слабо гидротермально изменены либо не содержат эпигенетических минеральных новообразований.
Для реконструкции источников и условий генерации металлоносных растворов представляет интерес изучение в объеме обсуждаемых комплексов послегранитных (последиоритовых), но дорудных даек долеритов. Наиболее надежные выводы получены в месторождениях, которые залегают в близких к ним по возрасту гранитных массивах, обычно рассматриваемых как материнские. В останцах сохранившихся при околорудных изменениях до-леритов последние демонстрируют стабильность минералого-химического состава, отвечающего нормативному или близкому к нему для данного типа пород. Это означает, что базальтовые расплавы при подъеме сквозь гранитные массивы в блоки рудообразования сохраняют свой состав, следовательно, не смешиваются с кислыми расплавами. Причина может быть одна - к моменту внедрения ранних порций базальтовых расплавов кислых расплавов уже не существует, они превратились в твердые породы. Если это так, а иное объяснение данной ситуации затруднено, инъецирующие после ранних порций базальтовых расплавов ранние же порции металлоносных растворов не могут быть генерированы в уже отсутствующих кислых магмах. Они могут быть генерированы в тех же очагах базальтовой магмы и поступают в формирующиеся месторождения в чередовании с базальтовыми расплавами.
Изложенное иллюстрирует справедливость озвученных еще в середине прошлого века утверждений некоторых известных ученых, согласно которым «При изучении связи оруденения с магматическими породами необходимо установить связь оруденения не только с интрузивными массивами и магматическими комплексами в целом, но также с отдельными последовательными магматическими проявлениями» [4. С. 68] и «Без детального изучения в каждом отдельном случае геологического положения даек интрузивных пород и их взаимоотношений с оруденением мы не можем решить вопрос о генетической связи оруденения с определенными массивами гранитоидов» [5. С. 46].
В последующие десятилетия эти призывы не получили широкой поддержки геологической общественности. Вероятно, отсутствием интереса к детальному изучению в рудных полях магматитов малых форм, в том числе широко распространенных даек долеритов, можно объяснить сохраняющийся дефицит приведенных и подобных им фактов и, как следствие, поддержку гранитогенной концепции образования, в частности, мезотер-мальных золотых месторождений многими геологами. Поэтому, для совершенствования теории ру-дообразования, в том числе в металлогеническом ее аспекте, по-прежнему, как и пятьдесят лет назад, актуальна задача накопления достоверных эмпирических данных, раскрывающих пространственно-временные соотношения магматических пород малых форм и руд во всем возможном их разнообразии.
В плане дальнейшего решения этой задачи в статье приведены результаты изучения базитовых даек, известных в мезотермальных проявлениях северного фланга Сюльбанской золоторудной зоны.
2. Возраст и условия залегания базитовых даек
Основные черты геологического строения северного фланга Сюльбанской золоторудной зоны, минеральный состав и температурные режимы образования руд приведены в предыдущей статье данного выпуска журнала, поэтому, в соответствии с назначением статьи, акцентируем внимание на реконструкции пространственно-временных и вероятных причинно-следственных соотношений оруденения с проявлениями магматизма. Для этого учитываются следующие факты.
1. Возраст золоторудной минерализации в зоне составляет 275±7 млн л [6].
2. Наиболее молодые, образованные после габбро-гранитов муйского (733+40 млн л [7]) и гранитоидов падоринского (598+4 млн л [8]) комплексов крупные тела плутонических пород представлены гранитоидами конкудеро-мама-канского комплекса (272...325 млн л [9]), залегающими в ближнем юго-западном обрамлении Сюльбанской золоторудной зоны и принадлежащими к позднепалеозойским (290.314 [10-12] или 272.339 [9] млн л) комплексам в составе полихронного ранне-позднепалео-
зойского [13] Ангаро-Витимского батолита на северо-восточной его периферии. 3. Интрузии малых форм - дайковые образования представлены серией кислых пород - аплитов, гранит-порфиров, фельзитовых микрогранит-порфиров и серией основных пород - долери-тов, микродолеритов, долеритовых порфири-тов. Абсолютный возраст тех и других пород пока точно не установлен. Однако известно, что первые встречаются среди всех изверженных пород, включая позднепалеозойские конкуде-ро-мамаканские гранитоиды, но гидротермально изменены около руд вплоть до образования березитов. Известно также несколько случаев пересечения долеритами даек кислых пород в Каралонском рудном поле (Г.И. Грабко, В.В. Левицкий, устные сообщения), следовательно, более позднее их образование. Вместе с тем, базитовые дайки в большинстве своем также гидротермально изменены около руд. Дайки основного состава на всем протяжении Сюльбанской золоторудной зоны залегают в форме крутопадающих одиночных тел мощностью до нескольких десятков м и протяженностью до многих сотен м, возможно, км. В нескольких местах, например, в верховьях и в среднем течении (Еленинский участок) ручья Каралон они образуют пояса сближенных субпараллельных тел субширотного и севе-ро-северо-западного простирания мощностью до многих сотен метров, которые пересекаются пологими и крутопадающими зонами жильно-прожилко-вых руд. Некоторые золотоносные кварцевые жилы следуют контактам даек. Рассредоточенные на территории одиночные дайки имеют преобладающе субсогласное глубинным разломам северо-западное, запад-северо-западное простирание и юго-(юго)-за-падное или северо-восточное падение.
3. Минералого-петрохимические черты базитовых даек и аподайковых метасоматитов
Как и все породы в объеме северного фланга Сюльбанской золоторудной зоны, базитовые дайки подверглись гидротермальным метасоматиче-ским преобразованиям и представляют крупнообъемный зональный метасоматический ореол, принадлежащий березитовой и/или пропилитовой метасоматическим формациям в их закономерном сочетании. Последнее обычно для гидротермальных месторождений, руды которых сопровождаются в тыловой зоне березитами; периферийные зоны в них сложены пропилитами (по базитам) или пропилитоподобными породами, например, в гранитах [ 14]. Состав минеральных новообразований в одноименных минеральных зонах среди разных пород различается несущественно, в основном по разным количественным соотношениям одних и тех же минералов и/или по содержанию химических элементов в минералах переменного состава, - хлоритах, карбонатах и др. Поэтому структура (зональность) метасоматического ореола в бази-товых дайках мало отличается от апосланцевой мо-
дели, разработанной ранее для углеродистых сланцев водораздельной свиты на северном фланге (Кварцевом участке) Каралонского рудного поля в бассейне ручья Нижний Орлов [15].
Внешняя зона:
серицит + кварц ± кальцит ± доломит ± доломит-анкерит + лейкоксен + рутил ± пирит ± альбит + рипидолит, брунсвигит-делессит ± цоизит; исходный биотит;
Эпидотовая зона:
серицит + кварц ± кальцит ± доломит-анкерит + лейкоксен + рутил + магнетит + графит + пирит + альбит + рипидолит, брунсвигит-делессит + клиноцоизит, эпи-дот;
Хлоритовая зона (умеренное изменение):
серицит + кварц ± кальцит ± доломит-анкерит +лейкоксен + рутил + магнетит + пирит + альбит + графит + рипидолит, брунсвигит-делессит;
Хлоритовая зона (интенсивное изменение): серицит + кварц ± доломит ± доломит-анкерит ± сидерит + лейкоксен + рутил + магнетит + пирит + халькопирит + альбит + графит + рипидолит, брунсвигит-делес-сит;
Альбитовая зона:
серицит + кварц ± доломит ± доломит-анкерит ± сидерит + лейкоксен + рутил + магнетит + пирит + альбит;
Тыловая зона:
серицит + кварц ± кальцит ± доломит-анкерит + лейкоксен + рутил + магнетит + пирит.
Наиболее мощная (до сотен м) внешняя зона в ореоле, в том числе в аподайковом, в составе подзон слабого, умеренного, интенсивного изменения (соответственно 0.10, 10.20, 20.30 об. % новообразованных минералов), сохраняется фрагментарно на удалении от рудных зон, а ее внутренняя граница фиксируется по исчезновению цветных минералов исходных пород. Набор минеральных новообразований во внешней зоне наиболее обширен, но исходные породы сохраняют основные черты своего состава и строения. По мере перехода от одной минералого-петрохимической зоны к другой в направлении усиления степени преобразований пород перечень новообразованных минералов сокращается, а суммарное количество их увеличивается, достигая максимума в березито-вой зоне. Мощность хлоритовой зоны - десятки метров, тыловых альбитовой и березитовой зон не превышает соответственно первых метров и десятков см ... 1,5 м, при том, что слагающие их мета-соматиты часто чередуются в разрезе хлоритовой зоны, образуя структуру «слоеного пирога».
Среди даек долеритов обнаружены дорудные и внутрирудные. Дорудные дайки в известных случаях изменены на уровне внешней, хлоритовой и альбитовой зон, сменяющих одна другую в соответствии с приведенной схемой минералого-пе-
трохимической зональности околорудных метасо-матических ореолов в одной дайке и в разных дайках. Внутрирудные дайки пересекают золотоносные кварцевые жилы без характерных для доруд-ных даек околожильных оторочек березитов и/или признаков заметного осветления зеленовато-черной породы в контактах с жилами, но содержат в экзоконтактах жил наложенную (позднюю) про-жилково-вкрапленную золото-серебро-сульфид-но-сульфосольную продуктивную минерализацию.
Зеленовато-темно-серые до черных во внешней зоне породы дорудных даек имеют массивную текстуру и тонко- до мелкозернистой (до десятых долей мм) в зависимости от мощности даек структуру. Присутствуют единичные порфировые выделения (кристаллы) пелитизированного, серицитизи-рованного бледно-розового калиевого полевого шпата с оплавленными очертаниями размером до 2 см в поперечнике.
В составе исходных пород заметно преобладают (до 70 об. %) беспорядочно ориентированные кри-сталлы-лейсты плагиоклазов (№ 38.50) с соотношением сторон до 1:10, сложно прорастающие друг друга. Количественные соотношения плагиоклазов разного состава установить невозможно вследствие ограниченной их сохранности. Из первичных минералов магматического этапа сохранились также редкие ксеноморфные зерна щелочного полевого шпата и реликтовые пластинки, вероятно, поздне-магматического бурого биотита. Реликтовая офитовая структура пород сочетается с гранолепидо-бластовой, приобретенной ими на этапе околорудного метасоматизма.
Минеральные новообразования этого этапа включают (в об. %) близкие к рипидолиту (табл. 1) бледно-зеленые хлориты (до 20), серицит (до 20), карбонаты (до 10) с примесью цоизита-эпидота, альбита, кварца, лейкоксена-рутила, апатита, магнетита (титано(?)-магнетита), пирита. Серицит, иногда в срастании с карбонатом и редко кварцем, эпидотом частично или полностью замещает плагиоклазы, лишь эпизодически (в «окнах») сохранившие двойниковую структуру. В случае полного замещения скопления серицита наследуют форму былых кристаллов плагиоклазов. Агрегаты чешуек хлорита в сочетании с карбонатом, лейкоксеном-рутилом, эпидотом сосредоточены преимущественно между кристаллами плагиоклазов, нередко корродируют их, подчеркивая положение полностью замещенных кристаллов пироксенов, возможно, и роговой обманки. Хлоритом в разной степени вдоль спайности замещены также чешуйки биотита, но хлорит, в свою очередь, отчасти замещен серицитом. В обоих минералах в отличие от чистого серицита, замещающего плагиоклазы, присутствуют ксеноморф-ные включения лейкоксена-рутила, которые сочетаются с пластинчатыми параллельно полосчатыми его выделениями, иногда образующими прямоугольную сагенитовую решетку - следствие фиксации оксида титана вдоль поверхностей спайности былых кристаллов пироксена при их растворении.
Таблица 1. Химические составы минералов базитовых даек Сюльбанской золоторудной зоны
Проба Минерал Содержание, мас. % £
O Si AI Mg Fe Ca Ti Na K C
У-55, Авгит 41,68 19,05 3,79 6,73 7,85 12,79 0,67 2,10 0,65 3,36 98,67
У-552 Авгит 43,82 19,24 3,45 8,84 8,22 8,62 0,24 1,34 0,55 3,55 97,87
У-15, Рипидолит 43,68 11,48 9,41 9,25 16,59 1,37 - 1,37 0,35 2,83 96,33
У-152 Рипидолит 44,28 11,75 10,20 8,87 15,86 0,94 - 1,48 0,53 2,71 96,62
Примечание. Анализ выполнялся электронно-зондовым рентгеноспектральным методом на электронном сканирующем микроскопе Hitachi S-3400N с энергодисперсионным спектрометром EDX Bruker XFlashe 4010 в лаборатории электронно-оптической диагностики Международного инновационного научно-образовательного центра «Урановая геология» кафедры геоэкологии и геохимии ТПУ, аналитик А.В. Волостнов.
Таблица 2. Химические составы базитовых даек и аподайковых метасоматитов Сюльбанской золоторудной зоны
Номер пробы Содержание, мас. % £
SiO2 AI2O3 Na2O K2O S сульфид. CO2 CaO MgO FeO Fe2O3 TiO2 P2O5 MnO H2O+ ППП
У-15(В) 47,52 16,95 3,15 1,39 0,21 2,95 8,34 5,41 6,68 3,10 1,85 0,35 0,16 0,14 1,77 99,97
У-16(Х) 46,67 16,82 4,08 1,15 0,19 3,65 7,23 5,38 7,04 2,92 2,05 0,40 0,17 0,10 1,13 98,98
У-11(Х) 45,07 16,69 3,80 0,82 0,13 6,25 6,67 5,87 7,90 1,92 1,73 0,31 0,14 0,12 2,25 99,67
В-10(А) 52,57 14,24 3,77 0,63 0,11 7,74 5,00 3,87 7,47 0,33 1,73 0,53 0,16 0,10 0,54 98,79
О-136(А) 45,24 13,34 2,30 1,83 0,25 12,54 8,90 3,78 6,03 1,01 1,50 0,47 0,18 0,14 1,10 98,61
У-55(В) 47,09 18,31 2,89 1,57 0,11 0,70 8,34 5,61 6,11 4,56 2,10 0,24 0,17 0,12 1,78 99,70
Примечание. 1) Пробы У-15, У-16, У-11, В-10, О-136 - дорудные дайки, У-55 - внутрирудная. 2) Минеральные зоны аподайковых метасоматических ореолов (в скобках): В - внешняя; Х - хлоритовая; А - альбитовая. 3) Полные химические силикатные анализы горных пород выполнены в аккредитованной лаборатории ОАО «Западно-Сибирский испытательный центр» (г. Новокузнецк) под руководством Н.Н. Земцовой. Аттестат аккредитации № РОСС Н0.0001.21АЯ.07. 4) У-15: Kt=100(Fe1O3+FeO)/(Fe2Ü3+FeO+MgO)=64,3; У-55: К=65,5.
В хлоритовой зоне по-прежнему зеленовато-черные породы в основном сохраняют приведенные черты строения и минерального состава. Изменения последнего выражаются в полном замещении биотита, некотором увеличении массы карбонатов, хлоритов и суммы новообразованных минералов.
Метасоматиты альбитовой зоны вследствие полного растворения хлоритов и эпидота приобретают светло-серый цвет. В переменных количествах присутствуют полевые шпаты, среди которых преобладает альбит, отчасти сохранивший лейсто-видную форму исходных кристаллов плагиоклазов, серицит, зернистые агрегаты и/или ромбоэдры карбонатов с участием примесей кварца, лейкоксе-на-рутила, апатита, титано (?)-магнетита, пирита.
Зеленовато-черный массивный мелкозернистый (до десятых долей мм) долерит внутрирудной дайки в общих чертах наследует строение и минеральный состав дорудных даек. Основу породы (до 70 об. %) также составляют средне-основные (№ 35.52) плагиоклазы, пластинчато-лейстовид-ные кристаллы которых беспорядочно ориентированы, срастаются, прорастают друг друга и сочетаются с раздробленными реликтовыми зернами (до 1 об. %) авгита (табл. 1) и ксеноморфными выделениями щелочного полевого шпата, заполняющими промежутки между ними. Редкие фрагменты кристаллов бурой роговой обманки и бурого биотита (менее 1 об. % того и другого минерала) обрастают
зерна пироксена и замещаются эпигенетическими минералами этапа метасоматизма.
В числе последних заметно преобладают бледно-зеленые хлориты (до 20 об. %) при участии серицита, амебовидных зерен кварца, ксеноморфных скоплений и апопироксеновых прямоугольных са-генитовых решеток лейкоксена-рутила, ксено-морфных зерен карбонатов, скоплений игольчатых кристаллов тремолита, зерен титано(?)-магнетита, пирита. Исходные плагиоклазы в разной степени замещены чистым серицитом без примеси лейкок-сена-рутила, который обычен в агрегатах чешуек серицита, замещающего хлорит, образованный, в свою очередь, за счет пироксена, роговой обманки и биотита.
Химический состав дорудных и внутрирудной даек долеритов Сюльбанской золоторудной зоны, подвергшихся гидротермальным изменениям про-пилитового профиля в периферийных внешней и хлоритовой зонах метасоматических ореолов, различается несущественно (табл. 2). Исключение составляет углекислота, которая поступает в породы с гидротермальными растворами на этапе метасоматизма. Она зафиксирована в карбонатах в начале процесса изменений дорудных даек в значительно большем количестве, чем в ходе процесса во внутрирудной дайке. С усилением интенсивности преобразований дорудных даек от внешней зоны к более тыловой альбитовой зоне березитопо-добных изменений количество углекислоты значи-
тельно увеличивается, достигая максимума в аль-битовой зоне при синхронном снижении в последней массы глинозема, магния, железа, отчасти натрия и усилении степени неравномерности распределения кремния, натрия, калия, кальция.
Рис. 2. Положение базитовых даек Сюльбанской золоторудной зоны на диаграмме составов магматических горных пород в координатах ЗЮ2 - К20
По химическому составу, т. е. содержанию пе-трогенных компонентов и величинам важнейших петрохимических показателей породы даек на пе-трохимических диаграммах представлены компактным ареалом фигуративных точек (табл. 2, рис. 1, 2). Они идентифицируются как умеренно щелочные высококалиевые высокотитанистые железистые долериты - околоплутонические аналоги тра-хибазальтов с их нормативным химическим составом [16] и петрохимическими показателями.
Рис. 1. Положение базитовых даек Сюльбанской золоторудной зоны на ТА5-диаграмме составов магматических горных пород. Здесь и на рис. 2 границы полей составов заимствованы из [16]. Здесь и на рис. 2, 3: 1,2 - дорудные дайки во внешней (1) и хлоритовой (2) зонах внутридайковых метасоматических ореолов, 3 - внутрирудная дайка
Рис. 3. Соотношение калия и титана в дайках основных пород золоторудных полей Южной Сибири. Дайки: умеренно щелочных оливиновых долерита и лейко-долерита Берикульского рудного поля (а); умеренно щелочного оливинового долерита Холбинского (б), Кедровского (в), Ирокиндинского (г), Западного (д) рудных полей. Границы между полями составов базальтов для различных типов геотектонических структур заимствованы из [17]. Поля составов базальтов: ОД - островных дуг, ОО - океанических островов, ОВП - областей внутриплитного вулканизма, ЗЦС - задуговых центров спрединга, ТР - трансформных разломов, СОХ - срединно-океанических хребтов и межконтинентальных рифтов. Эталонные составы типов базальтоидов: 1) умеренно щелочные и щелочные базальты островных дуг; 2) известково-щелочные базальты островных дуг; 3) толеиты островных дуг; 4) толеиты траппов; 5) толеиты трансформных разломов; 6) толеиты внутриконтинен-тальных рифтов; 7) умеренно щелочные и щелочные базальты внутриконтинентальных рифтов; 8) толеиты повышенной щелочности океанических островов; 9) толеиты срединно-океанических хребтов и межконтинентальных рифтов
Судя по положению фигуративных точек на диаграмме К20 - ТЮ2 (рис. 3), дайки долеритов Сюльбанской золоторудной зоны образовались в геодинамическом режиме рифтовых структур -зон тектоно-магматической активизации областей континентального внутриплитного магматизма.
4. Обсуждение результатов и выводы
Принадлежность описанных гидротермальных метасоматических ореолов к образованным и регионально проявленным в Сюльбанской золоторудной зоне околорудным метасоматическим ореолам березит-пропилитового профиля [15] доказывается аналогичным им порядком минерало-го-петрохимической зональности и составом минеральных новообразований этапа метасоматизма в дорудных дайках долеритов. Отсутствие сведений о тыловой березитовой зоне в аподайковых ореолах обусловлено недоступностью пока для изучения непосредственных экзоконтактов золотоносных кварцевых жил в таких дайках.
Минералого-химический состав метасоматитов во внутрирудных дайках и минералого-петрохими-ческая зональность в них отвечает ореолам пропи-литовой формации без березитовой составляющей [18]. Базальтическая роговая обманка и бурый биотит, присутствующие в сюльбанской внутрирудной дайке в единичных зернах и чешуйках, обрастают зерна пироксена, что свойственно обоим минералам, образованным на позднемагматическом этапе в условиях относительно пониженных температур расплава и возрастания парциального давления воды. Нет признаков того, что тот и другой минерал в дайке образовались на этапе метасоматизма. Отсутствие обоих минералов в числе аподайковых метасоматических ассоциаций объяснимо, если предположить, что к моменту аккумуляции дай-кой-флюидопроводником растворов температура ее и растворов снизилась до значений, недостаточных для образования обсуждаемых относительно высокотемпературных минералов.
Слабо дифференцированный химический состав дорудных и внутрирудного долеритов, подвергшихся относительно незначительным изменениям во внешней и более сильным - в хлоритовой зонах метасоматических ореолов подтверждает ранее сделанный вывод, согласно которому преобразования минерального состава пород в периферийных зонах околорудных метасоматических ореолов происходят в основном за счет внутренних ресурсов петрогенных компонентов без существенного привноса или выноса вещества [15]. Только весьма подвижная углекислота способна диффундировать от раствороподводящих каналов - рудовмещаю-щих разломов [19] на дальнюю периферию около-разломных околорудных метасоматических ореолов и в бескарбонатных, в частности, изверженных породах давать начало эпигенетическим карбона-
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Кучеренко И.В. Петрологические и металлогенические следствия изучения малых интрузий в мезотермальных золоторудных полях // Известия Томского политехнического университета. - 2004. - Т. 307. - № 1. - С. 49-57.
2. Кучеренко И.В. Диориты как промежуточное звено в золото-продуцирующих флюидно-магматических гранит-диорит-до-леритовых комплексах // Известия Томского политехнического университета. - 2007. - Т. 310. - № 1. - С. 6-11.
3. Рундквист Д.В. О влиянии распределения температур горных пород на процессы метасоматического гидротермального ми-нералообразования // Записки Всесоюзного минералогического общества. - 1966. - Ч. 95. - Вып. 5. - С. 509-525.
4. Котляр В.Н. О магматических комплексах и оруденении // Советская геология. - 1955. - № 43. - С. 61-70.
5. Вольфсон Ф.И. Проблемы изучения гидротермальных месторождений. - М.: Изд-во АН СССР, 1952. - 212 с.
6. Кучеренко И.В. Позднепалеозойская эпоха золотого орудене-ния в докембрийском обрамлении Сибирской платформы // Известия АН СССР. Сер. геол. - 1989. - № 6. - С. 90-102.
7. Врублевская Т.Т., Цыганков А.А. О петротипе муйских грани-тоидов (Байкальская горная область) // Геология и геофизика. - 1997. - Т. 38. - № 9. - С. 1484-1489.
там. В обсуждаемом случае можно видеть, что лишь в более тыловой альбитовой зоне наиболее сильных изменений происходит относительно заметная перегруппировка вещества с компенсирующим вынос ряда компонентов значительным прив-носом углекислоты.
Приведенными фактами и соображениями доказывается корректность выполненной идентификации долеритовых даек Сюльбанской золоторудной зоны. Вместе с близкими к ним и рудам по возрасту конкудеро-мамаканскими гранитоидами умеренно-щелочные долеритовые дайки образуют антидромный золотопродуцирующий флюидно-маг-матический комплекс, в составе которого ранние гранитоиды сменяются поздними умеренно щелочными базальтоидами и рудами. Флюидно-магмати-ческая активность очагов умеренно-щелочной базальтовой магмы на позднем этапе становления комплекса, как и других подобных комплексов [1], выражается в повторяющемся внедрении расплавов, ранние послегранитные инъекции которых предшествуют поступлению ранних порций гидротермальных растворов с последующим внедрением новых порций расплавов, сменяемых, в свою очередь, новой порцией металлоносных растворов и т. д. Приведенные материалы также дополняют перечень золоторудных мезотермальных месторождений (Холбинского, Западного, Ирокиндинского, Кедровского и других) - производных обсуждаемых флюидно-магматических комплексов [1], образованных в одной из типовых для них геодинамических ситуаций - рифтогенных внутриплитных зонах тектоно-магматической активизации.
Работа выполнена при финансовой поддержке Министерства образования и науки. ФЦП «Научные и научно-педагогические кадры инновационной России на 2009-2013 годы». Гос. контракт № П238 от 23.04.2010 г.
8. Рыцк Е.Ю., Макеев А.Ф., Глебовицкий В.А. и др. Ранневенд-ский возраст многофазных габбро-гранитных комплексов Ка-ралон-Мамаканской зоны Байкало-Муйского пояса // Доклады РАН. - 2007. - Т. 415. - № 4. - С. 535-538.
9. Цыганков А.А., Матуков Д.И., Бережная Н.Г. и др. Источники магм и этапы становления позднепалеозойских гранитоидов Западного Забайкалья // Геология и геофизика. - 2007. -Т. 48. - № 1. - С. 156-180.
10. Неймарк Л.А., Рыцк Е.Ю., Ризванова Н.Г. Герцинский возраст и докембрийский коровый протолит баргузинских гранитои-дов Ангаро-Витимского батолита: U-Pb и Sm-Nd изотопные свидетельства // Доклады РАН. - 1993. - Т. 331. - №6. -С. 726-729.
11. Будников С.В., Коваленко В.И., Антипин В.С. и др. Новые данные о возрасте гранитоидов витимканского комплекса (Ан-гаро-Витимский батолит)) // Доклады РАН. - 1997. - Т. 353. -№ 3. - С. 375-378.
12. Будников С.В., Коваленко В.И., Ярмолюк В.В. и др. Новые данные о возрасте баргузинского гранитоидного комплекса Ангаро-Витимского батолита // Доклады РАН. - 1995. -Т. 344. - № 3. - С. 377-380.
13. Герасимов Н.С., Гребенщикова В.И., Бултыгеров В.В. и др. Новая информация о возрасте гранитоидов Ангаро-Витимского
батолита // Проблемы геохимии эндогенных процессов и окружающей среды: Матер. Всерос. научн. конф., г. Иркутск, 24-30 сент. 2007 г. - Т. 2. Геохимия магматических, метаморфических и метасоматических процессов. - Иркутск: Изд-во Ин-та географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, 2007. - С. 50-54.
14. Жариков В.А. Некоторые закономерности метасоматических процессов // Метасоматические изменения боковых пород и их роль в рудообразовании / под ред. Д.С. Коржинского. -М.: Недра, 1966. - С. 47-63.
15. Кучеренко И.В. К методике формирования выборок для расчета статистических параметров распределения и баланса химических элементов в околорудном пространстве гидротермальных месторождений золота // Известия Томского политехнического университета. - 2005. - Т. 308. - № 2. - С. 23-30.
16. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования / под
ред. О.А. Богатикова, О.В. Петрова. - СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2008. - 200 с.
17. Миронов Ю.В. Соотношение титана и калия в базальтах как индикатор тектонической обстановки // Доклады АН СССР. -1990. - Т. 314. - № 6. - С. 1484-1487.
18. Кучеренко И.В. Пространственно-временные и петрохимиче-ские критерии связи образования золотого оруденения с глубинным магматизмом // Известия АН СССР. Сер. геол. - 1990. - №10. - С. 78-91.
19. Кучеренко И.В. Эмпирические свидетельства концентрацион-но-диффузионного механизма массопереноса в процессах околотрещинного гидротермального метасоматизма // Известия Томского политехнического университета. - 2010. -Т.316. - №1. - С. 9-15.
Поступила 18.11.2010 г.
УДК 549.324.31:553.41
ОТРАЖЕНИЕ ЗОНАЛЬНОСТИ СУХАРИНСКОГО РУДНОГО ПОЛЯ В ТИПОМОРФНЫХ ОСОБЕННОСТЯХ ПИРИТА
Е.М. Михайлова, В.Г. Ворошилов, А.Я. Пшеничкин
Томский политехнический университет E-mail: planet@sibmail.com
Изучены пириты из руд и околорудных метасоматитов скарново-магнетитового Сухаринского рудного поля (Горная Шория) с наложенной золото-сульфидной минерализацией. Исследованы типоморфные особенности пирита: морфология кристаллов, термоэлектрические свойства, отражательная способность, химический состав. Установлено зональное изменение типоморф-ных свойств пирита по простиранию рудного поля.
Ключевые слова:
Пирит, типоморфизм, кристалломорфология, термоэлектрические свойства, элементы-примеси, золото, зональность. Key words:
Pyrite, typomorphism, morphology of crystal, thermo-electromotive property, details-addition, gold, zonality.
В последние годы все большее внимание уделяется проблеме укрепления и расширения минерально-сырьевой базы действующих горнорудных предприятий, а также поискам и оценке глубоко-залегающих рудных тел в известных горнорудных регионах и на новых территориях [1-4]. Поиски и оценка скрытых рудных тел, выявление новых типов месторождений и вовлечение их в промышленное освоение, переоценка известных рудо-проявлений и месторождений - эти задачи не всегда могут быть решены традиционными геолого-геохимическими и геофизическими методами. Существенная роль здесь отводится минералогическим методам прогнозирования, теоретической основой которых служит учение о типоморфизме минералов и о минералах-индикаторах оруденения [4, 5].
Пирит является самым распространенным и наиболее оптимальным для исследования типо-морфных свойств рудным минералом в сульфидсо-держащих типах месторождений. Во многих слу-
чаях он представляет самостоятельный промышленный интерес, так как нередко содержит высокие концентрации золота, являясь основным концентратором (наряду с арсенопиритом) металла в рудных телах и околорудных метасоматитах различных месторождений.
Авторами выполнены комплексные исследования пиритов из руд, метасоматитов и вмещающих пород Сухаринского рудного поля (Горная Шория). Целью исследования являлось изучение ти-поморфных свойств пиритов с целью выявления зональности рудного поля и прогноза золотого оруденения.
В процессе работ решались следующие основные задачи: изучение типоморфных свойств пирита: кристалломорфологии, химического состава, термоЭДС, коэффициента отражения; выявление отличительных особенностей пирита продуктивных минеральных ассоциаций; выявление минера-лого-геохимической зональности рудного поля на основе типоморфных свойств пирита.
