CC BY
40
Науки о Земле
УДК 553.411.071:550.42 (546.1+546.8)
ФЕМОФИЛЬНЫЕ ХИМИЧЕСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ В ОКОЛОРУДНЫХ МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ОРЕОЛАХ КЕДРОВСКОГО ЗОЛОТОРУДНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ (СЕВЕРНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)
И.В. Кучеренко
Томский политехнический университет E-mail: [email protected]
Приведены результаты изучения геохимии фемофильных элементов в околорудных апогнейсовых и апосланцевых метасомати-тах Кедровского мезотермального месторождения в Северном Забайкалье. По минералого-петрохимическим данным определена принадлежность метасоматических ореолов к березитовой метасоматической формации с пропилитоподобным профилем изменений на периферии ореолов. Установлен вынос из тыловых зон кремнезема до половины его массы в исходных породах и определены условия выноса. Удаленный из пород кремнезем служил основой для образования золотоносных кварцевых жил. В тыловых зонах околорудных метасоматических ореолов обнаружены контрастные аномалии фосфора, титана, магния, марганца, железа, калия, а также кальция. Фемическая специализация золотоносных метасоматитов служит указанием на генерацию металлоносных флюидов в мантийных магматических очагах.
Введение
Повторяемость результатов эксперимента или наблюдаемых в пространстве и времени эмпирических данных служит, как известно, критерием закономерности. Обнаруженное ранее [1] явление накопления контрастных аномалий фемофильных элементов (титана, фосфора, магния) в золотоносных околожильных березитах Ирокиндинского рудного поля Северного Забайкалья в ближнем обрамлении рудоконтролирующего глубинного разлома - восточного шва Килянской зоны глубинных разломов и постепенное исчезновение этого эффекта по мере удаления от него получило подтверждение в некоторых крупнейших и рядовых мезотермальных золоторудных месторождениях, -Советском Енисейского района, Сухоложском Ленского района, Кедровском, Каралонском Северного Забайкалья [2, 3], в месторождении Чертово Корыто Патомского нагорья. Вместе с тем, в некоторых мезотермальных золоторудных полях подобные аномалии в околорудных метасоматиче-ских ореолах и рудах пока не зафиксированы.
Возникшая в связи с приведенными обстоятельствами проблема представляет, как это было показано ранее [1, 3], теоретический и прикладной интерес и, в силу этого, требует обстоятельного исследования как в аспекте масштабов распространенности явления, так и в аспекте причин и условий его реализации. Некоторые соображения на сей счет предлагались ранее [3].
В статье приведены и обсуждаются новые данные о накоплении фемофильных элементов в продуктах рудообразующего процесса Кедровского золоторудного месторождения, дополняющие ранее обнаруженные здесь и опубликованные в [2, 4] факты.
1. Краткий очерк геологического строения
Кедровского месторождения
Кедровское мезотермальное золотое месторождение площадью около 40 км2 по многообразию проявления в занятом им блоке земной коры геологических процессов и, следовательно, по сложности геологического строения, по разнообразию рудовмещающей среды, обеспечивающему обширные возможности для сопоставлений, относится к числу неординарных объектов этого класса и послужило одним из полигонов, на которых разрабатывалась концепция образования мезотермальных золотых месторождений [5]. Основные черты его геологического строения и образования с приложением геологической карты приводились ранее [2, 4 и др.], поэтому ограничимся краткой информацией.
Месторождение находится в Южно-Муйском хребте Северного Забайкалья, в 20 км от устья р. Тул-дунь - левого притока р. Витим. Оно сложено мощной протерозойской толщей углеродистых двуслюдяных полевошпат-кварцевых песчано-алевросланцев кедровской свиты, выполняющей Тулдуньский прогиб и образующей восточное крыло субмеридиональ-
ной линейной антиклинальной складки. Замковая часть и западное крыло этой складки уничтожено интрузией габбро рифейского возраста (735+26 млн л) [6]. В центральной части месторождения метаморфические сланцы 335+5 млн л назад [4] подверглись локальному ультраметаморфизму с образованием зрелой очагово-купольной структуры (Кедровского купола), в ядре которой залегает шток кварцевых диоритов и гранодиоритов, в обрамлении - плагиомиг-матиты и далее плагиогнейсы, постепенно переходящие в метаморфические сланцы. Ультраметаморфи-ческий процесс сменился активным магматизмом, в ходе которого образованы малые интрузии (дайки) кислых, затем средних и поздних умеренно щелочных базитовых пород нескольких генераций. Среди последних диагностированы дорудные, внутрируд-ные и позднерудные. Дайки основного состава протяженностью до многих сотен метров и мощностью до 1 м имеют вертикальное падение и образуют меридиональный пояс шириной не менее 3 км в восточном обрамлении Муйского выступа архейского фундамента и одновременно - в висячем (восточном) боку Тулдуньской зоны глубинных разломов, которая ограничивает выступ и контролирует упомянутый массив высокотитанистых габбро. Базитовые дайки выполняют многочисленные субпараллельные тектонические швы, входящие в систему этой зоны.
Рудные тела - золоторудные убого-, малосульфидные кварцевые жилы протяженностью до первых...многих сотен метров и мощностью до 3 м в большинстве своем залегают в дайковом поясе и выполняют сопряженную систему субмеридиональных трещин (разломов) скола, падающих под умеренными углами (З0...50°) на восток в осадочной толще согласно ее стратификации, и на запад - в магматических и ультраметаморфических породах. Образование рудовмещающих разломов обусловлено разложением субширотных тангенциальных сжимающих усилий при функционировании Тулдуньской зоны глубинных разломов в режиме взброса и ориентировкой поверхностей возникающих максимальных скалывающих напряжений под острым углом к направлению сжимающих усилий, т. е. такой, которая воспроизводится в эксперименте. В осадочной толще поверхности максимальных скалывающих напряжений совпали с поверхностями стратификации. Помимо жил, в сланцевой толще известны минерализованные зоны прожилково-вкрапленных руд, выполненные углеродистыми черными сланцами, и во всех породах - залежи массивных светлых метасоматитов
- березитов и березитоидов (с альбитом) мощностью до нескольких ... многих десятков метров.
По данным И.В. Попивняка и др. (1978 г), руды месторождения образованы в температурном диапазоне 450...75 °С. Возраст месторождения 282+5 млн л [4].
2. Минералого-петрохимическая зональность
околожильных метасоматических ореолов
Приведены результаты минералого-петрохими-ческого изучения околожильных метасоматических
ореолов, один из которых обрамляет золотоносную кварцевую жилу, залегающую на восточной окраине месторождения среди плагиогнейсов ультрамета-морфической постройки (Кедровского купола), а другой - минерализованную зону карбонатно-сульфидно-кварцевых прожилково-вкрапленных руд, образованную среди углеродистых песчано-але-вросланцев на его южной окраине. Мощность того и другого ореола достигает многих десятков метров.
Альмандин-двуслюдяные плагиогнейсы представляют собой пестро-серые, темно-серые, при обилии биотита - коричневато-серые крупнокристаллические (до 3...5 мм) массивные породы со сложно полосчатой текстурой, напоминающей микроскладчатость и плойчатость, и состоят из альмандина (1,827<Ж1,834), диопсида (+2Г=60°, СЛ£=42°, оп-тич. знак +, N=1,714, N=1,682), буровато-зеленого биотита, мусковита, кварца, олигоклаза - андезина (№ 29...45) в переменных количественных соотношениях с примесью микроклина, графита (графитоида), циркона, апатита, сфена, магнетита. В объеме ореола гнейсы едва мигматизированы с содержанием лейко-сомы (кварцевого диорита) не более 10 объ. %.
Регионально метаморфизованные на уровне му-сковит-биотитового парагенезиса углеродистые (графит, графитоид) двуслюдяные полевошпат-кварце-вые песчано-алевросланцы имеют темно-серый до черного цвет, сланцеватую текстуру, разнозернистую, от мелкозернистой песчаной до крупнозернистой алевритовой структуру. Цемент в результате перекристаллизации приобрел лепидогранобластовую структуру. Обломочная фракция (кварц, полевые шпаты) сохранилась почти полностью и объем ее изменяется в значительных пределах с разбросом значений до нескольких десятков %. В обломочной фракции, как правило, преобладает кварц при подчиненном участии кислых плагиоклазов, редкого микроклина и ак-цессориев - циркона, магнетита, апатита. Породы содержат в переменных количествах минералы, образованные на этапе регионального метаморфизма - буровато-зеленый, грязно-зеленый биотит, равновесный с ним мусковит в виде чистых, свободных от примесей пластинок, бледно-зеленый, иногда полихром-ный турмалин, графит (графитоид). По первоначальному составу породы реконструируются как аркозо-вые или полевошпат-кварцевые песчано-алеврослан-цы с цементом базальным или соприкосновения.
Околожильные метасоматические ореолы в тех и других породах зональны с аналогичным порядком минеральной зональности и минеральным составом зон, в числе которых выделены внешняя, хлоритовая, альбитовая, тыловая и осевая. Осевая зона сложена золотоносной карбонатно-сульфидно-кварцевой жилой или минерализованной зоной мощностью соответственно до 1 и 3 м. В последнем случае тыловая зона занимает большую часть объема осевой, а в обрамлении кварцевой жилы распространяется на несколько десятков см. Альбито-вая зона имеет мощность до нескольких десятков см, хлоритовая - до первых метров.
Наиболее полный набор новообразованных минералов свойствен внешней зоне при минимальной здесь их массе. Набор включает кварц, серицит, лейкоксен, рутил, магнетит, пирит (не всегда), кальцит, альбит, хлориты, цоизит-эпидот (не всегда). Внутренняя граница внешней зоны проходит на рубеже полного растворения цветного минерала исходных пород - биотита при сохранении реликтов турмалина (а в гнейсах - и граната) в более тыловой хлоритовой зоне. Хлоритовая зона сменяется альбитовой на границе полного исчезновения хлоритов. В тыловой зоне исчезает альбит.
Во внешней и более тыловых зонах полевые шпаты замещаются серицитом, серицитом в смеси с кальцитом, с высвобождением части кремнезема и кристаллизацией кварца. В более основных плагиоклазах иногда образуется цоизит. Фиксируется частичная деанортизация плагиоклазов и образование периферийных каемок альбита.
Биотит замещается хлоритами, а последние -мусковитом с высвобождением примеси рутила, лейкоксена и магнетита в виде агрегатов тонких зерен, загрязняющих чешуйки слюд. Среди хлоритов преобладают магнезиально-железистые разности (табл. 1). Сфен замещается лейкоксеном.
Таблица 1. Оптические константы и минеральные виды хлоритов во внешней и хлоритовой минеральных зонах околожильных метасоматических ореолов Кедровского месторождения
Номер пробы Исходная порода и минеральная зона Оптические константы Минеральный вид (Р)
Е Удлинение Оптический знак
К-418 Двуслюдяной плагио-гнейс, внешняя 1,628 + - Брунсвигит-делессит(68)
К-375 Двуслюдяной плагио-гнейс, хлоритовая 1,614 + - Диабантит (50)
К-307 Двуслюдяной плагио-гнейс, хлоритовая 1,624 - + Рипидолит (50)
КЖ-19 Двуслюдяной полевош-пат-кварцевый сланец, хлоритовая 1,634 + - Брунсвигит-делессит(75)
К-278 Двуслюдяной полевош-пат-кварцевый сланец, хлоритовая 1,631 + - Брунсвигит-делессит(70)
К-292 Двуслюдяной полевош-пат-кварцевый сланец, хлоритовая 1,615 - + Рипидолит (45)
К-166 Двуслюдяной полевош-пат-кварцевый сланец, хлоритовая 1,628 - + Рипидолит (55)
К-336 Двуслюдяной полевош-пат-кварцевый сланец, хлоритовая 1,611 - + Рипидолит (38)
Реакции минеральных замещений усиливаются в объеме каждой зоны в направлении к внутренней ее границе, а также от внешней зоны к тыловой с синхронным возрастанием массы новообразованных минералов. Особенно это заметно во внешней
зоне, благодаря чему последняя дифференцируется на подзоны слабого, умеренного, интенсивного изменения с объемом минеральных новообразований до 10, 20, 30 % соответственно. Синхронно изменяется видовой состав минералов в рамках их групп. Цоизит постепенно наращивает содержание железа и трансформируется в эпидот, прежде чем раствориться на границе хлоритовой зоны или вблизи нее.
В тыловых зонах при возрастании общей массы карбонатов до нескольких десятков процентов резко увеличивается доля магнезиально-железистых карбонатов - доломита-анкерита, анкерита, сидерита и появляется марганцовистый кальцит, а размеры метакристаллов-ромбоэдров их увеличиваются до 2...3 мм, вследствие чего порода приобретает порфиробластовую структуру на фоне лепидо-гранобластовой. Порода очищается от графита (графитоида) и становится светло-серой, зеленовато-светло-серой. Метасоматит тыловой зоны всегда массивен и сложен кварцем, серицитом с реликтовым мусковитом, карбонатами с примесью сульфидов, лейкоксена, рутила, апатита. Из минералов исходных пород в нем сохраняются частично кварц и ранний метаморфический мусковит.
Петрохимические черты околорудного метасоматизма повторяются в обеих метасоматических колонках (табл. 2, 3).
Как можно видеть на примере апогнейсового метасоматического ореола, (табл. 2), минеральные преобразования пород в периферийных внешней и хлоритовой зонах осуществляются в основном за счет внутренних (породных) ресурсов химических элементов, - удельная масса перемещенного вещества здесь не превышает 6...7 %. Можно констатировать лишь незначительный привнос на периферию ореола серы и углекислоты.
Значительные преобразования химического состава пород произошли во внутренних зонах, особенно в тыловой, где перемещено до половины всей массы химических элементов (43 и 45 %). Почти половина кремнезема и почти полностью натрий из пород удалены. Нестабильно поведение только глинозема и воды, хотя 50-процентное снижение массы глинозема в апогнейсовой колонке представляется скорее закономерным, чем случайным, поскольку в разрезе ореолов, исключая тыловую зону, содержание глинозема изменяется незначительно. Все остальные петрогенные компоненты поступили в ореолы извне в количествах, исключающих перераспределение между зонами. Дополнительные массы калия зафиксированы в сериците, серы - в сульфидах, углекислоты, кальция, магния, железа, марганца - в карбонатах, титана - в рутиле и лейкоксене, фосфора - в апатите.
3. Обсуждение результатов и выводы
Перераспределение в системе метасоматизма щелочей с заменой более сильным основанием калием более слабого основания натрия, поступление и фиксация в системе углекислоты и восстановлен-
Таблица 2. Изменение химических составов альмандин-двуслюдяного плагиогнейса и апогнейсовых метасоматитов в минеральных зонах околожильного метасоматического ореола Кедровского месторождения
Номер пробы. Минеральная зона и подзона Плотность породы. Расстояние от жилы, м Содержание: окислов в мас. % по данным химического анализа (первая строка), элементов в граммах в 1000 см3 породы (вторая строка). Величина изменения содержания (увеличение +, уменьшение -) элементов в % к их массе в 1000 см3 исходной породы (третья строка) Е (А)
бю2 Б1 А1А А1 К20 К №2О № С02 Скб СаО Са о ^ РеО Ре2+ Ре2О3 Ре3+ ТЮ2 Т1 Р2О5 Р МпО Мп Н2О+ Н О
К-603 ВНЕС 2,78 14,0 62,8 17,50 2,30 3,30 0,02 1,06 1,34 3,02 4,41 1,75 0,84 0,12 0,11 1,70 100,27
814 257 52,8 67,9 0,53 8,04 26,6 50,5 95,1 34,0 14,0 1,44 2,37 5,29 1351 2780,6
О Ч? □= К- В 2,85 1,4 59,90 17,50 3,70 1,45 0,01 0,54 1,12 3,22 6,17 2,34 0,72 0,28 0,08 2,48 99,51
798 264 87,5 30,6 0,27 4,21 22,8 55,3 137 46,6 12,3 3,50 1,73 7,91 1364 2835,7
-2 +2,8 +66 -55 -49 -48 -14 +10 +44 +37 -12 +143 -27 +50 +1 (7)
К-599 1 2,79 1,0 59,90 18,85 2,60 2,60 0,05 0,77 1,82 1,55 5,36 2,35 0,92 0,20 0,07 2,93 99,97
781 278 60,2 53,8 1,38 5,86 36,3 26,1 116 45,9 15,4 2,42 1,55 9,15 1355 2788,1
-4 +8,4 +14 -21 +160 -27 +36 -48 +22 +35 +10 +68 -35 +73 +0,3 (6)
К-598 ВНУ 2,89 0,3 31,40 9,05 2,80 0,14 0,41 14,6 10,5 15,6 6,97 2,71 1,60 0,86 0,15 1,24 98,03
424 138 67,2 3,01 11,9 115 217 272 156 54,8 27,8 10,9 3,37 4,01 1327 2832,0
-48 -46 +27 -96 2140 1330 +716 +439 +65 +61 +98 +653 +42 -24 -1,8 (45)
Примечание. Здесь и в табл. 3:1) ВНЕС, ВНЕУ - внешняя зона, подзоны соответственно слабого и умеренного изменения; 1, 2, ВНУ - хлоритовая, альбитовая, тыловая зоны; 2) петрохимические пересчеты выполнены по объемно-атомному методу; 3) А -удельная масса перемещенного (привнесенного и вынесенного) вещества в % к массе вещества исходной породы (пробы К-603 и К-402) в стандартном геометрическом объеме 1000 см3; 4) полные химические силикатные анализы горных пород выполнены в ЦЛ ПГО «Запсибгеология» (г. Новокузнецк) под руководством И.А. Дубровской
Таблица 3. Изменение химических составов углеродистых двуслюдяных полевошпат-кварцевых песчано-алевросланцев и апослан-цевых метасоматитов в минеральных зонах околожильного метасоматического ореола Кедровского месторождения
Номер пробы. Минеральная зона и подзона Плотность породы. Расстояние от жилы, м Содержание: окислов в мас. % по данным химического анализа (первая строка), элементов в граммах в 1000 см3 породы (вторая строка). Величина изменения содержания (увеличение +, уменьшение -) элементов в % к их массе в 1000 см3 исходной породы (третья строка) Е (А)
бю2 Б1 А12О3 А1 К2О К №2О № £ ^ СО2 Скб СаО Са о ^ РеО Ре2+ Ре2О3 Ре3+ ТЮ2 Т1 Р2О5 Р МпО Мп Н2О+ Н О
К-402 ВНЕС 2,69 4,5 77,26 12,73 0,64 4,96 0,00 0,18 0,84 0,30 1,42 0,66 0,31 0,03 0,05 0,35 99,73
971 181 14,3 99,0 0,00 1,32 16,2 4,88 29,7 12,4 5,01 0,36 1,00 1,05 1345 2682,2
К-401 2 2,77 2,0 62,73 13,07 2,18 3,22 0,25 3,53 1,10 3,40 5,31 2,84 0,55 0,12 0,22 2,27 100,79
806 190 49,7 65,8 6,92 26,5 21,6 56,3 113 54,6 9,14 1,44 4,74 6,97 1357 2769,7
-17 +4,9 +248 -34 + 1905 +33 1053 +282 +340 +82 +300 +374 +564 +0,9 (18)
К-400 ВНУ 2,89 1,0 44,13 12,91 3,26 0,32 0,09 11,8 7,68 5,28 7,24 1,38 0,50 0,22 0,20 5,18 100,19
595 197 77,9 6,87 2,61 92,6 158 91,8 162 27,9 8,67 2,78 4,47 16,7 1444 2888,3
-39 +8,8 +445 -93 + 6913 +880 1781 +447 +125 +73 +672 +347 1492 +7,4 (43)
ной серы в сочетании с минеральным составом метасоматитов внутренних и периферийных зон характеризует рассмотренные ореолы как отвечающие сочетанию пропилитовой и березитовой формаций, свойственному мезотермальным золотым месторождениям, в том числе тем из них, которые образованы в черносланцевых толщах. Последнее, помимо прочего, служит одним из признаков генетической однородности месторождений, образованных в черносланцевом и кристаллическом субстрате.
Вынос из тыловых зон формирующихся метасо-матических ореолов значительных масс кремнезема,
- до 600 кг из 1 м3 породы, обычно происходит, как это отмечалось ранее [1], в случае формирования ореолов в высококремнистой среде, но не всегда. Доказательства того, что это происходит не всегда, содержатся в самом Кедровском месторождении.
Промышленные жилы месторождения в большинстве своем (Шаманские, Осиновые, Промежуточные, Пинегинские, Жиганские и другие) зале-
гают в толще высококремнистых углеродистых по-левошпат-кварцевых и кварцевых сланцев, но не сопровождаются в зальбандах околожильными изменениями, отделяясь резкой границей от вмещающих черных сланцев. Чтобы понять причины этого, надо учесть «поведение» кварца и кремнезема в кислотных и щелочных средах. В первом случае кварц не растворяется, во втором - кремнезем кварца легко переходит в раствор [7].
Отложению в апосланцевых березитах значительной, до нескольких десятков %, массы карбонатов должно было предшествовать растворение основного минерала сланцев - кварца как средство высвобождения пространства для карбонатов. Поскольку это могло произойти только под воздействием щелочных растворов, следует принять, что ранние растворы были щелочными, а нагрузившись кремнеземом, охлаждаясь, трансформировались в кислотный режим. Последнее обусловило массовое отложение кремнезема в аккумулировав-
ших растворы трещинах и образование кварцевых жил. Кислотные растворы были не способны взаимодействовать с существенно кварцевыми породами в стенках трещин, вследствие чего породы здесь не несут признаков околожильных изменений. Вероятно, главным источником кремнезема для образования кварцевых жил месторождения служили закартированные в месторождении на всех участках мощные (до десятков метров) залежи апослан-цевых и апогнейсовых березитов и березитоидов, из которых растворы транспортировали кремнезем в возникавшие трещинные полости. Дополнительным источником кремнезема для образования кварцевых жил служили полевые шпаты разных пород, при разложении которых уже кислотными растворами и замещении серицитом высвобождался кремнезем. Из сильно пересыщенных кремнеземом относительно кварца растворов кристаллизовался метастабильный кристобалит, который позднее превращался в кварц [8, 9]. Если это было так, а иной вариант реконструкции процесса не просматривается, следует считать, что поступавшие из очагов генерации флюиды были стерильны в отношении кремнезема, но отнюдь не насыщены им до состояния рассолов, как это следует из [10-13].
Образование контрастных аномалий фемофиль-ных элементов (Р, И, М§, Мп, Fe) в апогнейсовых и апосланцевых березитах дополняет картину фем-офильной специализации, свойственной также апо-диоритовым, апогаббровым березитам (лиственитам) и внутридайковым аподолеритовым метасоматитам месторождения [2, 4]. Оно согласуется с контролем оруденения глубинными, выполненными дайками
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Кучеренко И.В. О фосфор-магний-титановой специализации золотоносных березитов // Доклады РАН. - 1987. - Т 293. -№ 2. - С. 443-447.
2. Кучеренко И.В. Теоретические и прикладные аспекты изучения геохимии титана, фосфора, магния в мезотермальных золотых месторождениях. Ч. 1 // Известия Томского политехнического университета. - 2004. - Т. 307. - № 2. - С. 49-55.
3. Кучеренко И.В. Теоретические и прикладные аспекты изучения геохимии титана, фосфора, магния в мезотермальных золотых месторождениях. Ч. 2 // Известия Томского политехнического университета. - 2004. - Т. 307. - № 3. - С. 35-42.
4. Кучеренко И.В. Околорудный метасоматизм как критерий генетической однородности мезотермальных золотых месторождений, образованных в черносланцевом и несланцевом субстрате // Известия Томского политехнического университета.
- 2005. - Т. 308. - № 1. - С. 9-15.
5. Кучеренко И.В. Концепция мезотермального рудообразования в золоторудных районах складчатых сооружений южной Сибири // Известия Томского политехнического университета. -2001. - Т 304. - № 1. - С. 182-197.
6. Рыцк Е.Ю., Амелин Ю.В., Крымский Р.Ш. и др. Байкало-Муй-ский пояс: возраст, этапы формирования и эволюция корооб-разования (и-РЬ и Sm-Nd изотопные свидетельства) // Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма: Матер. 32готектонич. совещ. - М.: 1999. - Т. 2. - С. 93-95.
долеритов, в том числе внутрирудными флюидопро-водниками [2], разломами. Поскольку титан и фосфор наиболее подвижны в щелочных средах, поступление их в блоки рудообразования обеспечивается щелочным режимом ранних металлоносных растворов, трансформация которых в кислотные обусловила массовое отложение этих элементов.
В отличие от соседнего Ирокиндинского месторождения, околожильные золотоносные березиты которого обогащены элементами триады (P, Ti, Mg) в непосредственном обрамлении рудоконтролирующего глубинного разлома - восточного шва Килянской зоны глубинных разломов, содержания которых сменяются кларковыми по мере удаления от разлома [1], в Кедровском месторождении фем-офильными элементами обогащены околорудные метасоматиты на всей его территории. Это объясняется приуроченностью месторождения к широкому субмеридиональному поясу выполненных дайками-флюидопроводниками долеритов тектонических швов - составляющих рудоконтролирующей Тулдуньской зоны глубинных разломов.
Учитывая геохимический профиль обсуждаемых элементов, тесные парагенные связи их с ба-зитовыми, щелочно-базитовыми и щелочными магмами [12], факт поступления фемических элементов при образовании мезотермальных золотых месторождений с металлоносными растворами по зонам глубинных разломов и в чередовании с умеренно щелочными базитовыми расплавами служит дополнительным указанием на участие в растворах компонентов мантии и наиболее вероятную генерацию растворов в мантийных магматических очагах.
7. Сахарова М.С., Ряховская С.К., Турчкова А.Г. Посткристалли-зационные преобразования золото-кварцевых агрегатов в гидротермальных условиях (экспериментальные данные) // Геохимия. - 1999. - № 5. - С. 486-493.
8. Zaraisky G.P. The influence of acidic fluoride and chloride solutions on the geochemical behaviour ofAl, Si and W // Fluids in the Crust: Equilibrium and Transport Properties. - London: Chapman and Hall, 1995. - P. 139-162.
9. Алексеев В.А., Балашов В.Н., Зарайский Г.П. Кинематика и моделирование взаимодействия раствор-порода // Петрология. - Т. 5. - № 1. - С. 42-50.
10. Маракушев А.А. Проблема рудоносности гранитов // Геология рудных месторождений. - 1984. - Т. 26. - № 5. - С. 3-15.
11. Маракушев А.А., Граменицкий Е.Н., Коротаев М.Ю. Петрологическая модель эндогенного рудообразования // Геология рудных месторождений. - 1983. - № 1. - С. 3-21.
12. Сук Н.И. Поведение рудных элементов в расслаивающихся силикатно-солевых системах // Петрология. - 1997. - Т. 5. - № 1.
- С. 23-31.
13. Чевычелов В.Ю. Распределение полиметаллов между гранито-идным расплавом, флюидно-солевой и флюидной фазами // Доклады РАН. - 1992. - Т. 325. - № 2. - С. 378-381.
Поступила 22.01.2007г.
