CC BY
54
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Зеге Э.П., Иванов А.П., Кацев И.Л. Перенос изображения в рассеивающей среде. - Минск: Наука и техника, 1985. - 328 с.
2. Иванов А.П., Лойко В.А. Оптика фотографического слоя. -Минск: Наука и техника, 1983. - 304 с.
3. Горячев Б.В., Могильницкий С.Б. Некоторые особенности переноса излучения в пространственно ограниченных диспер сных средах // Известия Томского политехнического университета. - 2000. - Т. 303. - № 3. - С. 91-104.
УДК 553.411.071.242.4+550.4
МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ЧЕРТЫ ОКОЛОРУДНОГО МЕТАСОМАТИЗМА В ВЕРХНЕ-САКУКАНСКОМ ЗОЛОТОРУДНОМ МЕСТОРОЖДЕНИИ (СЕВЕРНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ). Ч. 1. Геологическое строение месторождения и идентификация рудовмещающих изверженных пород
И.В. Кучеренко
Томский политехнический университет E-mail: [email protected]
Продолжено обсуждение в сравнительном аспекте природы геохимических полей в мезотермальных месторождениях золота, образованных в черносланцевом и кристаллическом субстрате. Показано соотношение околожильных метасоматических и геохимических ореолов для случая междужильного пространства слабозолотоносных кварцевых жил на примере Верхне-Сакукан-ского месторождения Северного Забайкалья, локализованного в юго-западном раннепротерозойском обрамлении Чарского выступа архейского фундамента - западного фрагмента Алданского щита.
В первой части статьи рассмотрены геологическое строение месторождения, минеральный состав руд. На основе изучения минерального состава и строения горных пород с привлечением оригинальных химических силикатных анализов и петрохимиче-ских расчетов вмещающие рудные тела плутонические породы раннепротерозойского кодарского комплекса диагностированы как роговообманково-биотитовые кварцевый диорит и кварцевый монцонит.
Во второй части статьи впервые описана минералого-петрохимическая зональность околожильных метасоматических ореолов, доказывается принадлежность их к березитовой метасоматической формации, а месторождения - к золотой субформации зо-лото-уран-полиметаллической березитовой рудной формации. Приведены геохимические материалы, раскрывающие распределение на околокларковых уровнях содержаний рудогенных элементов (Au, Ag, Hg и др.) в междужильном пространстве, обосновывается генетическая связь околожильных геохимических ореолов с околожильными метасоматическими в рамках мезотермального рудообразующего процесса позднепалеозойской эпохи. Полученные результаты согласуются с выводами о структуре и условиях образования геохимических полей, сделанными ранее в других мезотермальных золотых месторождениях черносланцевого и несланцевого типов.
Введение
В теории мезотермального рудообразования существуют проблемы, которые в силу недостаточной разработанности, но высокой теоретической и прикладной значимости требуют дальнейшего анализа, обсуждения и решения. В приложении к золоторудным месторождениям при значительных достигнутых до сего времени знаниях физико-химических и термодинамических режимов образования минеральных комплексов руд и околоруд-ных метасоматитов выделяется дискуссионная проблема обусловленности рудообразования более масштабными геологическими процессами. Обилие на сей счет многовариантных решений и, как следствие, гипотез отражает, как представляется, не столько многообразие возможных геологических режимов и ситуаций образования месторождений, источников металлоносных растворов и металлов в них, сколько дефицит и, как это ни прискорбно признать, игнорирование уже известных достоверных фактов, если они «неудобны» для обсуждаемой гипотезы, - не вписываются в нее или противоречат ей.
Примером тому служит многолетняя дискуссия на тему о происхождении крупнейшего Сухолож-ского и других подобных месторождений, локализованных в толщах углеродистых сланцев. Совокупность фактов, показывающих вещественно-геолого-генетическую однородность этих месторождений с мезотермальными месторождениями золота, образованными в любом ином, в том числе кристаллическом субстрате [1, 2], по-прежнему находится в работах многих исследователей за рамками обсуждения проблемы. К числу таких фактов относятся, например, пространственно-времен-ньге соотношения руд, околорудных метасомати-тов и магматических пород основного состава. Контролирующий рудные тела Сухого Лога Када-ли-Сухоложский глубинный разлом насыщен ба-зитовыми дайками (диабазами) [3] одного с рудами возраста [4], среди которых ранее были выделены дожильные и послежильные [5]. В составе дожиль-ных даек участвуют наложенные минеральные ассоциации, представляющие околожильные мета-соматические изменения березитового профиля, послежильных - специфические наборы эпигене-
тических минералов (биотита, амфиболов и др.), которые квалифицированы как продукты внутри-дайкового, не выходящего за пределы даек, метасоматизма, обусловленного аккумуляцией в горячих еще дайках струй поднимающихся из очагов генерации металлоносных растворов.
Аналогичные метасоматически измененные, в том числе внутрирудные и позднерудные дайки-флюидопроводники долеритов, известны в Советском и других золоторудных месторождениях Енисейского кряжа, обнаружены и изучены в разновозрастных месторождениях Мариинской тайги, Южного Прибайкалья, Северного Забайкалья, образованных в вулканических толщах, ультраметаморфи-ческом субстрате архейского фундамента и палеозойских очагово-купольных построек, гранитоидах, толщах допалеозойских углеродистых сланцев [1]. Эти и другие факты свидетельствуют о реализации рудообразующих процессов в условиях высокой флюидно-магматической активности мантии и, с учетом способности водно-газовых флюидов экстрагировать из расплавов соединения металлов [6 и др.], укладываются в магматогенно-гидротермальную концепцию рудообразования [7]. С позиций же ме-таморфогенно-гидротермальной концепции такого рода соотношения базитов и руд надо было бы как-то объяснить, чего до сих пор не сделано.
Усилия участвующих в разработке проблемы ру-дообразования в черносланцевом субстрате специалистов по традиции времен популярности лито-раль-секреционной гипотезы начала ХХ столетия сфокусированы на изучении золотоносности вмещающих черных сланцев. Популярный среди сторонников метаморфогенно-гидротермальной концепции взгляд на черносланцевые толщи как доноры золота при рудообразовании опирается на те результаты геохимических исследований, согласно которым черные сланцы обладают повышенной и даже высокой, до граммов на тонну, дорудной золотоносностью [8-12 и др.]. Это рассматривается как необходимая и достаточная предпосылка (условие) рудообразования. Альтернативные оценки доруд-ной золотоносности тех же рудовмещающих сланцев на уровне первых мг/т [13, 14 и др.], означающие признание синрудного обогащения золотом и другими металлами околорудного пространства, при этом не обсуждаются. В том редком случае, когда один из авторов оценки низкой золотоносности сланцев предпринял попытку объяснить ее, обсуждение геологических причин рудообразования не вышло за рамки односторонне-узкого геохимического подхода и обоснование ее свелось к предположению о высокой дорудной золотоносности сланцев, обедненных металлом вследствие перео-тложения его из них в рудные тела [15].
Ныне, после многих десятилетий геохимических исследований в золоторудных районах сланцевого типа, оценка дорудной золотоносности, а, следовательно, донорского потенциала пород остается по-прежнему противоречивой. Как отмечалось ранее [16], причина заключается в использовании ме-
тодов поисковой геохимии, которые обеспечивают получение информации об итоговой металлонос-ности вмещающего и окружающего субстрата, но не способны раскрыть геологическую историю металлов в них и не предназначены для решения данной генетической проблемы. Корректное решение ее возможно посредством детального минералого-петрохимического и геохимического картирования слагающих рудные поля пород, формирования многоуровневой системы геохимических выборок, основу которых составляют минеральные комплексы, отвечающие этапу первоначального образования пород и этапам их последующих изменений, включая этап рудообразования.
Данный подход в многоплановом анализе факторов рудообразования реализуется автором в сравнительном аспекте. Поиски возможного геохимического своеобразия рудовмещающих черносланцевых толщ сравнительно с иным, кристаллическим, вулканическим субстратом осуществляется посредством сравнения структуры и параметров геохимических полей в том и другом случае с дифференциацией околорудного пространства в зависимости от промышленных параметров руд. Результаты отчасти опубликованы [16-21 и др.].
В статье продолжена публикация материалов, раскрывающих минералого-петрохимические черты околожильного метасоматизма и распределение геохимически связанных в рудах металлов (Аи, А§, И и др.) в околожильном пространстве для случая низкой на доступных для изучения уровнях золотоносности локализованных в кристаллических породах кварцевых жил на примере Верхне-Сакуканско-го золоторудного месторождения Северного Забайкалья, - объекта, ранее не описанного в литературе.
Полные химические силикатные анализы горных пород выполнены в ЦЛ ПГО «Запсибгеология» (г. Новокузнецк) под руководством И.А. Дубровской. Содержания золота и серебра определялись базовым (весь массив проб) атомно-абсорбционным методом с чувствительностью 0,1 мг/т в лаборатории ядерно-физических методов анализа ОИГГиМ СО РАН (г. Новосибирск, аналитик В.Г Цимбалист), для контроля (15 % проб) - нейтронно-активационным (чувствительность 0,1 мг/т) в лаборатории ядернофизических методов анализа при ядерном реакторе Томского политехнического университета (аналитик В.Л. Чесноков), химико-спектральным (чувствительность 0,3 мг/т) в ЦЛ ПГО «Читагеология». Оценка сходимости результатов приведена в [18]. Отметим, что средняя относительная ошибка (о) по разностям двойных измерений содержания Аи первым и вторым методами составляет 23 %, первым и третьим методами 50 %. По данным внутреннего контроля определения методом атомной абсорбции содержания Аи о не превышает 23 %, содержания А - 14 %. Содержание в горных породах ртути определялось атомно-абсорбционным методом (чувствительность 1,0 мг/т), цветных металлов - спектральным методом в ЦЛ ПГО «Березовгеология» (г. Новосибирск) под руководством Н.А. Чарикова.
Краткий очерк геологического строения и минерального состава руд Верхне-Сакуканского месторождения
Верхне-Сакуканское месторождение кварцевожильного типа открыто в 1950 г. П.Е. Луненком и расположено в правом борту нижнего течения левого притока р. Чары в верхнем ее течении - р. Верхний Сакукан, берущей начало на приводораздельных склонах Кодарского хребта (рис. 1). Детальными поисковыми работами в сложных геоморфологических условиях крутосклонного (до 60°) с многочисленными отвесными скалами, курумами, кедровым стлаником рельефа обнаружено и прослежено 20 кварцевых жил, большинство которых оценивалось в 1951-1953 гг. с проходкой канав, расчисток, глубоких (до 10 м) наклонных шурфов и штольни (по Главной жиле) длиной 83 м.
многочисленные зеркала скольжения на стенках трещин, раздувы и пережимы как результат скольжения их висячего и лежачего боков, глинку трения. Рудовмещающие разломы пересекаются редкими поперечными нарушениями с амплитудами смещения до нескольких метров.
+
Аз. 270° . .
.+ + + + + + + +
+ + + + -н
ПК
Аз. пад. 260^50° 0 0,2 0,4 0,6 0,8 м
+ +
Га* Г.
кварцевый диорит к°дарск°г° комплекса (ранний протерозой)
ап°ди°рит°вый березит с реликтами альбита
аподолеритовый лиственит и лиственитизированный долерит с реликтами альбита (дайка)
к
. сульфидно-кварцевая линза Гглавной рудовмещающей
структуры и сульфидно-кварцевые прожилки
\ X...
Ул.
Рис. 1. Схема расположения рудных месторождений Северного Забайкалья. Месторождения: 1) Верхне-Сакуканское золоторудное, 2) Удоканское серебро-медное, 3) Чинейское титано-магнетитовоег 4) Катугинское редкометальное. Пунктиром показана трасса БАМ
Месторождение приурочено к юго-западному раннепротерозойскому обрамлению Чарского выступа архейского фундамента - западного фрагмента Алданского щита. Рудовмещающие разломы протяженностью до многих сотен м и мощностью до 2,5 м ориентированы в субмеридиональном направлении с падением под пологими (до 45°) углами на запад, залегают в крупном массиве средне-кислых плутонических пород кодарского комплекса, возраст которого составляет 1780±30 и 1900±40 млн л [22], 1,70...1,76 млрд л [23]. В магматических породах известны редкие дайки аплита, пегматита, гидротермально измененного (биотит, хлориты, серицит и др.) долерита. Дорудные дайки последнего служат локализаторами некоторых рудовмещающих нарушений (рис. 2), несущих признаки сколового происхождения, - плавное изменение ориентировки,
тектонические нарушения с зеркалами скольжения
трещины сланцеватости и дробления
Рис. 2. Залегание Главной рудовмещающей структуры и кварцевой линзы в дайке долерита. Вертикальный разрез, устье штольни № 1
Сульфидно-карбонатно-кварцевое выполнение разломов линзовидно-прерывистое и достигает мощности 2 м при протяженности линз до многих десятков м. В большинстве разломов насчитывается несколько линз, разделенных «проводниками» или интервалами тонкорассланцованных и дробленых пород. В интервалах, переходных от раздувов к пережимам, составляющий основу жильного выполнения ранний молочно-белый, беловато-серый зернистый кварц разбит системой субпараллельных разломам сколовых трещин, которые в основном контролируют размещение поздней золото-сульфидной минерализации и карбонатов. Объем сульфидов и карбонатов от общего объема жильного выполнения не превышает соответственно 1 и 10 %.
Минеральный состав руд, термодинамические и физико-химические режимы рудообразования пока не исследованы. Среди сульфидов диагностированы пирит, арсенопирит (редок), пирротин, сфалерит, галенит, халькопирит, блеклая руда, перечисленные, судя по структурным соотношениям, в последовательности их отложения. Золото выделялось в твердую фазу частично совместно с ранними пиритом и арсенопиритом, образуя в них тончайшую эмульсионную вкрапленность, в основном - одновременно с галенитом, халькопиритом и блеклой рудой в форме разномасштабных включений, в том числе
сравнительно крупных (до 1...2 мм). Карбонаты представлены ранним и поздним кальцитом, поздними анкеритом и сидеритом.
Содержание золота в кварцевых линзах неравномерное при коэффициенте вариации не более 150. На протяжении многих метров оно не превышает долей - первых г/т, в локальных участках -рудных гнездах увеличивается до первых десятков г/т. Золото-серебряное отношение в рудах по данным атомно-абсорбционного и пробирного анализов 23 проб составляет 0,38.
По данным радиологических определений месторождение образовано 285±5 млн л назад [24, пробы с индексом ВС - ...].
Идентификация рудовмещающих магматических
пород
На участке локализации кварцевых жил плутонические породы кодарского комплекса представлены двумя видами - кварцевым диоритом и кварцевым монцонитом, пространственно-временные соотношения которых остаются пока неясными. На фоне общего пестро-серого цвета породы различаются по слабо локально выраженному розоватому оттенку кварцевого монцонита, обусловленному участием в его составе щелочного полевого шпата (до 15 %). Текстура пород массивная, структура гипидиоморфная разнозернистая с размерами основной массы кристаллов магматического этапа образования до 7 мм.
К числу главных минералов относятся известково-щелочные и щелочные полевые шпаты (до 55 %), роговая обманка и биотит (в сумме до 30 %), голубоватый кварц (до 15 %). Второстепенные представлены авгитом, акцессорные - магнетитом, цирконом, апатитом. Породы в междужильном пространстве гидротермально изменены, в том числе слабо; состав вторичной минерализации приведен в части 2 статьи.
Плагиоклазы присутствуют в форме крупных идиоморфных удлиненно-таблитчатых со сложной конфигурацией торцовых границ кристаллов или сростков коротко-призматических зерен основного олигоклаза-андезина (от № 30 до № 42). Зональность в них выражена слабо. В кварцевом монцо-ните обычны реликты плагиоклазов размером в десятые-сотые доли мм, включенные в крупные ксе-
номорфные выделения ортоклаз-пертита при эпизодическом участии микроклин-пертита.
Среди темноцветных минералов авгит наиболее ранний и сохранился в форме мелких (до десятых долей мм) зерен в обрамлении обыкновенной роговой обманки или биотита. Последний заметно преобладает сравнительно с роговой обманкой, которая представлена тремя разновидностями - генерациями. Ранняя генерация образует крупные кристаллы, сростки кристаллов бурого цвета (-2Г=68°, C:Ng=24°, N$=1,668, Лр=1,б4б), частично отороченные густо-зеленой, сине-зеленой роговой обманкой второй генерации (-2Г=74°, С:^=23°, N=1,690, Лр=1,675). Зеленая роговая обманка встречается и в форме самостоятельных крупных кристаллов, имеющих «рваный» облик и пойкилитовое строение. Мелкие, до десятых долей мм, удлиненные разноориентированные кристаллы бледно-зеленой роговой обманки третьей генерации образуют агрегаты в срастании с мелкозернистым кварцем и мелкочешуйчатым красно-бурым биотитом. Крупные чешуйки, вероятно, ран-
Ыа20+К20, мас.%
Рис. 3. Положение магматических пород кодарского комплекса в координатах Б102 - Ша-20+К-20}: а) нижняя граница распространения химических составов магматических пород, б) нижняя граница распространения химических составов умеренно щелочных магматических пород, в) граница распространения кварца >5 %, г) границы разделения магматических пород на группы с «полями неопределенности». Области распространения: 1) габброидов, 2) умеренно щелочных габброидов, 3) диоритов, 4) умеренно щелочных диоритов - монцонитов, 5) кварцевых диоритов, 6) умеренно щелочных кварцевых диоритов - кварцевых монцонитов, 7) гранодиоритов, 8) кварцевых сиенитов, 9) низкощелочных гранитов, 10) гранитов, 11) умеренно щелочных гранитов. Границы распространения областей пород заимствованы из [25]
Таблица. Химические составы магматических пород кодарского комплекса вне и в подзоне слабого изменения внешней зоны околожильных метасоматических ореолов Верхне-Сакуканского золоторудного месторождения
Расстояние от золоторудных жил, м Содержание, мас. % Е
БЮ2 ДЬОз К2О №20 Б сульфид. СО2 СаО МдО Fe0 Fe20з ТЮ2 МпО Р2О5 Н20+
3,5 59,52 14,16 1,87 3,22 0,18 0,04 4,61 1,30 8,81 2,43 1,61 0,09 0,50 1,85 100,19
2,2 59,92 14,70 2,00 3,50 0,16 0,09 4,47 1,20 7,20 2,86 0,97 0,14 0,37 1,84 99,42
1,4 61,88 13,63 3,00 3,04 0,09 0,09 4,19 1,20 6,31 2,49 1,22 0,09 0,40 1,72 99,35
1,2 62,82 14,06 3,56 3,20 0,15 0,36 3,35 1,20 5,88 2,37 1,12 0,12 0,31 1,05 99,55
0,8 62,95 14,70 4,30 3,14 0,25 0,27 3,21 1,40 5,36 2,11 1,00 0,05 0,31 0,39 99,44
0,8 62,23 14,30 3,80 3,14 0,13 0,13 3,49 1,00 5,80 2,14 1,08 0,05 0,35 1,57 99,21
него красно-бурого биотита первой генерации с заливообразными вдоль спайности торцовыми границами и также нередко с пойкилитовым строением замещают роговую обманку обеих генераций.
Na2O
(MgO+FeO+Fe2O3)
Рис. 4. Положение магматических пород кодарского комплекса в координатах Na2O/K2O - Al2O3/(MgO+FeO+Fe2O3). Серия, глиноземистость: 1) калиевая, высокоглиноземистые, 2) калиево-натриевая, высокоглиноземистые, 3) калиевая, весьма высокоглиноземистые, 4) калиево-натриевая, весьма высокоглиноземистые. Границы полей серий и коэффициента глиноземистости заимствованы из [2В]
Помимо мелкозернистых агрегатов кварцу свойственны скопления сравнительно крупных, до 2...3 мм, ксеноморфных зерен, заполняющих промежутки между выделениями перечисленных минералов и имеющих с ними реакционные соотношения.
Химические составы пород приведены в таблице. Как можно видеть на 7А£-диаграмме (рис. 3), фигуративные точки пород рассредоточены в верхней половине поля кварцевых диоритов при том, что часть точек приближена к линии раздела средних пород нормального ряда и умеренно щелочных. Очевидно, эта линия имеет свою обрамляющую ее «зону неопределенности», поскольку принадлежность пород к кварцевому монцониту (верхняя группа точек) при прочих показателях отвечающего ему химического состава доказывается участием в породах щелочных полевых шпатов, отсутствующих в кварцевом диорите (нижняя группа точек).
Оба вида принадлежат к калиево-натриевой пе-трохимической серии с большей величиной нат-рий-калиевого отношения в кварцевых диоритах (рис. 4). Показатель лейкократовости тех и других пород близок и отвечает высокоглиноземистым разновидностям. Показатель фемичности кварцевых монцонитов укладывается в интервал 9,87.10,57, кварцевых диоритов - 11,22.14,15. При низкой магнезиальности пород обоих видов (табл.) увеличение значений этого показателя в кварцевых диоритах обусловлено более высокими содержаниями в них закисного железа и титана сравнительно с кварцевыми монцонитами.
В итоге породы идентифицированы как рогово-обманково-биотитовые кварцевый диорит и кварцевый монцонит.
Во второй, завершающей статью части рассмотрены структура околожильных метасоматических ореолов, распределение рудогенных элементов в междужильном пространстве месторождения и обсуждаются полученные результаты.
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. Теоретические и прикладные аспекты изучения геохимии титана, фосфора, магния в мезотермальных золотых месторождениях. Ч. 2 // Известия Томского политехнического университета. - 2005. - Т. 307. - № 3. - С. 35-42.
3. Синцов А.В. Роль Кадали-Сухоложского разлома в размещении золотого оруденения (Ленский золотоносный район) // Доклады АН СССР. - 1974. - Т. 218. - № 4. - С. 916-918.
4. Рундквист И.К., Бобров В.А., Смирнова Т.Н. и др. Этапы формирования Бодайбинского золоторудного района // Геология рудных месторождений. - 1992. - Т. 34. - № 6. - С. 3-15.
5. Кондратенко А.К., Шер С.Д. Метасоматические изменения жильных пород в Ленской золотоносной области и их возможное значение с точки зрения золотоносности // Вопросы геологии месторождений золота и золотоносных районов. - М.: ЦНИГРИ, 1968. - С. 312-314.
6. Коржинский М.А., Ткаченко С.И., Бочарников Р.Е. и др. Магматическая дегазация и минералообразование на вулкане Кудрявый (о. Итуруп, Курильские острова) // Эксперименталь-
ное и теоретическое моделирование процессов минералообра-зования. - М.: Наука, 1998. - С. 143-168.
7. Кучеренко И.В. Концепция мезотермального рудообразования в золоторудных районах складчатых сооружений Южной Сибири // Известия Томского политехнического университета. -2001. - Т. 304. - № 1. - С. 182-197.
8. Буряк В.А., Гончаров В.И., Сидоров А.А. и др. Генетические и минерально-морфологические типы крупнообъемных месторождений золота в углеродистых толщах // Золото Сибири: Труды II Междунар. симп., г. Красноярск, 4-6 декабря 2001 г. -Красноярск: КНИИГГиМС, 2001. - С. 24-26.
9. Вилор Н.В., Кажарская М.Г., Меньшиков В.И. и др. Химические корреляции распределения золота, сурьмы и мышьяка в черносланцевой формации // Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков: Матер. Всерос. научн. конф., по-свящ. 10-летию РФФИ, г. Иркутск, 1-4 октября 2002 г. - Иркутск: ИЗК СО РАН, 2002. - С. 187-188.
10. Буряк В.А., Гончаров В.И., Горячев Н.А. и др. О соотношении кварцево-жильной золотой и вкрапленной золото-сульфидной минерализаций с платиноидами в черносланцевых толщах // Доклады РАН. - 2005. - Т. 400. - № 1. - С. 56-59.
11. Петров В.Г. Условия золотоносности северной части Енисейского кряжа. - Новосибирск: Наука, 1974. - 138 с.
12. Лобанов М.П., Синцов А.В., Сизых В.И. и др. О генезисе продуктивных «углистых» сланцев Ленского золотоносного района // Доклады РАН. - 2004. - Т. 394. - № 3. - С. 360-363.
13. Горжевский Д.И., Зверева Е.А., Ганжа ГБ. Углеродсодержащие терригенные формации с золото-сульфидным оруденением // Советская геология. - 1988. - № 9. - С. 113-121.
14. Сазонов А.М. Минералого-геохимические признаки метамор-фогенного генезиса золотого оруденения Средней Сибири // Критерии отличия метаморфогенных и магматогенных гидротермальных месторождений. - Новосибирск: Наука, 1985. -С. 47-53.
15. Буряк В.А. Состояние и основные нерешенные вопросы теории метаморфогенного рудообразования // Региональный метаморфизм и метаморфогенное рудообразование. - Киев: Нау-кова думка, 1984. - С. 43-50.
16. 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.
17. Кучеренко И.В. Петрогеохимические особенности рудообразования в сланцевых толщах // Разведка и охрана недр. - 1986.
- № 12. - С. 24-28.
18. Кучеренко И.В., Орехов Н.П. Золото, серебро, ртуть в золото-
носных апогнейсовых и апосланцевых околорудных метасома-тических ореолах березитовой формации // Известия Томского политехнического университета. - 2000. - Т. 303. - № 1. - 25.
С. 161-169.
19. 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.
20. Кучеренко И.В. Минералого-петрохимические и геохимические черты околорудного метасоматизма в Западном золоторудном месторождении (Северное Забайкалье) // Известия Томского политехнического университета. - 2005. - Т. 308. -№ 5. - С. 32-40.
21. Кучеренко И.В. Минералого-петрохимические и геохимические черты гидротермального метасоматизма в метаморфических толщах черных сланцев на примере мухтунной свиты (Северное Забайкалье) // Петрология магматических и метаморфических комплексов: Матер. Всерос. петрогр. конф., г. Томск, 24-26 ноября 2005 г - Вып. 5. - Т. 2. - Томск: ЦНТИ, 2005. - С. 263-267.
22. Рублев А.Г., Мурина ГА., Чухонин А.П. и др. Геохронология раннепротерозойского гранитоидного магматизма Кодаро-Удокан-ской зоны // Геология и геофизика. - 1987. - № 6. - С. 30-39.
23. Ларин А.М., Немчин А.А., Крымский Р.Ш. и др. Sm-Nd-изото-пные ограничения на генезис гранитов рапакиви кодарского комплекса (западная часть Алдано-Станового щита) // Доклады РАН. - 1999. - Т. 369. - № 2. - С. 251-253.
Кучеренко И.В. Позднепалеозойская эпоха золотого оруденения в докембрийском обрамлении Сибирской платформы // Известия АН СССР. Сер. геол. - 1989. - № 6. - С. 90-102. Андреева Е.Д., Баскина В.А., Богатиков О.А. и др. Магматические горные породы. - Ч. 2. - М.: Наука, 1985. - 767 с.
УДК 550.84:553.7
ОБ ИСТОЧНИКАХ ВЕЩЕСТВА ЗОЛОТОРУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ И ИХ ВОДНЫХ ПОТОКОВ РАССЕЯНИЯ
Б.И. Шестаков
Амурский государственный университет, г. Благовещенск E-mail: [email protected]
На основе сопоставления разностей кларков рудовмещающих пород с кларками гранитов установлено, что в золоторудных месторождениях и их водных потоках встречаются только те элементы, для которых эта разность положительна. Высокая корреляция значений этих разностей с аномальными содержаниями элементов в рудах и водных потоках рассеяния показывает, что источником этих элементов являются вмещающие горные породы. Наличие в структуре всех изученных месторождений полей гранитизации показывает, что извлечение элементов из вмещающих пород происходит в результате их гранитизации. Предполагается, что перенос элементов осуществляется поровыми растворами, а их отложение - в результате неравновесного состояния между поровыми и гравитационными водами.
Собранные в процессе гидрогеохимических исследований в Приамурье комплексные материалы позволили выдвинуть ряд предположений, касающихся источников вещества золоторудных месторождений и их водных потоков рассеяния в Амурской области.
Удивительное сходство минерального состава каждого формационного типа золоторудных месторождений во всех золоторудных провинциях мира неизбежно заставляет предположить, что существует какой-то общий, глобальный процесс, контролирующий это явление.
Наиболее общая закономерность для золоторудных месторождений - их тесная связь с гранитоида-ми. Она установлена еще в средневековье (см. напр. [1]) и регулярно активно обсуждается до сих пор.
Естественно предположить, что упомянутый выше процесс следует искать именно в системе граниты - золоторудные месторождения.
Более чем 30-летние исследования рудных месторождений Приамурья дали автору большой материал, свидетельствующий о широком развитии метасоматической гранитизации в этом регионе, где площадь гранитоидов занимает более полови-
