CC BY
29
УДК 550.41+550.42+553.065.2:546.81
НОВЫЕ ДАННЫЕ О ЗОЛОТОНОСНОСТИ ГРАНИТОИДОВ АНГАРО-ВИТИМСКОГО БАТОЛИТА (ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)
В.К. Хрусталев1
Геологический институт СО РАН, 670047, Россия, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а.
Впервые выделены золотоносные автохтонные гранитоиды в составе баргузинского комплекса в юго-восточной части Ангаро-Витимского батолита. Предлагается использовать эти данные при прогноз-но-металлогенических исследованиях территории региона на благородные металлы.
Библиогр. 10 назв. Ил. 6. Табл. 4.
Ключевые слова: Ангаро-Витимский батолит; автохтонные и аллохтонные гранитоиды; золоторудные метасоматиты; золотоносные гранитоиды; очагово-купольная структура; инфильтрационный и диффузионный метасоматоз; Западное Забайкалье.
NEW DATA ON GOLD MINERALIZATION OF GRANITOIDS FROM ANGARA-VITIM BATHOLITHS (WESTERN TRANSBAIKALIA)
V.K. Khrustalev
Geological Institute, SB RAS, 6a Sakhyanova St., Ulan-Ude, Russia, 670047.
Autochthonic garanitoids of Barguzin complex with gold mineralization are first found out in south-eastern past of the Angara-Vitim batholiths. These data will be used for expected metallogenic researches of the area for noble metals.
10 sources. 6 figures. 4 tables.
Key words: Angara-Vitim batholiths; autochthonic and allochthonic granitoids; metasomatic rocks with gold mineralization; granitoids with gold mineralization; chamber-dome structure; infiltration and diffusion metasomatism; Western Transbaikalia.
Одним из самых удивительных геологических объектов Западного Забайкалья является Ангаро-Витимский батолит, который по масштабам проявления (130 тыс. км2), превосходит все самые крупные гранитные плутоны мира [1, 4]. Гранитоиды батолита являются основным геологическим фоном, на котором разворачивается вся картина фа-нерозойского петрогенеза. В течение пятидесятилетнего периода изучения гранитоидов батолита собран огромный банк геологической информации и все же наиболее принципиальные вопросы их геолого-структурного положения, вещественного состава, возраста, генезиса, объема и механизма формирования к настоящему времени остаются остро дискуссионными. Что касается
оценки рудообразующего потенциала массивов гранитоидов, слагающих батолит, в пределах которых разведаны месторождения Бп, Мо, Ве, и, РЬ, 2п, Аи, А§, то имеющиеся данные по этой важнейшей проблеме приведены лишь в единичных публикациях [2, 5, 6].
Геолого-геохимические особенности гранитоидов. На основе обобщения огромного фактического материала и с учетом геологосъемочных (Осо-кин, Зеленский, Хрусталев и др., 196066 гг.; Янов, Лосицкий, Хрусталев и др., 1966-86 гг.) и научно-исследовательских работ [6, 7, 8] целесообразно выделить в пределах общей площади батолита две доминирующие разновидности гранитоидов баргузин-ского комплекса - аллохтонные и автох-
:Хрусталев Валерий Константинович, кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник, тел.: (3012)433065, e-mail: vkhustalev@yandex.ru
Khrustalev Valery, Candidate of Geological and Mineralogical sciences, Senior Researcher, tel.: (3012) 433065, e-mail: vkhustalev@yandex.ru
тонные. Автохтонные гранитоиды (главная фаза, включающая 60-80% объема батолита) активно взаимодействуют путем гранитизации с более древними вмещающими породами (кри-сталлосланцы, базиты, гнейсо-граниты) и поэтому характеризуются пестрым составом с переходами от среднезерни-стых и порфировидных биотитовых гранитов через адамеллиты, плагиогра-ниты к граносиенитам, гранодиоритам и монцонитам. Контакты гранитов расплывчатые с образованием зоны гибридных пород мощностью от первых сотен метров до первых километров. Аллохтонные гранитоиды имеют резко секущие контакты с вмещающими породами и представлены порфировидны-ми и среднезернистыми биотитовыми гранитами, реже лейкогранитами и гранит-порфирами.
Нами проведено геолого-геохимическое изучение гранитоидов 10-ти автохтонных и 9-ти аллохтонных массивов, расположенных в центральной и юго-восточной частях батолита (рис. 1).
Круг элементов для анализа определялся профилирующими в регионе типами эндогенного оруденения (Бп, Мо, Ве, РЬ, 2п, и и Аи), в формировании которых могли участвовать грани-тоиды батолита. Кроме них, включена группа щелочных металлов (К, №, ЯЬ, 21), летучие (В, Б), а также Бг и Ва, характер распределения которых имеет важную генетическую информацию. Геохимическая характеристика изученных березитов и вмещающих гранитов рудопроявления В.-Курба приведена в табл. 1, а их типовые геохимические формулы - в табл. 2.
Из анализа геохимической информации по аллохтонным и автохтонным гранитоидам следует, что их наиболее яркой геохимической особенностью является низкий, приближающийся к кларковому уровень концентраций редких элементов. Проверка с помощью оценок асимметрии и эксцесса показы-
вает, что распределение элементов в гранитоидах подчиняется в основном нормальному закону распределения.
В результате изучения распределения редких элементов в породах изученных массивах выявлены характерные тенденции распределения Ы, ЯЬ, 2п, Ве, Бп, ' и Мо, которые объединяют породы батолита. В то же время устанавливаются существенные различия автохтонных и аллохтонных грани-тоидов: 1) для первых характерны сильные положительные связи К с Ы, ЯЬ, Ве, В и отрицательные с № и Б, тогда как в аллохтонных гранитоидах значимые связи вообще отсутствуют; 2) для автохтонных - характерны высокие концентрации Ва (1-2 кларка) и сильные положительные связи ' с Ве и Ве с В, в аллохтонных - нижекларковые концентрации Ва и сильные положительные связи Ы с Мо, Ве и В, Бп с ' и Ве, Ве и 2п с В и отрицательные -ЯЬ с Бп, ' и Ве, И с Ва и Бг [6].
Геохимическая характеристика пород гранитоидных массивов и их фа-зово-фациального строения с применением треугольной геохимической диаграммы рудоносности, расчетов элементных формул и индексов концентраций (ИНК) по методике В. Д. Козлова [3] позволили дать общую оценку степени продуктивности и возможных масштабов эндогенного оруденения, связанного с изученными массивами. Поскольку главными необходимыми и взаимонезависимыми признаками высокопродуктивных рудоносных массивов являются их лейкогранитный субщелочной состав и контрастная редкоме-талльность гранитоидов, постольку эти два главных генетических признака применительно к гранитоидам батолита можно считать определяющими факторами в формировании гидротермально-метасоматического оруденения региона. В этой связи, на фоне полной безрудно-сти изученных пород выделяются грани-тоиды Верхне-Курбинского массива, ко-
Рис. 1. Геолого-структурная схема и профилирующая минерагения юго-восточной части
Ангаро-Витимского батолита:
1 - верхнепалеозойские интрузии баргузинского (С3—Р1), витимканского, зазинского, кыджи-митского (P2—Ti) комплексов преимущественно гранитного состава; 2 - наиболее крупные провесы кровли и их номера: 1 - Черемшанский, 2 - Верхне-Хаимская группа (R3 —V), 3 -Абагинский (V-Ci), 4 - Мэлдэлгенский (V-Ci), 5 - Онинский (Ci), 6 - Озернинский (Ci), 7 - Ям-буйский (V-Ci-2), 8 - Кыджимитский (V- Ci-O), 9 - Олдындинский (Cl - Ci-2); 3 - глубинные разломы и их номера: 1 - Акульский, 2 - Усть-Баргузинский, 3 - Алтанский, 4 - Туркино-Витимский, 5 - Котокель-Холойский, 6 - Баргузинский, 7 - Срединный, 8 - Атархан-Ямбуйский, 9 - Толутай-Кыджимитский, 10 - Удино-Витимский, 11 - Максимиха-Абагинский, 12 - Голондокан-Онинский, 13 - Жирондинский, 14 - Алтан-Гундинский, 15 - Муясын-Беклемишевский; 4-7 - реликты островодужной системы (стрелками показано направление их движения при спрединге): 4 - энсиматические, 5 - энсиалические, 6 - ранние (V-C1), 7 - поздние (С1-О); 8 - золотоносные рудно-россыпные узлы с подсчитанными ресурсами и запасами коренного золота; 9 - Асыно-Уринская ураноносная зона; 10 - золоторудные площади: 1 - Ам-барчики, 2 - Верхне-Курбинская, 3 - Гульматлы; 11 - гнейсо-гранитные купола и очагово-купольные структуры; 12 - изученные массивы гранитоидов: 1 - Средне-Акульский, 1а - Верх-не-Акульский, 2 - Олений, 3 - Укшиканский, 4 - Алиферовский, 5 - Шолококанский, 6 - Поля-ковский, 7 - Гакшинский, 8 - Акульский, 9 - Чертов голец, 10 - Шара-Горхонский, 11 - Марек-тинский, 12 - Усть-Хохюртинский, 13- Усть-Хужирский, 14- Золхунский, 15- Усть-Маректинский, 16 - Васильевский, 17 - Бородинский, 18 - Солонцовый, 19 - Верхне-Зазинский, 20 - Колоушинский, 21 - Верхне-Курбинский; 13 - аллохтонные гранитоидные массивы
Таблица 1
Геохимическая характеристика интрузивных пород атарханского и баргузинского комплексов (бассейны рек Ины, Курбы, Кыджимита, Зазы, Турки и правобережья _Витима)_
№ п/п Среднеарифметические содержания
% г/т мг/т
K ^ Li Rb Pb Zn Sn W Mo Be B F Ba Sr U Au
1 2,5 3,8 48 115 27 52 1,9 0,8 2,0 3,4 24 600 1800 1000 н.а н.а
1а** 3,7 3,2 22 120 20 44 1,8 0,7 3,2 1,0 22 570 1400 480 н.а н.а
2** 3,1 2,9 34 135 22 78 3,1 0,7 2,1 1,8 18 1300 1300 1100 3,3 3,3
3* 5,2 2,8 13 250 39 40 1,5 0,8 2,0 0,9 18 100 2200 990 н.а н.а
3,9 3,5 48 150 31 52 2,3 0,9 1,9 1,1 24 600 3000 600 н.а н.а
3,1 2,8 36 180 29 55 2,6 0,7 1,8 2,4 11 1000 240 1100 3,8 3,7
3** 3,2 3,1 32 110 27 86 3,7 0,6 2,3 2,4 18 1600 2300 1000 н.а н.а
2,4 5,4 5,6 3 250 32 3,7 0,8 2,6 5,4 14 190 2700 1300 н.а н.а
4* 3,6 2,5 22 350 30 22 2,1 0,7 2,1 3,1 10 840 600 190 н.а н.а
5** 3,0 2,7 28 190 21 54 2,5 0,8 1,9 2,3 25 1200 2100 1050 3,6 н.о
6** 3,1 3,0 30 145 20 30 1,5 0,6 2,1 1,8 11 460 1250 710 н.а н.а
7* 3,8 3,4 55 245 32 41 2,6 0,7 1,0 5,5 18 800 870 440 н.а н.а
8* 3,6 3,4 46 195 31 49 2,8 0,6 3,2 2,5 17 680 230 760 4,1 2,7
9* 2,3 2,5 12 н.о 54 80 3,3 3,7 2,7 1,3 18 1000 570 120 4,3 2,8
10 2,4 3,9 12 42 12 20 1,8 0,8 0,6 0,3 18 310 680 310 н.о н.а
11 2,3 3,8 26 50 18 82 2,6 н.о 3,2 н.о 10 330 620 310 н.о н.а
12** 3,8 3,0 22 110 21 34 3,1 1,4 1,2 1,3 10 300 760 270 4,2 н.а
13** 2,9 2,8 18 140 24 61 2,6 0,7 1,8 3,2 12 360 1270 230 3,4 н.а
14** 3,4 3,0 20 130 22 57 2,1 0,5 1,7 3,1 10 340 1100 270 3,3 3,2
15* 2,7 3,1 18 160 12 59 1,3 0,7 1,3 3,1 11 365 1410 1250 3,4 н.а
16 2,4 2,6 16 48 14 75 1,7 0,6 0,4 0,4 28 330 700 300 н.о н.а
17** 3,4 2,9 16 190 19 42 3,4 0,8 0,5 1,9 10 430 1200 1150 4,9 н.а
3,6 2,6 31 190 12 50 4,2 0,9 0,8 3,4 33 170 1250 1160 4,1 н.а
2,9 2,9 18 130 15 52 3,8 0,7 0,6 2,4 12 360 1450 260 3,1 4,3
18* 3,8 2,8 28 180 28 50 3,9 0,8 1,0 2,7 9 440 1250 350 4,5 н.о
19* 2,8 3,1 27 91 93 57 2,8 0,8 0,7 1,3 11 430 950 400 3,9 н.о
20* 3,4 3,8 19 100 27 45 2,0 1,2 0,5 1,7 13 370 800 190 4,5 н.о
21** 3,5 3,1 20 120 23 58 2,4 0,9 0,8 2,1 13 350 1100 280 3,4 7,2
3,0 3,1 18 120 21 52 2,5 0,8 0,7 1,9 11 180 2100 1100 3,1 3,2
Примечание. Номера массивов гранитоидов: 1 - Средне-Акульский (габбро), 1а - Верхне-Акульский (сиениты**), 2 - Олений (гранодиориты**), 3 - Ушманский (гнейсо-граниты*, средне-зернистые граниты*, плагиограниты*; монцониты**, граносиениты**), 4 - Алиферовский (плагиограниты*), 5 - Шолококан-ский (порфировидные граниты**), 6 - Поляковский (порфировидные граниты**), 7 - Гакшинский (средне-зернистые граниты*), 8 - Акульский (лейкограниты*), 9 - Чертов голец (средне-зернистые граниты*), 10 - Шара-Горхонский (нориты), 11 - Маректинский (габбро), 12 - Усть-Хохюртинский (средне-зернистые граниты**), 13 - Усть-Хужирский (средне-зернистые граниты**), 14 - Золхунский (средне-зернистые граниты**), 15 - Усть-Маректинский (порфировидные граниты**), 16 - Васильевский (габбро), 17 - Бородинский (порфировидные граниты**, гнейсовидные граниты, гранодиориты), 18 - Солонцовый (плагиограниты*), 19 - Верхне-Зазинский (порфировидные граниты*), 20 - Колоушинский (лейкограниты*), 21 - Верхне-Курбинский (порфировидные граниты**, средне-зернистые граниты); * - ал-лохтонные гранитоиды; **- автохтонные гранитоиды; н.а - элемент не анализировался, н.о - элемент не обнаружен
торые могли реализовать свой рудный потенциал на золото и редкие металлы в благоприятных геодинамических условиях (фронтальная палеоструктура эн-симатической островной дуги).
Рудоносность площади. В юго-восточной части Ангаро-Витимского батолита нами изучены одновременно с гранитоидами геодинамические обстановки формирования благородноме-талльного оруденения в Удино-
Таблица 2
Формулы золоторудных березитов и вмещающих гранитов рудопроявления В.-Курба
Типы пород Формула Индекс
Порфировидные граниты (1) SÎ201AÏ44, Fe3+7,1Fe2+2, МщРа 36Ti0,69Cas, Mg4,2K3,2Na19,8P559 dy=2,92
Березитизированные граниты (2) Si172Äl6o,3Fe3+8JFe2+4,;Mno,2Po,12Tio,36Ca1o,6№gz2K4,7Na16,5S32,1[O64 7(CO2)2jl dy=2,69
Березиты внутренней зоны (3) Si168Äl56,2Fe3+17,3Fe2+4i Mno, Po^Tic, 62CaMg3, K3,2Na2, S24,4[O59o( CO2) 0,9] dy=2,68
Аи-сульфидно-кварцевое тело (4) Si21Ah?, Fe3+22,6Fe2+6,1МП0,11P0,7Tio,84Ca1,8Mg3,4K1,8Na3,1SW9[O601 (CO2)o,1l dy=2,64
Березиты внутренней зоны (5) Si172Al57,8Fe3+16,4Fe2+4,7Mno,oPo,33Tio,57CaZ2Mg3,1K2,6Na3,1S122[O57 1(CO2)o,6] dy=2,64
Березитизированные граниты (6) SinoAl6o,2Fe3+Z6Fe2+4,4Mno,o8Po,13Tio,38Ca9,4Mg6,3K5,1 Na15,1S3,2[O738(CO2)2,8l dy=2,65
Среднезернистые граниты (7) Si203Al40,4Fe3N6,8Fe2N2, Mno, 12P0,4pio, 64Ca4, Mg2,2K6, Na^, 1O558 dy=2,64
Витимской складчатой системе палео-зоид [9]. Основная интересная информация была получена в результате па-линспастических реконструкций провесов кровли (ПК) в верхнепалеозойских гранитоидах и сохранившихся от эрозии останцах венд-кембрий-ордовикских вулканогенно-осадочных пород, из которых наиболее крупными (более 100 км2) являются: Абагинский, Мэлдэлген-ский, Верхне-Онинский, Озернинский, Ямбуйский и Кыджимитский. Вышеперечисленные ПК содержат железорудное, колчеданно-полиметаллическое, редкометалльное и благороднометалль-ное оруденение, а также в их пределах размещаются перспективные золоторудные площади, зоны и рудно-россыпные узлы. К настоящему времени в отдельных из них (Кыджимитский и Мэлдэлгенский ПК) подсчитаны прогнозные ресурсы золота и проводятся прогнозно-поисковые работы масштаба 1:50 000 - 1:10 000. При этом выявлена закономерная приуроченность изученных провесов кровли, сложенных мощными (1-3 км) толщами вулканогенно-осадочных отложений, к зонам глубинных разломов. По нашим данным, в регионе начиная с раннего докембрия и до конца палеозоя функционировали две системы (сети) региональных глубин-
ных разломов: диагональная и ортогональная [10]. Диагональная система представлена серией мощных (до 1-5 км) субпараллельных северо-восточных («байкальских») протяженных на сотни км разломов и серий («поперечных») северо-западных разрывов. Влияние ортогональной сети глубинных разломов на геологическое строение региона проявляется в приуроченности к субмеридиональным разломам базитовых интрузий. К ортогональной сети разломов тяготеют дайковые пояса и небольшие тела позднепалеозойских и мезозойских интрузий лейкогранитов, с которыми часто ассоциирует редкометалльная минерализация [2, 10].
Детальное изучение Мэлдэлген-ского ПК позволило выделить в его центральной части палеоостровную дугу. В ее ближней фронтальной части по реликтам низкохромисто-никелевых то-леитовых базальтов прослежена Шапхойская золоторудная зона, включающая (с запада на восток) Замогтин-ское, Каменное, Сухановское и Водораздельное золоторудные проявления. В дальней фронтальной части палеодуги изучено с применением горных выработок и скважин колонкового бурения Верхне-Курбинское золоторудное поле, локализованное в коллизионных грани-
тоидах баргузинского комплекса. Связь образования золотого оруденения гид-ротермально-метасоматического профиля с коллизионным гранитообразова-нием определяется на основе близких значений абсолютного возраста (С-Р1) золоторудных березитов и рвущих взаимоотношений гранитоидов с вмещающими породами, в которых установлена девонская фауна. На основе анализа крупномасштабных космических снимков м-ба 1:200 000, полученных многозональной сканерной системой (МБ Б) спутника Ьапёва1;, дешифрирования АФС м-ба 1:30 000 в комплексе с результатами геолого-геофизических работ (электро-магниторазведка, проходка горных выработок, колонковое бурение,
поисковые маршруты, литохимическое и шлиховое опробование) в целом расшифрована геолого-структурная позиция Верхне-Курбинского золоторудного поля (рис. 2).
Главным структурным элементом этого изученного объекта является Верхне-Курбинская очагово-купольная структура (ОКС) диаметром 4,2 км, центральная часть которой оконтурена на водоразделе руч. Мухор-Горхон и р. Большой Курбы, где в виде горста располагается изометричный шток (0,5х0,4 км), сложенный гранит-порфирами за-зинского комплекса. Северный фланг ОКС занимает двухфазный Верхне-Курбинский массив гранитоидов баргу-
Рис. 2. Схематическая геологическая карта Верхне-Курбинского золоторудного поля
м-ба 1:10000:
1 - аллювиальные галечники, валуны, супеси, суглинки, илы, глины, торфяники; 2 - делюви-ально-пролювиальные глыбы, щебни, гравийники, пески, илы, глины; 3-4 баргузинский комплекс: 3 - порфировидные граниты, 4 - среднезернистые биотитовые граниты; 5 - зазинский комплекс: гранит-порфиры; 6 - дайки: 1 - мелкозернистых гранитов, 2 - диоритовых порфири-тов, дацитов, монцодиоритов; 7 - зоны березитизации; 8 - разрывные нарушения: 1) -достоверные, 2) - скрытые под четвертичными отложениями; 9 - площадь исследований; 10 - золото-сульфидно-кварцевые тела; 11 - ореол рассеяния золота по данным геохимического опробования с содержанием Au свыше 0,01 г/т; 12 - скважина и ее номер; 13 - канава и ее номер; 14 - геохимический профиль
зинского комплекса: 1 - дугообразная слабонаклонная на север поверхность купола между штоком гранит-порфиров и поймой р. Бол. Курбы, сложенная среднезернистыми аллохтонными биотитовыми гранитами; 2 - на правом борту долины р. Бол. Курбы закартиро-ваны автохтонные порфировидные граниты, слагающие северный фланг ОКС.
Внешний контур ОКС замыкается глубинным разломом, прослеженным вдоль русла реки, который контролирует зону золоторудных березитов мощностью 250-500 м, прослеженную на 2,5 км канавами. Юго-западная часть зоны золоторудных березитов вскрыта частично канавой 504 и прослежена до глубины 210-230 м скважинами № 10, 11, 12 и 13. По этой канаве с шагом 1020 м проведено геохимическое опробование зоны золоторудных березитов с
1000
с о с с
- 100
«
6 о £ ЕС О 5 2 я
О
££ -
2 г; О
10
0,1
0,01
выходом в аллохтонные и автохтонные гранитоиды (рис. 3). Среди березитов, вмещающих серию сближенных золото-сульфидно-кварцевых тел, выделены внутренние и внешние зоны инфиль-трационного и диффузионного метасоматоза. Золото-сульфидно-кварцевые тела достигают мощности 5,3 м, состоят из свиты (пучка) малосульфидных жил и зон окварцевания мощностью от 0,40,5 до 3,8 м, количество их меняется от пяти до восьми. На отдельных участках жилы и прожилки сближены и образуют минерализованные зоны. Все жилы и прожилки ориентированы в СВ румбах (30-60°) с крутым (65-750 ) падением на ЮВ. При минералого-геохимическом картировании березитов и жильной зоны установлено, что контакты внутренней зоны с жильными телами резкие,
■51 Р ■К
■ А1 "П
N3
-А—МП Б
Аи, г/т
I 2 3
порфировидные [раниты (1)
сред незернистые граниты (7)
6Г
БВ
оерезитизированные граниты внешней зоны (2,6)
березиты внутренней зоны (3,5) зо л ото-су л ьф и дно-кварцевое тело (4)
Рис. 3. Метасоматическая зональность и миграция элементов вдоль поперечного профиля через Верхне-Курбинское золоторудное поле
постоянно осложнены катаклазом и ми-лонитизацией, а контакты внутренней и внешней зоны с вмещающими гранитами расплывчатые и границы их условные.
Внутренняя зона березитов мета-соматической колонки представлена: кварц I + серицит + галенит + сфалерит + халькопирит + интерстиционное золото I.
Внешняя зона березитов метасома-тической колонки: кварц II + пирит + серицит ^ кварц III + сфалерит + галенит + халькопирит + сидерит + кальцит + эмульсионное золото II. Минеральный состав жильной зоны и березитов идентичен, только в жилах, как правило, среди сульфидов преобладает галенит (50-60%). Специфика химизма и эволюции рудообразующих растворов, в результате которых сформировано Верхне-Курбинское месторождение, обусловлена привносом - выносом вещества в выделяемой зоне. В результате интенсивного проявления инфильтра-ционно-диффузионного метасоматоза здесь отмечены устойчивые резкие положительные (Бе3+ , Бе2+ , Б, Б1) и резкие отрицательные (Ка, К, А1, Са) градиенты. Инертным поведением отличались Р, Мп, Т1. Минерало-геохимической особенностью гидротермально-метасо-матической системы является дегазация флюидов при кристаллизации золото-сульфидно-кварцевых жил по сравнению с березитами внутренней и внешней зон (привнос С02 уменьшен в 20-28 раз). Минеральные парагенезисы золоторудных березитов сформированы в 2 стадии: 1 - ранняя - кварц + пирит + сфалерит + галенит + серицит + золото I; 2 - поздняя - кварц + пирит + галенит + сфалерит + халькопирит + сидерит + золото II.
Геохимическими особенностями золоторудных метасоматитов и берези-тизированных гранитов являются общие типоморфные геохимические ассоциации элементов Аи, А§, РЬ, Си, 2п, В1 (превышение кларковых уровней в 5-50 раз). При этом намечаются специфиче-
ские различия: во вмещающих автохтонных гранитоидах появляются редко-металльные элементы - W, а в метасо-матитах внутренней зоны - Mo (превышение кларков в 1,5-3 раза).
В результате изучения особенностей распределения золота по минералам золоторудных жил, березитов и вмещающих гранитоидов (табл. 3) выявлена тенденция постепенного увеличения его концентрации в магнетите: аллохтонные граниты (1,9 г/т) ^ автохтонные граниты (13 г/т) ^ березиты внутренней зоны (1780 г/т) ^ рудное тело (18100 г/т). При этом отмечаются пяти-шестикратные превышения золота в кварце и пирите из технологической пробы, отобранной из рудного тела № 1, по сравнению с березитами внутренней зоны. Особо выделяется ураганными содержаниями концентрат тяжелых минералов - 980 000 г/т.
Таблица 3 Содержание золота (мг/т) в минералах золоторудных тел, метасоматитов и вмещающих гранитоидов Верхне-Курбинской рудной зоны
Порода Минерал (кол. проб) Содержание Au
Крупнозернистый биоти-товый гранит (аллохтонный) Магнетит (3) 1,9
Магнетит (3) 13
Ильменит (2) 2,5
Сфен (2) 3,6
Магнетит (2) 1780
Кварц (3) 5930
Порфировид- Пирит (5) 7110
ный гранит Серицит(2) 8100
(автохтонный) Магнетит 18100
Кварц 32400
Пирит 41380
Галенит 15670
Тяжелая 980000
фракция
Полученные данные указывают на очевидную связь золота с формированием автохтонных гранитоидов, кото-
рые могли экстрагировать его из вмещающих пород в результате гранитизации вмещающих осадочно-метамор-фических пород. С последующими процессами инфильтрационно-диффузион-ного метасоматоза связаны концентрации золота промышленных масштабов во внешней, внутренней зонах берези-тов и в золото-сульфидно-кварцевых жильно-прожилковых зонах.
В распределении золота по весовому содержанию в березитах, рудном теле и березитизированных гранитах отмечается главная закономерность, их объединяющая: основная масса золота и количество золотин (98,5-99%) сосредоточены в классах от 15 до 30 мкм. И лишь для березитизированных гранитов устанавливается двумодальное распределение золота - появляется еще четкий максимум в 100 мкм (рис. 4). Это, очевидно, связано с интерстиционным Au II, которое также установлено под электронным микроскопом.
Форма золотин в метасоматитах и рудах по данным минералогического анализа разнообразная (рис. 5). Наиболее характерны округлые, комковидные, узорчатые, дендритовидные, игольчатые и таблитчатые индивиды, часто они находятся в «рубашке», а на поверхности их отмечаются рыхлые землистые пленки, углубления, каверны (результаты проявления процессов гипергенеза).
По данным электронномикроско-пических исследований (рис. 6, табл. 4) изученные золоторудные метасоматиты характеризуются простым составом -Аи+А§ - и полным отсутствием других элементов-примесей, при этом проб-ность золотин варьирует в узких пределах: а - проба 1 - 671 (средние по шести анализам); б - проба 2 - 697; в - проба 3 - 778 ( по четырем анализам); г - проба 4 -709 (по двум анализам).
Рис. 4. Распределение Аи по весовому содержанию и количеству золотин в классах 5-100 мкм в метасоматитах Верхне-Курбинского рудопроявления золота
\ м:Л а г .г» * ^ Ч 6 Ч Л* й г 0,5 мм фГ 1-1
% ,^0,5 мм * к 0,5 мм^^ ^ ч,"
Рис. 5. Самородное золото по данным минералогического анализа: а - золото-сульфидно-кварцевая руда; б - сульфидно-кварцевый метасоматит; в - золоторудный березит; г - березитизированный гранит
Рис. 6. Самородное золото по данным электронно-микроскопического анализа: а - золото-сульфидно-кварцевая руда; б - сульфидно-кварцевый метасоматит; в - золоторудный березит; г - березитизированный гранит
И это свидетельствует об особен- ченной гидротермально-метасомати-
ностях эволюции золотоносного флюи- ческой системы в целом.
да, участвующего в формировании изу-
Таблица 4
Результаты микрозондовых анализов золоторудных метасоматитов
mineral spectrum total Si Al / Cr Fe Mg K Sr Au Ag Pb / As P / S O
quartz a 4 102,8 47,9 54,9
gold 5 98,2 71,3 26,9
gold 6 96,5 69,6 26,9
gold 7 93,8 67,8 26,0
gold 8 81,9 59,8 22,1
gold 9 95,4 69,0 26,4
gold 10 90,3 65,5 24,8
quartz b 1 107,4 48,8 58,6
anglesit 3 103,8 1,9 68,9 / 10,5 22,6
oxide 4 72,5 17,2 14,5 / 1,2 0,8 0,2 8,7 29,9
gold 5 101,9 69,7 32,3
quartz в 1 97,1 45,9 51,2
oxide 2 92,8 24 25,3 / 3,7 0,5 / 7,5 31,8
gold 3 106,8 76,9 29,9
gold 4 92,1 67,1 25,0
gold 5 108,1 79,2 28,9
gold 6 88,2 88,2
quartz г 1 104,4 47,9 56,5
gold 2 96,0 70,2 25,8
gold 3 98,1 71,7 26,4
Выводы. Таким образом, в результате геолого-геохимических исследований и проведенных реконструкций геодинамических обстановок формирования профилирующего в юго-восточной части Ангаро-Витимского батолита благороднометалльного ору-денения установлена пространственная (а возможно и генетическая) связь золоторудной минерализации с фациями автохтонных гранитоидов баргузинского комплекса. Дальнейшие научно-производственные исследования при прогнозно-металлогенической оценке гранитоидных массивов, слагающих Ангаро-Витимский батолит, позволят выделить в разряд поисковых критериев золотоносность автохтонных гранитои-дов баргузинского комплекса.
Библиографический список
1. Литвиновский Б. А. и др. Ангаро-Витимский батолит - крупнейший гра-нитоидный плутон. Новосибирск: Изд-во ОИГГМ СО РАН, 1993. 141 с.
2. Комаров Ю.В. и др. Оловянное оруденение Туркино-Витимского глубинного разлома в Зап. Забайкалье. Новосибирск: Наука, 1978. 92 с.
3. Козлов В. Д. Геохимия и рудонос-ность гранитоидов редкометалльных провинций. М.: Наука, 1985. 303 с.
4. Салоп Л.И. Докембрийский магматизм Байкальской горной области. Геологическое строение СССР. М.: Госгео-лиздат, 1958. Т. 2. С. 47-57.
5. Хрусталев В.К., Лосицкий И.В., Кременецкий И.Г. О некоторых особенностях верхне-палеозойских гранитоидов верховьев рек Турки и Кыджимита в связи с их оловоносностью (Зап. Забайкалье). Записки Забайк. фил. геогр. общ-ва СССР. Чита, 1970. Вып.5. С. 35-41.
6. Хрусталев В.К. Геохимия и рудоносность палеозойских гранитои-дов Витимского плоскогорья. Новосибирск: Наука, 1990. 132 с.
7. Хрусталев В.К. ЯЬ-Бг возраст гранитоидов баргузинского комплекса.
Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2000. С. 41-54.
8. Хрусталев В.К. Главные этапы и условия проявления благороднометал-льных рудообразующих систем в геодинамических обстановках Центрально-Азиатского складчатого пояса // Материалы совещания «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)». Иркутск: ИЗК СО РАН, 2009. Т. 2. С. 130-131.
9. Хрусталев В.К. Благородноме-талльная плитотектоническая минера-гения Удино-Витимской островодужной системы палеозоид Западного Забайкалья // Изв. вузов Сибири. Иркутск, 2009. № 1 (34). С. 18-27.
10. Хрусталев В.К. Об ортогональной сети глубинных разломов Западного Забайкалья // Материалы Всероссийского совещания «Разломообразование и сейсмичность в литосфере: тектонические концепции и следствия. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2009. Т. 1. С. 117-119.
Рецензент доктор геолого-минералогических наук, профессор Иркутского государственного технического университета В. А. Филонюк
