CC BY
122
УДК. 553.411.491
А. Ф.КОРОБЕЙНИКОВ
РИФТОГЕНЕЗ, МЕТАСОМАТОЗ И НЕТРАДИЦИОННОЕ ЗОЛОТО-ПЛАТИНОИДНОЕ
ОРУДЕНЕНИЕ
В складчатых поясах российских и зарубежных территорий нередко выявляются нетрадиционные золото-платиноидные месторождения магматогенно-гидротермального и осадочно-гидротермального типов. Они относятся к золото-платиноидно-скарновой, золото-платиноидно-кварц-березитовой, золото-платиноидно-углеродис-то-сульфидно-лиственитовой, золото-платиноидно-сульфидно-аргиллизитовой, медно-сульфидно-золото-плати-ноидно-порфировой, золото-платиноидной в медистых песчаниках и сланцах группам рудных объектов. Такие комплексные рудные нетрадиционные объекты формировались в структурах орогенеза, незавершенного или завершенного рифтогенеза, тектоно-магматической активизации в областях активного проявления мантийно-коро-вого палеодиапиризма и метасоматизма. Рудоносные геологические формации тяготеют к внутригеосинклиналь-ным поднятиям, зонам глубинных разломов, горсто-грабеновым структурам, к рифтогенным впадинам на участках активного разуплотнения (гидратации) пород под воздействием гидротермального метасоматоза. В рудных полях, месторождениях развита рудно-метасоматичеекая зональность: внизу колонн кварц-альбит-калишпатовые метасоматиты с Ов, 1г, Р1:, Мо, XV; в средней части - березиты-листвениты с Аи, Р1, Рс1, В1, У/; вверху - листвени-ты, аргиллизиты с Те, Рё, Аи, БЬ. Отмечается привнос и перераспределение рудного вещества в зонах метасоматоза. Вертикальная протяженность отдельных рудно-метасоматических колонн составляет 1,2-3,8 км.
Введение
В разновозрастных орогенно-рифтогенных структурах земной коры находятся обычные золоторудные и нетрадиционные золото-платиноидные, золото-редкометалльные месторождения разной промышленной значимости. Распространенные в этих структурах черносланцевые формации нередко несут крупные и уникальные золоторудные и комплексные золото-платиноидные рудные объекты. Такие рудоносные углеродистые толщи возникали в условиях островодужных, континентальных окраин, орогенных и рифтогенных впадин. Рудные поля и комплексные месторождения находятся в сводово-глыбовых структурах складчатых поясов и формировались под воздействием орогенеза, рифтогенеза, тектоно-магматической активизации (ТМА). По геологическим особенностям потенциально-промышленные комплексные рудные объекты объединяются в пять групп [12]: I - золото-платиноидно-редкометалльные в офиолитовых, вулканических орогенных поясах; II - золото-платиноидные, золото-редкометалльные в терригенных наложенных синклиналях рифтогенного типа; III - золото-платино-редкометалльные полихронные в зонах ТМА; IV - зо-лото-платиноидно-редкометалльные в медистых песчаниках и сланцах рифтогенных впадин; V - зо-лото-платиноидно-редкометалльные в порфировых интрузивах. Все они относятся к следующим генетическим группам: осадочно-диагенетической в углеродистых песчаниках, сланцах (манс-фельдский тип); вулканогенно-осадочно-гидротермальной в рифтогенных впадинах (красномор-ский тип); магматогенно-гидротермально-метасоматической в орогенах, палеорифтах, структурах ТМА.
Комплексные благороднометалльные и редкометалльные месторождения оформлялись в различных геодинамических обстановках: орогенных, начально-рифтогенных, незавершенно-рифтогенных, завершенно-рифтогенных, зонах ТМА. Индикаторами той или иной геодинамической обстановки могут служить характер проявления разломной тектоники, заложения и формирования рифтогенных впадин, горстов, продуктов магматизма и метасоматизма. Формирование таких нетрадиционных комплексных месторождений обеспечивалось процессами седиментации, дислокаций, метаморфизма, магматизма и метасоматизма на фоне длительно развивавшихся ман-тийно-коровых палеодиапиров под воздействием глубинных флюидных потоков в зонах глубинных расколов земной коры и мантии. Ряд исследователей образование подобных рудоносных
структур, их зональности, неоднородности внутреннего строения связывают с явлениями одновременного функционирования коровых и мантийных очагов над мантийными диапирами при становлении разновозрастных островодужных, континентальных рифтовых зон, с параллельными проявлениями разнородных геологических процессов, с последовательно протекавшими процессами ТМА [17, 20]. (Эрогенные и рифтоподобные геодинамические обстановки оказывались благоприятными для формирования фл ю идо нас ы щен пых металлоносных магм и гидротермальных палеосистем.
Рудогенерирующими являлись интрузии базит-гипербазит-плагиогранитных, диорит-граноди-орит-гранитных, монцонит-сиенит-гранитных интрузивных серий и их дайковых комплексов, в особенности диабаз-монцонит-лампрофирового состава.
Рудоносные формации тяготеют к внутригеосинклинальным поднятиям, зонам глубинных разломов, к рифтогенным впадинам на участках разуплотнения пород под воздействием мантий-но-корового метасоматизма. Гидротермально-метасоматические процессы, протекавшие в верхних частях земной коры при распаде глубинной флюидной системы над мантийными палеодиапирами могли обеспечивать разуплотнение исходных пород благодаря явлениям гидратации их с увеличением объемов блоков измененных пород до 16 - 22% [11]. Это способствовало заложению разломов и горсто-грабеновых структур компенсационного типа. Краевые участки формировавшихся рифтовых структур представляли собой приразломные компенсационные прогибы, в которых формировались черносланцевые толщи. Внутригеосинклинальные поднятия и рифтогенные компенсационные впадины, прогибы возникали на участках наибольшего подъема мантийного диапи-ра. Основными причинами проявления палеодиапиров являлись периодически повторяющиеся объемные деформации (деформации упругого последействия по Е.Д.Глухманчуку [4]), которые служили энергетическими источниками активности глубинных магм и флюидов.
В компенсационных структурах рудные поля и месторождения формировались под влиянием палеофокальных зон, палеодиапиризма, мантийно-корового магматизма и метасоматизма. Рудно-метасоматические системы такого типа возникали и развивались под воздействием флюидных потоков при процессах растяжения благодаря распаду глубинной флюидной системы над мантийными палеодиапирами. Магматические процессы сопровождались метасоматическими явлениями с образованием крупных рудно-метасоматических колонн протяженностью по вертикали до 3 - 5 км. Длительно существовавшие термофлюидопотоки обеспечивали широкий фронт перераспределения, обмена и выноса компонентов боковых пород по пути продвижения флюидов. Формирование комплексных месторождений золота, платиновых металлов происходило в благоприятных структурах путем синхронного рудообразования с метасоматизмом при распаде флюидных систем благодаря смешению глубинных флюидов с трещинными водами в верхних частях земной коры [10, 11].
Размещение основных рудных полей и месторождений в орогенно-рифтогенных блоках земной коры контролировалось разломами, зонами трещиноватости, милонитизации и метасоматизма на участках проявления батолитов, штоков, дайковых свит диабазового, диорит-лампрофирового, плагиогранитного, гранит-сиенит-порфирового рядов.
На этапе формирования флюидонасыщенных магм и сопровождающих флюидов в пределах верхней мантии происходили процессы внутримантийного метасоматоза с выщелачиванием и выносом золота, платиновых металлов магмами и особенно глубинными флюидами. Вынос металлов из мантийного вещества мог достигать 50 мас.%, а насыщение ими флюидов до Кн = 21 - 410 [9, 10]. Можно выделить глубинные области (> 60 км), где преобладали процессы экстракции рудных элементов восходящими потоками глубинных флюидов и области «разгрузки» флюидов (15-3 км), где расплавы и гидротермы, насыщенные Аи и ЭПГ, отлагали их в зонах рудолокализации.
Для рудоносных площадей свойственно распределение метасоматитов пропилитовой, альби-тит-калишпатитовой, грейзеновой, березит-лиственитовой, аргиллизитовой формаций и сопряженных с ними золото-платиноидно-редкометалльных руд разного состава. Метасоматиты и комплексные руды в общей рудно-метасоматической колонне размещаются зонально: внизу колонны находятся щелочные метасоматиты или пропилиты с вкрапленной золото-платиноидной продуктивной минерализацией; в средней части - березиты-листвениты с основной вкрапленно-прожил-
ковой, штокверковой золото-платиноидной минерализацией; в верхней части - листвениты-аргил-лизиты с жильно-штокверковой золото-платиноидно-редкометалльной или золотой минерализацией. Промышленно важные концентрации Аи, Ag, Р1, Рс1, Ю1, Оэ (1 — 18 г/т) установлены в про-жилково-вкрапленных, вкрапленных золото-сульфидных, в жильно-штокверковых кварц-золото-сульфидных, золото-кварцевых рудах.
Для структур начального рифтогенного развития свойственны сводовые поднятия, глубинные расколы в земной коре и мантии с незначительным проявлением базит-гипербазитового магматизма в форме штоков и даек гипербазит-базитового, диабаз-долерит-диорит-лампрофирового составов, умеренных метасоматических процессов и комплексного золото-платиноидного вкрапленного оруденения. Примерами могут служить месторождения Сухого Лога в черносланцевых толщах протерозоя Бодайбинского синклинория. Рудовмещающие углеродистые толщи формировались в окраинно-континентальном перикратонном морском бассейне, возникшем в результате заложения внутриконтинентальной рифтовой системы [5, 14].
Для структур полного рифтогенного развития характерны горстовые антиклинорные структуры и впадины с рудоносными терригенными толщами углеродистого типа, метаморфизованными в условиях цеолитовой и пренит-пумпеллиитовой фаций. Магматизм габбро-плагиогранитного состава. Развиты продукты площадного щелочного и локального кислотного метасоматоза с продуктивной золото-платиноидно-сульфидно-теллуридной минерализацией. Типичными примерами могут служить Нежданинское месторождение, расположенное в горстообразном блоке в своде асимметрично-коробчатой антиклинали пермо-триасового возраста в Якутии, а также Бакырчикское, Боко-Васильевское, Баладжальское, Костобе-Эспинское, Миялинское месторождения Западной Калбы, образованные в горсто-грабеновых рифтогенных структурах карбона-перми.
Для структур завершенного рифтогенного развития типичны сводово-глыбовые поднятия, рифтовые горсты, впадины, проявления мантийно-корового магматизма и интенсивного метасоматизма. В компенсационных впадинах формировались черносланцевые толщи при высоких скоростях прогибания (0,183 - 0,525 мм/год) в условиях малых и умеренных водных бассейнов. Интрузивные образования обычно представлены штоками и дайками диорит-лампрофирового, плагио-гранит-порфирового, сиенит-монцонитового составов [11]. Примером может служить месторождения Зун-Холбинское в Восточном Саяне, расположенное в рифтогенной структуре на контакте с Гарганской архейской глыбой. Оно приурочено к Самарта-Холбинской межкупольной синклинальной зоне на пересечении ее зоной глубинных разломов. К другим объектам относятся Балах-чинское, Октябрьское, Ольховско-Чибижекское, Коммунаровское, Саралинское, Васильевское месторождения Восточного Саяна, Кузнецкого Алатау, Енисейского кряжа.
Для структур тектоно-магматической активизации свойственны структуры наложения (поли-хронные) складчатых регионов с активным проявлением многократного гипербазит-базитового и гранитоидного магматизма в форме батолитов, штоков и даек диабазового, диорит-лампро-фирового, сиенит-монцонит-гранитного составов. Характерно проявление двухэтапного метасоматизма: скарнирования-калишпатизации-альбитизации-березитизации-лиственитизации (I этап) и пропилитизации-аргиллизации-джаспероидизации (II этап). Комплексные золото-платиноидные руды также формировались в два этапа: ранние золото-платиновые в березитах-лиственитах и поздние золото-платиноидно-редкометалльные в аргиллизитах-джаспероидах.
Особенности распределения платиновых металлов в рудах разного типа
Определение платиновых металлов в пробах выполнялось инверсионно-вольтамперометри-ческим анализом по разработанной Н.А.Колпаковой методике [7]. Результаты геохимических исследований руд показали следующее.
В золото-сульфидных рудах скарновых месторождений Ольховско-Чибижекского рудного поля Восточного Саяна, Тарданского в Туве, Синюхинского в Горном Алтае обнаружили промышленно интересные концентрации элементов платиновой группы: 1,2 - 23,5 г/т Р1 и 0,1 - 24,5 Рс1. При этом максимальные содержания платины свойственны пирит-арсенопиритовым ассоциациям руд, а палладия - борнит-халькозиновым.
Вкрапленные, вкрапленно-прожилковые золото-сульфидные, кварц-золото-сульфидно-теллу-ридные руды в черносланцевых толщах Нежданинского, Сухоложского, Бакырчикского, Зун-Холбинского, Боко-Васильевского рудных полей содержат 1,3 - 36,6 г/т и 0,01 - 0,2 г/т Р<± При этом вкрапленные золото-сульфидно-теллуридные ассоциации в лиственитизированных сланцах Сухого Лога в среднем несут 1,3 - 4,8 г/т Р1; и лишь в гравиоконцентратах этих руд содержания Р1 достигают значений 25 г/т. Платиновые металлы сконцентрированы в основном в зонах ранее оконтуренной промышленной золотой минерализации [14].
Кварцево-золото-сульфидно-теллуридные, золото-кварцевые жильно-штокверковые руды Зун-Холбинского, Октябрьского, Балахчинского, Коммунаровского, Саралинского, Центрального, Васильевского, Ирокиндинского рудных полей Сибири содержат 3,4 - 25 г/т Рг и 0,05 - 10,3 г/т Рё. Из них малосульфидные и убогосульфидные золото-кварцевые жилы характеризуются пониженными концентрациями 14 от 1 до 1,4 г/т и Рс1 от 0,01 до 0,1 г/т. Околожильные березиты-листвени-ты этих рудных полей также несут пониженные количества Р10,08 - 2,5 г/т и Рс1 0,04 -0,16 г/т.
Вкрапленно-прожилковые полихронные золото-сульфидные руды Олимпиадинского месторождения Енисейского кряжа и Воронцовского на Урале отличаются умеренным и повышенными концентрациями платины (2,8 - 3,6 и 8,4 г/т) и пониженными палладия (0,03 - 0,2 г/т).
В целом в золоторудных полях орогенно-рифтогенных структур устанавливаются промыш-ленно интересные концентрации № и Р<1 на участках гидротермального метасоматоза и сульфиди-зации пород. При этом устойчиво повышенные концентрации Р1 свойственны Нежданинскому, Ольховско-Чибижекскому, Васильевскому, Коммунаровскому рудным полям. Выявлена общая тенденция последовательного накопления Р1 в продуктах контактового метасоматоза, щелочного и кислотного околорудного выщелачивания, окварцевания и заключительной сульфидизации с коэффициентами накопления К»п от 1 до 11,5 для ранних и щелочных метасоматитов до 100-9150 для сульфидизированных березитов-лиственитов-аргиллизитов и золото-сульфидных руд. Тем самым устанавливается ступенчато-последовательное накопление золота и платиновых металлов в рудолокализующих структурах.
Кратко рассмотрим отдельные примеры платиноносных золоторудных месторождений Сибири и зарубежья.
Золото-платиноидно-сульфидно-скарновая группа месторождений
Отльховско-Чибижекское рудное поле располагается в орогенно-рифтогенной структуре нижнего-среднего палеозоя на окраине салаирид Беллыкско-Базыбайского сводового поднятия Ба-теневско-Беллыкского антиклинория Восточного Саяна [19]. Золоторудное поле занимает западную часть Артемовской мегантиклинали, ее южное сочленение с Кизирской синклиналью кембрия, а на западе граничит с краевой зоной Минусинского межгорного прогиба девона. Артемов-ская мегантиклиналь соответствует внутригеосинклинальному устойчивому поднятию [13, 19]. К центральной части этой структуры приурочен Шиндинский гранитоидный плутон (С3-0). Основной рудоконтролирующей структурой является Ольховский разлом, проходящий вдоль северного контакта Шиндинского габбро-плагиогранитного интрузива. В приконтактовой зоне этого плутона развиты контактово-метасоматические золото-платиноидно-сульфидно-теллуридные залежи и кварц-золото-платиноидно-сульфидные жилы и штокверки: Ольховское, Чибижекское, Медвежье, Дистлеровское, Лысогорское месторождения.
Контактово-метасоматические руды сложены пирротином, пиритом, халькопиритом, борнитом, блеклой рудой (10-70 об.%) с примесями висмутина, тетрадимита, сильванита, креннерита, калаверита, гессита, алтаита, бенжаминита, виттихенита, молибденита, петцита, арсенопирита, золота, серебра, висмута с реликтами форстерита, фассаита, шпинели, гумита, монтичеллита, пирок-сенов гранатов, везувиана, флогопита, скаполита, волластонита, хлорита, эпидота. Кварц-сульфидные жильно-штокверковые руды в березитах представлены кварцем, карбонатами (70 - 90 об.%), пиритом, арсенопиритом, халькопиритом, блеклой рудой, сфалеритом, галенитом (10%), реже бу-ланжеритом, аргентитом, антимонитом, киноварью, золотом [13].
Размещение разных типов руд относительно интрузива зональное: в эндоконтакте залегают жильно-штокверковые кварц-золото-платиноидно-сульфидные в березитах (360 - 240°С); в контактах с мраморами - скарново-золото-медносульфидные залежи (320 - 180°С); в экзоконтакте -карбонатно-золото-гематитовые комплексы (280 - 120°С) [13].
Для всех типов золотых руд установлены промышленно интересные концентрации Р1 и менее Рс1: 1,2-87 г/т Р1: и 0,01 - 9,4 г/т Рс1. Максимальное значение среднего содержания Рг выявлены в жильных кварц-золото-сульфидных и кварц-пирит-пирротиновых рудных телах: 55 и 17 г/т. Минимальные содержания этого металла определены в окварцованных мраморах и гематит-пирит-пирротиновых ассоциациях: 1,6 - 0,2 г/т 14. Пириты сульфидных залежей и кварцевых жил несут 30,2 и 1,9 г/т Р1:, 0,01 - 5,4 г/т Рс1. Борнит, халькопирит, галенит, сфалерит этих руд содержат 18,7 -0,01 г/т 14 и 0,03 - 0,01 г/т Рс1.
Золото-платиноидно-кварц-сульфидно-березито-лиственитовая группа месторождений
Нежданинское рудное поле находится в Якутии и приурочено к своду асимметрично-коробчатой антиклинали, сложенной терригенными породами пермско-триасового возраста, прорванной интрузией габбро-плагиогранитного состава [18]. Рудовмещающие черносланцевые толщи формировались в условиях рифтогенеза. В структуре горста развита серия поперечных и диагональных разрывов (по отношению к осям складок). На восточном фланге блока проходит Главный разлом, а на западном - Пограничный разлом, которые являются отражением глубинного разлома основания складчатых структур для верхнего терригенного комплекса (Р-Т). В Западной зоне блока проявлены пологие коробчатые складки, осложненные продольными разрывами и дайками диоритовых порфиритов, лампрофиров. Восточная зона отличается более сложной линейной складчатостью, разрывами разной ориентировки и штоков гранитоидов, даек гранит-порфиров, аплитов, пегматитов. Рудовмещающие породы черносланцевых толщ подвержены метаморфизму пренит-пумпеллиитовой фации. Руды золота и платиноидов представлены кварц-золото-платино-сульфидными жилами и вкрапленными зонами в березитах. Сульфиды в рудах составляют до 5 об.% и сложены пиритом, арсенопиритом, сфалеритом, галенитом, тетраэдритом, теннантитом, буланжеритом, джемсонитом, фальхманитом, реже бурнонитом, халькопиритом, пирротином, фрейбергитом, арсеносульванитом, зандбергитом, германитом, геокронитом, плагионитом, зелиг- ^ манитом, штромейритом, фаматинитом, пираргиритом, золотом. Продуктивная минерализация формировалась после внедрения даек диоритовых порфиритов, спессартитов, керсантитов.
Жильные кварц-золото-сульфидные руды содержат до 1 - 58 г/т Р1 при среднем значении 27,2 г/т из 10 штуфных проб. Содержания Рё обычно составляют 0,004 - 0,03 г/т. Прожилково-вкрапленные пирит-арсенопиритовые руды в березитизированных углеродистых алевролитах характеризуются умеренными концентрациями Р1 в пределах 1,1 -9,1 г/т. Сульфидизированные углеродистые песчаники несут 0,35 г/т Р1:, а диориты - 3,4 г/т Содержания платины в пиритах кварцевых жил колеблются от 1,4 до 6 г/т, а в арсенопиритах - от 2,4 до 52,8 г/т. Концентрации палладия в этих сульфидах не превышают 5-14 мг/т и 6 - 33 мг/т соответственно. Гравиоконцен-траты золото-сульфидно-кварцевых руд с преобладанием арсенопирита в сульфидной фракции (1,5:1) содержат 3,8 - 52 г/т Р1 и 0,016 - 0,043 г/т Рс1. Гравиконцентраты с преобладанием пирита в сульфидной фракции (2:1) несут 5,4 - 20,9 К и 0,02 - 0,055 Р<1
Платиноносность данного месторождения связана с проявлением диапиризма и сопровождающих флюидных потоков в условиях зародившейся рифтовой структуры в верхнем палеозое-мезозое. Этот глубинный диапиризм обусловил становление гранитоидов повышенной основности и даек диорит-лампрофиров, с которыми парагенетически связано золото-платиновое оруденение.
Васильевское кварц-золото-сульфидное рудное поле находится в антиюганорной структуре центральной части Енисейского кряжа, в зоне брахиформной складчатости и рифтогенеза, между куполовидным поднятием и зоной горсто-грабенов [2]. Рудное поле включает Васильевское кварц-золото-сульфидное месторождение на юге площади и Удерейское золото-сурьмяное месторождение на севере. Рудовмещающие рифейские песчаники, алевролиты, сланцы с горизонтами углеро-
диетых пород образовали зону брахиформных складок, разбитых разрывами на блоки - грабен-синклинали, горст-антиклинали. Породы метаморфизованы в условиях зеленосланцевой фации.
Золотоносные кварцевые жилы Васильевского месторождения приурочены к юго-западному центриклинальному замыканию брахиформной синклинали, к структуре второго порядка по отношению к куполовидному поднятию. Центриклинальная зона складки осложнена более мелкой складчатостью с размахом крыльев складок 10 - 300 м. Складчатые структуры разбиты на мелкие блоки северо-восточными, субмеридиональными и продольными разрывами с сопровождающими зонами трещиноватости пород.
Рудные тела представлены кварцевыми жилами с убогим и бедным (5 - 7%) содержанием сульфидов и прожилково-вкрапленными золото-сульфидными зонами. Рудные тела сложены кварцем (90 - 95 об.%), пиритом, арсенопиритом, сфалеритом, блеклой рудой, реже пирротином, халькопиритом, висмутином, антимонитом, пираргиритом, золотом, серебром. В контактах жил развиты березиты. Отдельные зоны березитов несут прожилково-вкрапленную золото-сульфидную минерализацию промышленного типа.
Продуктивные на золото кварц-сульфидные жилы содержат платину и палладий в количествах от 0,01 до 55 г/т и 0,24 г/т Р<1 При этом кварц-пиритовый агрегат (до 50% пирита) несет в среднем 13,6 г/т Р1 и 0,36 г/т Рс1; кварц-галенит-сфалеритовый агрегат - 17,7 г/т Р1 и 0,24 г/т Рс1; кварц-блеклорудный агрегат 7,4 г/т Р1: и 0,13 г/т Рё. Жильный кварц со следовыми вкраплениями сульфидов содержит 0,4-4,4 г/т Р1 и 0,01 -0,4 г/т Рё. Околожильные березиты с убогой вкрапленностью сульфидов несут убогое количество платиновых металлов: 0,93 г/т Р1 и 0,12 г/т Рё.
Коммунаровское золоторудное поле располагается на восточном склоне Кузнецкого Алатау среди сложнодислоцированных эффузивно-осадочных толщ верхнего протерозоя и кембрия, на стыке с Чебаковской депрессией Минусинской рифтогенной впадины девона. Рудное поле размещено на восточном крыле Коммунаровской антиклинали, разбитой разломами на мелкие блоки и прорванной Солгонской диорит-гранодиоритовой интрузией, дайками габбро-диоритов, диабазов, диоритовых порфиритов, диорит-лампрофиров, сиенито-диоритов, монцонитов, гранит-аплитов, пегматитов (Сз-О) и субщелочных диабазовых порфиритов, оливиновых габбро-порфиритов (Б) [8]. Рудовмещающие породы метаморфизованы в условиях зеленосланцевой фации.
В регионе проявлено золото-скарновое (Калиостровское месторождение), кварц-золото-сульфидное (Январская жила), золото-кварцевое жильно-штокверковое оруденение (Богомдаро-ванная жила, Подлунный штокверк и др.). Почти все месторождения размещены в приконтактовой зоне Солгонского гранодиоритового массива и пространственно приурочены к скарново-магнетитовым линзам и телам амфиболизированных габбро-диабазов рифейского возраста. Однако парагенетически золотое оруденение связано со становлением дайковой серии диорит-лампрофирового ряда [8, 9].
В различных типах руд обнаружено промышленно важное содержание платиновых металлов. Например, метасоматический магнетит Калиостровского месторождения несет 0,85 г/т Р1 и 0,06 г/т Рё, а в пирите этого объекта содержится 1,9 г/т Р1 и 0,35 г/т Рё. В пиритах кварцевых жил и штокверков установлено 56 г/т Р1 и 0,3 г/т Рё. Жильный кварц жилы Штурмовой содержит от 0,6 до 18 г/т Р1 и 0,1 г/т Рё. Кварцевый штокверк несет всего 0,02 - 5,6 г/т Р1 и до 0,1 г/т Рё. Арсенопирит Январской золото-сульфидно-теллуридной кварцевой жилы содержит 1,7-25 г/т Р1 и 0,006-0,025 г/т Рё. В отличие от пирит-арсенопиритового агрегата, сфалерит, галенит, блеклая руда, халькопирит из кварцевых жил и штокверков характеризуются самыми низкими содержаниями платины 0,01 г/т и умеренными палладия - 0,1 - 1,7 г/т.
Золото-платиноидно-сульфидно-березит-аргиллизитовая группа месторождений
Олимпиадинское полихронное месторождение располагается в центральной части Енисейского кряжа среди интенсивно дислоцированных рифейских кристаллических сланцев, прорванных палеозойскими гранитоидами [1,3]. Оно приурочено к рифтоподобной структуре рифейской миогеосинклинальной зоны, занимает куполовидную структуру, осложняющую крупное сводовое поднятие и ограничено Тырындинским и Татарским северо-западными разломами. Рудовмещаю-
щие карбонатно-терригенные углеродистые толщи метаморфизованы в условиях зеленосланцевой фации и интенсивно лиственитизированы, локально аргиллизированы. Распространены золото-вольфрам-сурьмяные, золото-вольфрамовые, золото-сурьмяные рудные тела вкрапленно-прожил-кового типа. Рудные тела контролируются складчато-разрывными структурами северо-восточного простирания по отношению к общему северо-западному направлению региональной складчатости. Руды тяготеют к замкам складок. Здесь породы скарнированы, грейзенизированы, березитизиро-ваны и аргиллизированы. Руды сложены кварцем (30-35об.%), карбонатами (30-40%), биотитом, мусковитом, хлоритом, цоизитом, каолинитом, гидрослюдами (13 - 18%) с вкрапленностью и прожилками (5 - 9%) пирита, пирротина, арсенопирита, антимонита, бертьерита, халькопирита, сфалерита, шеелита, реже гудмундита, тетраэдрита, пентландита, висмутина, ауристибита, виола-рита, бурнонита, брейтгауптита, кубанита, молибденита, джемсонита, золота [3].
Промышленно важные концентрации платиновых металлов установлены в сульфидоносных березитах, аргиллизитах, углеродистых сланцах: 0,2 - 18 г/т Pt и 0,18 г/т Pd. В отдельных сечениях рудных тел мощностью в десятки метров средние содержания платины достигают значений 2,5 -3,6 г/т из 61 керновой пробы, при колебаниях частных проб от 1 до 35 г/т. Рудовмещающие углеродистые сланцы, не содержащие сульфидов, несут фоновые содержания платины и палладия: 0,003 - 0,008 г/т Pt и 0,004 - 0,029 г/т Pd, при средних значениях из 120 проб 0,005 г/т Pt и 0,013 г/т Pd. Березитизированные бессульфидные сланцы имеют более значимые содержания ЭПГ: 0,0068 г/т Pt, 0,018 г/т Pd. В коре выветривания, развитой по сульфидоносным сланцам, на отдельных участках зафиксировано содержание платины от 1 до 11 г/т, при средних содержаниях из 36 керновых проб 1,4 и 2,04 г/т. В отдельных пробах содержание Pt иногда достигает значений 15 -23 г/т. Отмечается пространственное совмещение промышленных контуров руд Au и ЭПГ. Лишь на флангах контуры ЭПГ выходят за пределы золоторудных тел.
Медно-золото-платиноидно-сульфидно-порфировая группа месторождений
Платиноносное золото-сульфидное месторождение Рябинового
щелочного массива [6, 15]
Месторождение находится в Центрально-Алданском районе Якутии, в Рябиновом многофаз- Ц» ном щелочном массиве мезозойского интрузивного комплекса. Интрузив прорывает гнейсы, гра-нито-гнейсы архея, фенитизированные в контактовой зоне. Магматические породы массива относятся к фонолит-щелочносиенитовой, шошонит-щелочнопикритовой и трахит-сиенитовой группам. Широко распространены продукты щелочного автометасоматоза: фениты, магнезиальные скарны, микроклиниты и серицитолиты. С ними связана в основном золото-сульфидная минерализация. Основные рудные залежи участка Мусковитового приурочены к телу мусковитовых апо-сиенитовых метасоматитов. Микроклиновые, кварц-микроклиновые метасоматиты соседствуют с дайками щелочных минетт и пикритоидов [15].
В пределах Рябинового щелочного массива выделено несколько участков с молибденовым, медным и золотым оруденением. Рудная минерализация характеризуется повышенными содержаниями Ag, Pb, Zn, Bi, Те, Pd, Pt. В золото-сульфидных рудах обнаружены повышенные концентрации Pt до 0,68 г/т и Pd - 0,06 - 0,13 г/т. Главными минералами золото-полисульфидной ассоциации являются пирит, халькопирит, борнит. Второстепенные минералы представлены галенитом, диге-нитом, сфалеритом, тетраэдритом, эрлихманитом, электрумом, золотом, серебром, карролитом. Из минералов платиновой группы установлены дисульфид осмия (эрлихманит) и дителлурид платины (мончеит). Эрлихманит в виде кристаллов ромбовидной формы располагается в борните. Размер выделения - 0,04 мм. Мончеит образует мельчайшие округлые выделения в борните или образует прерывистую кайму вокруг зерна эрлихманита. Наиболее высокие содержания Pt и Pd выявлены в борнитовых рудах - 80-350 и 70- 150 мг/т соответственно. В сульфидном концентрате, обогащенном борнитом, содержание платины составляет 0,9 г/т.
Золото установлено в позднем пирите, борните, в лимонитовых псевдоморфозах по пириту, в жильных минералах. Размеры золотин составляют 0,01-1 мм, форма их каплевидная, амебовид-
ная, комковидная и кристаллическая. Пробы золота от 910 до 935%о. В монофракциях пирита содержание Аи составляют 10-150 г/т; в борните - 80 г/т. Обнаружено серебристое золото пробы 630 - 750%о с примесью Щ 10 - 26%.
Однако в отличие от типичных порфировых месторождений в Рябиновом массиве отсутствует характерная метасоматическая зональность с проявлением пропилитов, аргиллизитов, калишпати-тов, кварцевого ядра. Поэтому данный рудный объект следует относить к золото-редкометалльной группе, сформированной в полевошпатовых метасоматитах.
Золото-платиноидно-сульфидные в медистых песчаниках и сланцах
Месторождение Любина располагается в углеродистых сланцах медистых отложений Польского цехштейна пермского возраста в Нижней Силезии [21]. Рудоносные медистые песчаники цехштейна располагаются среди красноцветных песчаников мощностью 300 м в нижней части толщи, сложенной белыми песчаниками. Выделяется горизонт в четыре метра, состоящий из тонкого переслаивания черных медистых, фосфоритоносных доломитовых сланцев, органогенных известняков. Черные сланцы делятся на доломитовые вверху и битуминозные внизу разреза. Горизонт медистых сланцев мощностью 20 см обогащен органикой и Си, Мо, №, Ag, Аи, Р1:, Рс1. Содержания благородных металлов составляют: Аи: 3-5, А§: 5 - 700, Р1: 20 - 340, Рс1: 30 - 1000 г/т. Фосфорсодержащие сланцы содержат до 10 - 50 г/т Аи, Р1:, Рс1. Органогенные известняки, обогащенные керогеном, несут Аи до 100 г/т, 700 Р1, 400 Рс1, 1000 8е. В нижней части прослоя этих известняков концентрации золота составляют 110 г/т, платины - 30, палладия - 6. В пересчете на всю мощность четырехметрового горизонта пород содержание платины и палладия составляет 2 г/т.
В нижней части горизонта черных сланцев проявлены тухолитовые сланцы, обогащенные благородными металлами. Они образуют тонкие (до 10 см) прослои. Эти тухолитовые сланцы содержат (г/т): Аи до 3000, Р1 от 10 до 370, Рё от 10 до 120, В\ от 100 до 2000, Ав от 10 до 5780, Мо от 260 - 4800, Щ от 200 до 1500, V от 10 до 5200, Со от 60 до 17500, N1 от 40 до 4000. Золото фиксируется в самородном состоянии в органических сульфидах, в тиоауритах, тиолах. Парагенезис минералов благородных металлов в сланцах представлен дигенитом, ковеллином, халькозином, элек-трумом, Рс13А85, РсЦАзР)2, медно-молибденовыми, медно-висмутовыми сульфидами и фосфатом кальция [21]. Р1: и Рс1 находятся также в форме органометаллических соединений, а Аи и Р<1, кроме того, в самородном состоянии и в виде примеси в разных минералах. Тяжелые платиноиды обнаруживаются только в связи с органикой и отсутствуют там, где распространен халькозин. Х.Куха полагает, что ураганная концентрация благородных металлов в цехштейновых отложениях возникала при самоокислении органического вещества под воздействием гамма-радиации и коагулирующих свойств фосфатов и боратов на границе смены сред окислительной на восстановительную. Это оруденение обнаружено бурением на глубине 800 м.
Район находится в краевой части Западно-Европейской эпигерцинской платформы, нижний структурный ярус которой сложен складчатыми раннепалеозойскими образованиями. В основании платформенного чехла расположены грубозернистые терригенные отложения нижней перми и трансгрессивные верхнепермские осадки цехштейнового бассейна рифтогенного типа.
Выводы
1. Комплексные золото-платиноидно-редкометалльные месторождения размещаются в оро-генно-рифтогенных структурах разного возраста на площадях активного проявления палеодиапи-ризма и мантийно-корового метасоматизма.
2. Разломная тектоника, базит-гипербазит-плагиогранитный, диорит-гранодиорит-гранитный, щелочно-гранитный магматизм, сопровождающий метасоматизм, контролирующие оруденение, активно проявлялись в орогенной и особенно в рифтогенной геодинамической обстановках. Глубинные разломы рифтогенного типа, проникая в верхнюю мантию, дренируют ее и способствуют проникновению глубинного вещества в верхние слои земной коры. Различные типы магматитов, метасоматитов и руд формировались в начальный, незавершенный и завершенный этапы рифтоге-
неза. В этом направлении намечается эволюция магматизма от основного-ультраосновного через андезитовый к щелочно-кремнекислому.
3. Рудоносные геологические формации тяготеют к внутригеосинклинальным поднятиям, гор-сто-грабеновым структурам, к рифтогенным впадинам, прогибам, зонам глубинных разломов на участках активного гидротермального разуплотнения рудовмещающих пород.
4. В рудно-метасоматических колоннах проявилась следующая зональность метасоматитов и руд: внизу щелочные метасоматиты с вкрапленной золото-платиноидно-вольфрамовой минерализацией; в средней части - березиты-листвениты с штокверковой золото-платино-молибден-вис-мут-теллуридной минерализацией; вверху - кварцево-жильные с золото-сульфидно-платино-пал-ладиевой ассоциацией.
5. Платиновые металлы в золоторудных месторождениях выявляются в ранних скарновых (1 -7,2 г/т Pt), в альбитит-калишпатитовых метасоматитах (0,1 - 1,3 г/т Pt), в поздних березитах-лиственитах, аргиллизитах (1 -9,3 г/т Pt) и особенно в мышьяково-сульфидно-теллуридных ассоциациях. Для них устанавливается ступенчато-последовательная природа накопления платиновых металлов в зонах рудолокализации в периоды седиментогенеза, метаморфизма, метасоматизма и рудоотложения: Кпэпт изменяется от 0,5 до 410 и 9150 [11].
6. Исследования показали, что платиновые металлы находятся в рудах в форме самородных металлов, их сплавов, теллуридов, мышьяково-сернистых соединений, селенидов. Размер таких минералов ЭПГ обычно составляет 0,01-0,1 и 0,1 - 6 мкм. Такие ультратонкие выделения платиновых металлов, называемые кластерами, существенно затрудняют их диагностику и последующее извлечение из комплексных руд.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Баранова H.H., Афанасьева З.Б., Иванова Г.Ф. и д р .//Геохимия. - 1997. - №3. С.282-293.
2. Бетхер М.Я., Ананьев A.A., Чечулин Р.И.// Геологические и геохимические критерии золотого оруденения. - Новосибирск: Наука, 1990. - С. 108-14.
3. Генкин А. Д., Лопатин Б. А., Савельев P.A. и д р .//Геология рудных месторождений. - 1994. -Т.36.-№2.-С. 111-136.
4. Глухманчук Е . Д .//Геология и геофизика. - 1992. - №6. - С.32-36.
5. Дистлер В.В., Митрофанов Г.Л., Немеров В.К. и д р .//Геология рудных месторожд. - 1996.
- Т.38. - №6. - С.467-486.
6. Коваленкер В.А., Мызников И.К., Кочетков А.Я., Наумов В.Б.// Геология рудных месторождений. - 1996. - Т.38. - №4. - С.345-356.
7. Колпакова H.A., Шифрис Б.С., Швец Л.А., Кропоткина С.В.// Журнал аналит. химии. -1991. - Т.46. - № 10. - С.1910-1913.
8. Коробейников А . Ф .// Геология золоторудных месторождений Сибири. - Новосибирск: Наука, 1970. - С.65-75.
9. Коробейников А.Ф. Условия концентрации золота в палеозойских орогенах. - Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1987. - 177 с.
10. Коробейников А . Ф . //ДАН СССР. - 1988. - Т.299. - № 1. - С.1233-1237.
11. Коробейников А.Ф. Закономерности образования, размещения и прогнозная оценка нетрадиционных комплексных золото-платиноидных месторождений. - Томск: ТПУ, 1995. - 87 с.
12. Коробейников А.Ф.// Изв. вузов. Геология и разведка. - 1998. - № 2. - С.82-89.
13. Коробейников А.Ф., Ерофеев Л.Я., Номоконова Г.Г.// Геология рудных месторождений. -1987. -Т.29. -№2. - С.58-79.
14. Коробейников А.Ф., Митрофанов Г.Л., Немеров В.К., Колпакова H.A. И Геология и геофизика. - 1998. - Т.39. - №4. - С.432-444.
15. Кочетков А.Я.// Отечественная геология. - 1993. - № 7. - С.50-57.
16. Ли Л.В., Круглов Г.П., Шохина О.И., Вербицкий Б.П.// Геология рудных месторождений.
- 1984.-№ 1. - С.83-88.
17. Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли (рифтогенез в подвижных поясах). - М.: Недра, 1987. - 297 с.
18. Силичев М. К . // Геология рудных месторождений. - 1970. - Т. 12. - № 2. - С.96-102.
19. Сурков B.C., Жеро О.Г., Уманцев Д.Ф. и др. Тектоника и глубинное строение Алтае-Саянской складчатой области. - М.: Недра, 1973. - 114 с.
20. Щеглов А. Д.//Геология рудн. месторождений. -1997. - Т.39. -№ 2. - С. 115-126.
21. Kucha Н. //Econ. Geol.- 1992.-V.77.-№6.-Р.1578-1591.
