Реферат: Дто не подвергается сомнению, началось с возрождения идей старой, начала прошлого столетия, литораль-секреционной гипотезы во второй половине шестидесятых годов

МЕТАЛЛОГЕНИЯ ЗОЛОТА: ПРИЛОЖЕНИЕ К МЕЗОТЕРМАЛЬНЫМ МЕСТОРОЖДЕНИЯМ, ОБРАЗОВАННЫМ В НЕСЛАНЦЕВОМ И ЧЕРНОСЛАНЦЕВОМ СУБСТРАТЕ

ГОРНО-СКЛАДЧАТЫХ СООРУЖЕНИЙ ЮЖНОЙ СИБИРИ


Введение

Противопоставление золотых месторождений, образованных в толщах терригенных углеродистых (черных) сланцев, метаморфогенно-гидротермальная и полигенная концепции образования которых предполагают породные источники металла, месторождениям, залегающим в разнообразном кристаллическом субстрате, магматогенно-гидротермальное происхождение которых до сего времени как будто не подвергается сомнению, началось с возрождения идей старой, начала прошлого столетия, литораль-секреционной гипотезы во второй половине шестидесятых годов. Надо полагать, возрождение было стимулировано открытием, освоением и детальным изучением месторождений-гигантов Мурунтау, Сухой Лог в допалеозойских и палеозойских сланцевых толщах, к тому времени получивших во многих районах репутацию изначально металлоносных, обогащенных молибденом, ванадием, никелем, ураном и другими металлами на этапе седиментации или зонального регионального метаморфизма, обладающих, как и обнаруженные в них месторождения, специфическими чертами, не свойственными месторождениям в кристаллическом субстрате.

К числу таких черт относятся повышенные или высокие содержания в черных сланцах некарбонатного углеродистого вещества (керогена), высокая проницаемость среды эпигенетического рудообразования, обусловленная обилием внутри- и межслоевых швов – поверхностей рассланцевания, высокой степенью общей синскладчатой трещиноватости, уникальными, до тысяч тонн, запасами золота, но низкими, в среднем до первых граммов в тонне породы, его содержаниями при отсутствии рудных столбов.

Вместе с тем, наряду с этими очевидными особенностями черносланцевых толщ, бытовавшее на первых порах осторожное предположение о повышенной их дорудной золотоносности в золоторудных районах быстро сменилось убеждением, и в многочисленных публикациях шестидесятых – начала восьмидесятых годов появились данные о дорудных содержаниях золота в черных сланцах до граммов в тонне породы [3, 14, 15, 47, 60, 62]. Эти сверхоптимистичные сведения в восьмидесятых годах сменились более осторожными оценками, – указывалось, что содержания золота в сланцах золотоносных и незолотоносных районов одинаково низкие и составляют 1…4, 2…5 мг/т [2, 4, 6, 11, 20, 53, 59], и вообще черным сланцам свойственны субкларковые содержания, не выходящие за пределы 2…5 мг/т [11]. Для золотоносных районов объяснение этому было найдено – после рудообразования осталось «отработанное» золото, сверхкларковые массы которого извлечены из сланцев при рудообразовании и перемещены в рудные тела [6]. Однако идея об отработанном золоте оказалась непроверяемой и не получила поддержки. В девяностые и последующие годы некоторые геологи вернулись к ранним представлениям о высоких, до граммов в тонне породы, дорудных содержаниях золота в черных сланцах [8, 10, 41, 43, 49, 54, 56]. Это представление в работах многих авторов считается аксиомой, но сейчас, в отличие от шестидесятых-восьмидесятых годов, надо сильно и большей частью безуспешно потрудиться, чтобы в многочисленных публикациях последних лет по обсуждаемой проблеме найти хотя бы попытки доказывать его.

Приключившиеся с золотом в последние десятилетия трансформации имеют свои причины. Они отразили два очевидных факта: 1) неуверенность геологов, озабоченных поиском истины, в том, с каким сверхкларковым золотом в рудовмещающих и обрамляющих рудные поля породах мы имеем дело: с действительно дорудным, скажем, седиментогенным, или ореольным синрудным, образующим околорудные аномалии и в кристаллическом субстрате; 2) использование всеми участниками дискуссии методов обработки геохимической информации, не способных обеспечить реконструкцию геологической истории химических элементов в породах и не предназначенных для этого, без чего решить обозначенную проблему, имеющую ключевое значение в понимании сущности рудообразующего процесса, невозможно. Практикуются расчеты средних содержаний и других статистических параметров итогового распределения металла в сланцах, металлоносность которых, однако формировалась в несколько этапов, – седиментации и последующих метаморфических и метасоматических преобразований. Что происходило с золотом на каждом, в том числе рудном, этапе можно установить посредством специальных петролого-геохимических исследований, методика которых и практическое её использование предложены четверть века назад и приведены в [20].

Популярная с некоторых пор полигенная и полихронная концепция рудообразования в сланцевых толщах [16, 18, 37, 42, 44, 46, 49, 52, 58], предполагающая разные источники сверхкларкового золота, поэтапное накопление его от одного геологического события к другому и образование таким образом крупных и уникальных месторождений, не может успешно заменить в опубликованных вариантах другие концепции, поскольку не оперирует мерой и числом и, следовательно, лишь декларирует, но не доказывает накопление металла преобладающе за счет породных ресурсов во временном диапазоне до многих сотен млн л в сменяющих один другой геологических процессах.

Предложенная для некоторых золоторудных районов сланцевого типа гранитогенная концепция [1, 9, 12, 17, 48, 57], почти общепринятая в приложении к мезотермальным золотым месторождениям, образованным в кристаллическом субстрате, казалось бы, должна снижать актуальность противопоставления двух рассматриваемых совокупностей месторождений, – «сланцевого» и «несланцевого» типов, напротив, она могла бы их объединять. Однако представление о генерации металлоносных флюидов в гранитоидных расплавах, обогащенных золотом, поступавшим с глубинными флюидами из субстрата нижней коры – верхней мантии [36, 39, 55], сосуществует с выводом об альтернативном заимствовании золота из вмещающих черных сланцев при образовании, например, Сухоложского месторождения [61], что не декларируется в приложении к кристаллическому субстрату. Предположение о поступлении части золота с мантийными флюидами, минуя коровые очаги кислой магмы, высказывалось еще в восьмидесятых годах [5, 13], поскольку по выполненным тогда оценочным расчетам извлеченного из пород золота было недостаточно для образования рудных тел, в частности, и Сухого Лога. Все это могло быть, а могло и не быть, так как отсутствуют соответствующие расчеты, выполнить которые корректно невозможно, – неизвестны и отчасти недоступны объемы пород-доноров на подрудных уровнях. Указания на участие мантийных металлоносных флюидов в рудообразовании, опирающиеся, в основном, на изотопно-геохимические данные, содержатся также в [23, 25, 40, 45, 51].

Подводя итог обзору состояния проблемы, отметим, что хотя обогащение сланцев золотом на дорудных этапах строго не доказано, оно часто подразумевается и, по мнению многих, создает предпосылку к рудообразованию, представляя в дополнение к упомянутым выше еще одну их особенность, подтверждающую принципиальное отличие месторождений «сланцевого» типа от образованных в ином субстрате.

В лекции приведены результаты разработки проблемы образования мезотермальных золотых месторождений той и другой совокупности на основе сравнительного комплексного исследования созданного при рудообразовании вещества и факторов, инициирующих рудообразующие процессы, с тем, чтобы приблизиться к пониманию геолого-генетической сущности последних и особенностей функционирования золотопродуцирующих систем в сравниваемых средах.

Изучены залегающие в кристаллическом субстрате месторождения: позднерифейское Эльдорадо (Енисейский кряж), раннепалеозойские Центральное, Берикульское (Кузнецкий Алатау), среднепалеозойское Зун-Оспа (юго-восток Восточного Саяна), позднепалеозойские Когадыр (Южный Казахстан), Восточное (юго-западное Прибалхашье), Ирокиндинское, Западное, Петелинское, Верхне-Сакуканское, Богодиканское, отчасти Кедровское, Каралонское, Уряхское (Северное Забайкалье) и месторождения, образованные в черносланцевых толщах: среднепалеозойское Холбинское (юго-восток Восточного Саяна), позднепалеозойские Кедровское, Каралонское, Уряхское, предположительно позднепалеозойское Чертово Корыто (Патомское нагорье), а также позднепалеозойская прожилково-вкрапленная минерализация в черносланцевом разрезе позднерифейской мухтунной свиты (Северное Забайкалье). Источниками информации служат также опубликованные материалы по позднерифейскому Советскому (Енисейский кряж), позднепалеозойским Мурунтау (Узбекистан), Сухоложскому (Ленский район) и другим месторождениям обеих совокупностей.

Исследования выполняются в следующих направлениях:

рудно-минеральные парагенные ассоциации и комплексы, физико-химические и термодинамические режимы их образования;

минералого-петрохимическая зональность околорудных (рудовмещающих) метасоматических ореолов и формационная типизация метасоматитов;

гидродинамика флюидно-породных взаимодействий и механизмы массопереноса при околорудном метасоматизме и рудообразовании;

содержание, распределение и происхождение восстановленных (кероген, битумоиды) и окисленных (карбонаты) форм углерода в черных сланцах, метасоматитах и рудах;

геологическая история (геохимия) золота и сопровождающих элементов в осадочных, метаморфических, магматических, метасоматических породах золоторудных полей и районов;

геологическая позиция, структуры рудных полей, структурно-динамические режимы и литологические условия образования промышленных руд;

возраст золоторудных полей, структурно-возрастные, петрохимические, геохимические, изотопно-геохимические критерии связи образования золотых месторождений с магматизмом и метаморфизмом;

формационная типизация золотых месторождений;

прогнозно-поисковые критерии золотого оруденения.


^ Геологическая позиция месторождений

По совокупности тектонических, магматических, петрохимических, геохимических, изотопно-геохимических данных установлено, что золоторудная минерализация в масштабах рудных поясов, районов, зон, узлов, полей образуется в геодинамических режимах активных континентальных окраин или в рифтогенных внутриконтинентальных структурах (зонах тектоно-магматической активизации).

В горно-складчатых сооружениях Южной Сибири золоторудные зоны приурочены к окраинам, периферии выступов архейского фундамента, – Ангаро-Канского, Гарганского, Муйского, Чарского, локализованы в поясах зрелых очагово-купольных сооружений и их черносланцевом обрамлении (Енисейский кряж, Бодайбинский прогиб). Всегда золоторудные узлы и поля залегают в поясах деформационного воздействия систем глубинных разломов: Кызыл-Кайнарской надвиговой структуры (Южный Казахстан), Кузнецко-Алтайской (Кузнецкий Алатау), Ишимбинской (Енисейский кряж), Окино-Китойской (Восточный Саян), Келянской, Тулдуньской, Сюльбанской (Северное Забайкалье), Амандракской (север Патомского нагорья) зон разломов. Последние, как правило, разделяют крупные блоки земной коры. Так, Келянская и Тулдуньская зоны отделяют соответственно на западе и востоке Муйский выступ фундамента от протерозойского обрамления, Сюльбанская зона ограничивает на востоке Байкало-Муйский позднепротерозойский офиолитовый пояс. По системе глубинных разломов северо-северо-восточного простирания разбитый на плиты фундамент Бодайбинского прогиба ступенчато погружается к его центру. В выполняющей прогиб многокилометровой позднерифейской осадочной толще глубинные разломы фундамента трассируются системой крутопадающих расходящихся швов, над которыми и в обрамлении которых образованы золотые месторождения, в том числе Сухой Лог. Один из таких швов – Кадали-Сухоложский разлом контролирует размещение главной рудной залежи Сухого Лога. Непосредственно в Окино-Китойском субширотном разломе, отделяющем на севере Гарганский выступ фундамента от протерозойских толщ, залегает крупное месторождение Зун-Холба, рудные залежи которого следуют разлому и вскрыты выработками и скважинами по вертикали на расстоянии более 1500 м. Глубинный статус всех этих структур доказывается присутствием в них тел изверженных пород основного и ультраосновного состава.

Получены многочисленные доказательства того, что рудоконтролирующая роль глубинных разломов реализуется через их раствороподводящую функцию, – по мере удаления от разломов уменьшаются запасы руд вплоть до полного их исчезновения на расстояниях до 10 км, обычно значительно ближе, рудные поля и многочисленные проявления образуют цепочки, вытягивающиеся вдоль разломов и т.д. Эти факты доказывают также, что потоки металлоносных растворов предпочитают подниматься из очагов их генерации по высокопроницаемым структурам, а не фильтроваться по поровому пространству пород.

Влиянием структурно-динамических режимов и литологических условий среды рудообразования определяются, вероятно, обратные соотношения между степенью концентрирования золота в рудных телах и их масштабами в месторождениях, образованных в кристаллическом субстрате и в черносланцевых толщах. Причина обратных соотношений заключается в различной проницаемости среды, в которую поступают напорные металлоносные растворы [34, 35].

В интенсивно трещиноватых обладающих повышенной проницаемостью сланцевых толщах потоки растворов разделяются на множество струй, заполняющих значительные объемы пород, особенно многочисленные межпластовые, внутрипластовые полости рассланцевания. Вследствие этого в формирующихся апосланцевых крупнообъемных рудовмещающих метасоматических ореолах следующие поверхностям рассланцевания тыловые (березитовые) зоны многократно чередуются с промежуточными зонами относительно слабых пропилитоподобных изменений, образуя обычно наблюдаемую структуру «слоеного пирога». Многообразие путей движения здесь последовательных порций металлоносных растворов снижает возможности пространственного совмещения минеральных комплексов, в том числе с продуктивной минерализацией, а это не способствует концентрированию металла, и содержания его остаются сравнительно низкими в крупнообъемных рудных телах.

В массивном малопроницаемом кристаллическом субстрате повторяющимися путями движения и консервации последовательных порций металлоносных растворов служат рассредоточенные обычно немногочисленные локальные разломы-трещины, оперяющие раствороподводящие разломы и подновляемые по мере их заполнения сменяющими один другой минеральными комплексами. Это обеспечивает последовательное, от стадии к стадии, наращивание концентраций золота и, как следствие, образование богатых руд и рудных столбов. Вместе с тем, ограниченные объемы рудовмещающих полостей не способствуют полному использованию ресурсного потенциала рудообразующих процессов, – вероятно, значительные массы металлоносных растворов по раствороподводящим глубинным разломам изливаются на дневную поверхность и рассеиваются. Таким образом, богатые руды сочетаются с относительно малыми их запасами, – крупные месторождения в кристаллическом субстрате достаточно редки.

Мезотермальные золотые месторождения в кристаллическом и черносланцевом архейско-протерозойском субстрате структурно-вещественных комплексов ближнего южного обрамления Сибирского кратона на западе (Енисейский кряж) образованы в позднем рифее, на востоке (Алданский выступ фундамента) – в позднем мезозое. В Северном Забайкалье мезотермальные золотые месторождения – Ирокиндинское, Кедровское, Западное, Петелинское, Богодиканское, Каралонское, Верхне-Сакуканское и другие имеют радиологический возраст 275…285 млн. л [22]. Таким образом, в схеме последовательности образования золотого оруденения в этом субширотном поясе допалеозойских складчатых сооружений найдено позднепалеозойское промежуточное звено, которое подчеркивает последовательное омоложение возраста золотых месторождений в направлении от Центральной Азии к Тихому океану, которое, вероятно, обусловлено функционированием Тихоокеанского подвижного пояса и выражает явление, названное в прошлом отраженной многоэтапной тектоно-магматической активизацией (А.Д. Щеглов).


^ Магматические породы и руды

Повторяющиеся с большей или меньшей полнотой в мезотермальных золотых месторождениях сравниваемых совокупностей структурно-возрастные соотношения изверженных пород между собой и с рудами в сочетании с радиологическими определениями их возраста составляют основу суждения о последовательности геологических событий и месте рудообразования в магматогенно-флюидных золотопродуцирующих процессах [25].

Процессы начинаются с образования плутонов, массивов, штоков, зрелых очагово-купольных построек, сложенных гранитоидами, в сопровождении даек аплитов, пегматитов, гранит-порфиров, фельзитовых микрогранит-порфиров. Кислые изверженные породы сменяются диоритоидами, немногочисленные дайки которых сложены микродиоритами, диоритовыми порфиритами. Мощность некоторых из них достигает 2 м, протяженность – сотен м.

Завершают флюидно-магматический процесс дайки умеренно щелочных базальтоидов – долеритов, долеритовых порфиритов, среди которых насчитывается до пяти генераций.

Послегранитные, последиоритовые, но дорудные дайки двух генераций гидротермально изменены (березитизированы) в контактах с пересекающим их ранним минеральным комплексом руд. Этим дайкам нередко следуют золоторудные жилы и минерализованные зоны прожилково-вкрапленных руд, переходя из одного их бока в другой вследствие более сложной морфологии выполненных дайками трещин отрыва. Зоны закалки в эндоконтактах поздних даек в узлах пересечения ими ранних доказывают значительный перерыв во времени внедрения ранней и поздней порций расплавов, в течение которого ранние дайки успевают остыть.

Дайки третьей генерации пересекают ранние минеральные комплексы руд с признаками термического воздействия на них – в экзоконтактах даек вакуоли в кварце разгерметизированы («взорваны»). В свою очередь, эти дайки пересекаются кварцевыми прожилками, выполненными продуктивным минеральным комплексом, в узлах пересечения интенсивно гидротермально изменены (осветлены), а на значительном протяжении среди свежих или слабо измененных пород преобразованы в метасоматиты, сохранившие однако черный цвет, кристаллическую структуру и в целом внешний облик долерита. Среди минеральных новообразований обычны серицит, кварц, альбит, эпидот, хлориты, магнезиально-железистые карбонаты, лейкоксен, рутил, апатит, биотит, обыкновенная роговая обманка. Количество биотита достигает 50 об.%, суммы метасоматических минералов – 70…80 %. Биотит относится к числу наиболее поздних эпигенетических минералов – он сохраняется свежим даже в агрегате хлорита и других минералов метасоматического этапа при том, что обычно замещается хлоритом даже при слабых изменениях пород. Наиболее поздние чешуйки свежего биотита образуют венчики вокруг былых порфировых выделений пироксена, превращенных, как и окружающая порода, в тонкозернистый агрегат перечисленных эпигенетических минералов.

Внутрирудные дайки имеют спаянные с вмещающими породами контакты и выполняют флюидопроводящую функцию – служат тепловыми флюидопроводниками, способными в соответствии с известным физическим эффектом [50] в горячем состоянии аккумулировать поднимающиеся потоки (струи) металлоносных горячих растворов. Последние оставили в аподайковых метасоматитах часть золота, серебра и других, в том числе фемофильных элементов (P, Ti и др.), образующих и в околорудных березитах контрастные аномалии в обрамлении раствороподводящих глубинных разломов. Образование во внутридайковых метасоматитах высокотемпературной амфибол-биотитовой ассоциации, отсутствующей в более низкотемпературных околорудных березитах и рудах, обусловлено высокотемпературным режимом поднимающихся по дайкам растворов, которые приобретают дополнительное тепло еще раскаленных даек. Это, в свою очередь, доказывает подъем металлоносных растворов вслед за расплавами с интервалом времени, в течение которого образующиеся дайки сохраняются еще в горячем состоянии. Присутствие в аподолеритовых метасоматитах роговой обманки и/или биотита служит типоморфным признаком внутрирудного возраста даек. Обнаружение таких амфиболизированных, биотитизированных даек долеритов подтверждает принадлежность к описанным магматическим комплексам месторождений, в том числе и особенно тех, в которых пока не выявлены ранние их составляющие – кислые магматические породы близкого к рудам возраста (Советское, Сухой Лог, Чертово Корыто и др.).

Позднерудные (послерудные) дайки умеренно щелочных долеритов не менее чем двух генераций пересекают одна другую, поздние минеральные комплексы руд и несут слабо проявленные признаки гидротермальных изменений пропилитоподобного профиля в сочетании с некоторым усилением их лейкократовости сравнительно с сохранившимися в редких останцах ранними слабо измененными долеритами.

Описанные флюидно-магматические комплексы формируются в возрастном диапазоне, не превышающем несколько десятков млн л.


^ Руды, термодинамические и физико-химические условия их образования

Мезотермальные золотые месторождения сравниваемых совокупностей обладают вещественно-генетической однородностью, зафиксированной в составе и строении руд, околорудных метасоматических и геохимических ореолов, и подтверждаемой результатами реконструкции физико-химических и термодинамических режимов рудообразования [24].

Работами Ю.В. Долгова, Н.А. Гибшера, В.А. Ехиванова, В.В. Левицкого, Ю.В. Ляхова, И.В. Попивняка, Н.И. Мязь, Г.Л. Митрофанова, В.Г. Петрова, А.А. Проскурякова, А.М. Сазонова и автора руды сложены пятью минеральными комплексами, которым свойственны черты общности и некоторых различий. Образование каждого комплекса начинается с отложения ранних зарождений кварца, масса которого снижается от комплекса к комплексу, продолжается отложением сульфидов, масса и номенклатура которых увеличиваются в предпродуктивном и продуктивном комплексах, но резко снижаются в завершающем, и заканчивается преобладающим отложением карбонатов, масса которых нарастает к концу рудообразования. От этой генерализованной схемы существуют отклонения либо несущественные, либо редкие, и они представляют различия между индивидуальными чертами руд месторождений, касающимися особенностей их минерального состава. Например, арсенопирит – один из главных минералов месторождения Чертово Корыто, отсутствует почти полностью в рудах соседнего месторождения Сухой Лог при том, что оба месторождения образованы в черносланцевых толщах. Причины отклонений остаются пока неясными.

При общем температурном диапазоне рудообразования 500…50 ºС продуктивные минеральные комплексы, в том числе основная масса промышленного золота, отложены в температурном интервале 280…160 ºС из углекислотно-водных, кипевших или периодически вскипавших растворов.

Представление о порционном (пульсационном) режиме поступления гидротермальных, в том числе металлоносных растворов в блоки рудообразования сланцевого и несланцевого субстрата опирается на ряд эмпирических фактов: повторяющиеся последовательность отложения минералов упомянутых классов в составе каждого минерального комплекса, возрастание на 50…100 ºС температур отложения ранних зарождений кварца каждого последующего минерального комплекса над температурами отложения поздних зарождений кварца каждого предшествующего комплекса, смена составов и состояния растворов от высокотемпературных газоводных или газовых гомогенных хлоридных растворов допродуктивных стадий углекислотно-водными вскипавшими с отделением CO2 растворами главной продуктивной стадии и далее относительно холодноводными слабосолеными растворами послепродуктивной стадии.

Однообразен анионно-катионный и газовый состав растворенного вещества в вакуолях минералов руд месторождений обеих совокупностей. В частности, среди газов диагностированы O2, CO2, CO, H2, N2, CH4, C2H6, C3H8 и другие, причем на примере некоторых месторождений доказано, что степень окисленности углерода возрастает вверх по восстанию рудных тел при единообразном изменении степени газонасыщенности вакуолей в кварце, сульфидах, золоте [38].

Изотопные отношения серы сульфидов руд месторождений, образованных в кристаллическом субстрате (Кузнецкий Алатау, Северное Забайкалье), как правило, укладываются в интервалы вариаций, отвечающие метеоритному стандарту. Подобные вариации нередко свойственны сульфидам или части сульфидов руд «сланцевого типа» (Советское, Холбинское, Чертово Корыто, Кедровское, Каралонское месторождения), но отмечаемые здесь факты изотопного «утяжеления» серы сульфидов отличают апосланцевые руды от образованных в кристаллическом субстрате и усложняют интерпритацию. Эти факты однако сочетаются с изотопным «облегчением» сульфидной серы по мере приближения к раствороподводящим глубинным разломам, например, в кедровской свите черных сланцев [32] и в Ленском районе [7].


^ Околорудные метасоматические ореолы

Крупнообъемные околорудные и рудовмещающие метасоматические ореолы в толщах углеродистых сланцев и в кристаллических породах представляют, судя по минералого-петрохимической зональности, однообразное сочетание тыловой березитовой и периферийной пропилитовой метасоматических формаций [20, 21, 24]. Наряду с подтверждением типовых минералого-петрохимических черт метасоматизма березитового профиля как калиево-сернисто-углекислотного процесса, обнаружено явление фемофильной специализации апосланцевых, апоультраметаморфитовых, апогранитных березитов, выраженной в накоплении в них контрастных аномалий Mg, Ti, P, Fe, Ca, Mn в ближнем обрамлении глубинных разломов [21, 26, 33]. В месторождениях Ирокиндинском, Кедровском, Чертово Корыто концентрации этих элементов в березитах почти на порядок превышают фоновые. По мере удаления от глубинных разломов на расстояниях 1,0…1,5 км концентрации их в березитах снижаются вплоть до кларковых значений. В этом же направлении уменьшаются средние содержания и запасы золота в рудных телах. Не найдено признаков снижения содержаний фемофильных элементов в породах периферийных зон метасоматических ореолов. Все это квалифицирует разломы как раствороподводящие. В теоретическом плане обсуждаемые аномалии, учитывая фемофильный петрохимический профиль элементов, раскрывающий петрохимическое своеобразие ультрабазитовых, базитовых и производных из них щелочных магм, рассматриваются как вещественные признаки генерации металлоносных растворов в мантийных магматических очагах, что согласуется с фактами инъекций растворов в чередовании с умеренно щелочными базальтовыми расплавами.

Во вмещающих средах с резко дифференцированным минералого-химическим составом, в частности, в тонкополосчатых ультраметаморфитах Ирокинды с чередующимися кварц-полевошпатовыми гнейсами, кальцифирами, амфиболитами и другими породами обнаружено явление направленного перемещения при околотрещинном метасоматизме петрогенных элементов – кремния, алюминия, калия, кальция, железа, магния, углекислоты из пород с высокими их содержаниями в породы с низкими, то есть в направлении выравнивания концентраций [31]. Наиболее контрастно явление выражено при образовании тыловой березитовой зоны. Это вещественное эмпирическое доказательство концентрационно-диффузионного механизма массопереноса, подтверждающее известные теоретические построения Д.С. Коржинского и экспериментальные результаты, полученные Г.П. Зарайским, и отвечающие на вопрос: а как это происходит в природе? Открытие явления углубляет знания в области трещинно-поровых флюидно-породных гидродинамических взаимодействий в процессах природного гидротермального минералообразования.


^ Углерод в рудах и околорудном пространстве

Присутствие в вакуолях минералов руд месторождений обеих совокупностей растворенных, а в породах и рудах твердофазовых восстановленных и окисленных форм углерода свидетельствует об его активном участии в процессах мезотермального рудообразования. Это потребовало специального изучения вопроса.

Установлено [32], что состав и распределение углеродистого вещества в изученных черносланцевых рудовмещающих кедровской, водораздельной и безрудной мухтунной толщах не зависят от литотипов осадочных пород, но подчиняются метаморфической и метасоматической зональности. За пределами и на дальней периферии крупнообъемных околорудных метасоматических ореолов углерод сосредоточен в основном в керогене – графите с незначительной долей неграфитизированной субстанции и при несущественном (тысячные доли %) участии битумоидов – смеси углеводородов, легких смол и др., отчасти – в седиментогенном кальците, а внутри ореолов и в рудах, кроме того, в метасоматических карбонатах. В условиях прогрессивного регионального метаморфизма, в том числе формирующего очагово-купольные структуры ультраметаморфизма, в наиболее высокотемпературных зонах увеличивается степень обуглероживания керогена (до 98,24 %). Напротив, в процессах околорудного метасоматизма в направлении от фронтальной к тыловым зонам метасоматических ореолов усиливается степень его окислительной деградации, сопровождаемой снижением содержания углерода в керогене от 95,1 % до 84,04 %, увеличением содержания водорода от 0,63 % до 3,15 % при одновременном возрастании концентрации углерода в окисленной форме в метасоматических карбонатах.

Усиление степени метасоматических преобразований черных сланцев сопровождается обогащением метасоматических ореолов углеродистым веществом, что выражается в дополнительном накоплении в ореолах восстановленного углерода в керогене и битумоидах преимущественно на ранних стадиях процессов (например, до 0,65 %, 0,85 %, 0,38 % в среднем соответственно в промежуточных и тыловой зонах против 0,24 % в среднем во фронтальной зоне и вне ореола в кедровской толще) и окисленного углерода в карбонатах, главным образом, – на поздних. Отмечаются факты пересечения прожилками керогена метакристаллов доломита, анкерита, что оценивается как признак чередования во времени отложения окисленного и восстановленного углерода. Кальцит ультраметаморфических кальцифиров Ирокиндинского месторождения, мраморизованных известняков кедровской толщи при их березитизации – лиственитизации диссоциирует с образованием в объеме былых кристаллов тонкой густой «сыпи» бесструктурного керогена. Эти факты доказывают образование части керогена за счет местных источников окисленного углерода в процессе рудообразования. В свою очередь, осветление черносланцевых березитов как следствие «отгонки» в прожилки или «сжигания» (окисления) керогена свидетельствует об окислительном режиме гидротермальных растворов. Все эти вещественные «следы» подчеркивают динамику изменения физико-химических, в данном случае, окислительно-восстановительных условий в системах рудообразования.

По совокупности данных, в том числе изотопно-геохимических, приведенных в [24, 32], доказывается представление о глубинных (мантийных) источниках углерода метасоматических карбонатов (13δС = –5…–9 ‰) и полигенном происхождении углерода керогена. В составе керогена участвует преобразованное при метаморфизме в графит, графитоиды седиментогенное (биогенное) углеродистое вещество, о чем можно судить по наличию сохранившегося за пределами и на дальней периферии околорудных метасоматических ореолов керогена, углерод из местных породных источников (кальцита) и углерод, поступивший в блоки метасоматизма и рудообразования, вероятно, в форме углеводородов из мантийных источников.


^ Околорудные геохимические ореолы

Геохимические исследования золоторудных полей и районов ориентированы на оценку источников сосредоточенных в рудах золота и других металлов, в частности, на выяснение роли вмещающих черносланцевых толщ в обеспечении металлами рудных тел при рудообразовании. Проблема, как отмечалось, сохраняет и поныне актуальность, поскольку многие специалисты в условиях дискуссии и многовариантных решений придерживаются более декларируемой, чем обоснованной, метаморфогенно-гидротермальной гипотезы образования золотых месторождений «сланцевого» типа. Геохимическое изучение ближнего и дальнего околорудного пространства опирается на представление о геохимии как науке, призванной, согласно В.И. Вернадскому и А.Е. Ферсману, реконструировать геологическую историю химических элементов в породах и земных оболочках.

Разработана и использована методика геохимических исследований, включающая предварительное петрологическое изучение горных пород по видам и разновидностям с дифференциацией всего многообразия слагающих их минеральных ассоциаций (комплексов) на образованные в начальный момент формирования пород и на каждом этапе их последующих преобразований. Создается многоуровневая система выборок, представляющих свежую породу (если сохранилась), ее же, измененную при метаморфизме в конкретной минеральной зоне, ее же, измененную в конкретной минеральной зоне метасоматизма и наложенного околорудного метасоматизма. Это обеспечивает возможность проследить «поведение» каждого рудогенного элемента, прежде всего золота, на каждом этапе преобразований пород и дать генетическую интерпретацию структуры геохимического поля, включая аномалии в нем, в ближнем и дальнем околорудном пространстве.

В многочисленных исследованных золоторудных полях и их обрамлении получена единообразно повторяющаяся картина распределения рудогенных элементов в горных породах, структуры геохимических полей и поведения элементов в околорудном пространстве [30].

Всегда геохимические ореолы занимают меньшие объемы, чем околорудные метасоматические, – первые вписываются в последние. В слабо измененных породах (гранитах, габбро, ультраметаморфитах, черных сланцах и др.) на дальней периферии околорудных метасоматических ореолов и вне их в свежих породах содержания рудогенных элементов близки к кларковым значениям (например, золота 1 … 2 мг/т). Эти содержания сохраняются и в углеродистых толщах, измененных при региональном метаморфизме на уровне, скажем, амфибол-биотитовой ассоциации. В направлении к рудным телам по мере усиления интенсивности метасоматических преобразований пород от одной минеральной зоны к другой средние геометрические (и арифметические) содержания золота и других металлов, дисперсии их распределения (стандартный множитель и стандартное отклонение) возрастают, достигая максимума в тыловой березитовой зоне, к которой приурочены наиболее контрастные аномалии. В этом же направлении увеличивается золото-серебряное отношение и корреляционные связи золота, серебра и других металлов, приближаясь к таковым в рудных телах. Максимальные средние содержания золота и других металлов в тыловых зонах метасоматических ореолов прямо соотносятся с богатством руд, – в обрамлении рудных столбов содержания металлов существенно выше, чем в обрамлении слабо золотоносных участков рудных тел. Все это доказывает образование в каждом месторождении руд, околорудных метасоматического и геохимического ореолов в результате одного рудообразующего процесса. Повышенные содержания