Au-Ag месторождения в терригенных толщах Северо-Востока России

А.В. Волков — д.г.-м.н., заведующий лабораторией Геологии рудных месторождений, главный научный сотрудник ИГЕМ РАН.

Под термином «эпитермальные» со времен именитого американского геолога В. Линдгрена [1] понимают близповерхностные (<1 км) низкотемпературные гидротермальные проявления благородных металлов, в основном связанные с субаэральным вулканизмом и иногда с продуктами вулканизма.

В общепринятой классификации [2] эпитермальные месторождения на основании окислительного состояния серы в гидротермах разделены на два класса: низкосульфидизированный (LS — low sulphidation), высокосульфидизированный (HS — high sulphidation). Позднее был выделен еще один класс [3] — средне-(промежуточно)сульфидизированный (IS — intermediate sulphidation). Для месторождений LS-типа обычно характерен пирит-пирротин-арсенопиритовый минеральный комплекс с железистым сфалеритом. Месторождения HS отличаются энаргит-люцонит-ковеллиновым комплексом (с пиритом). Для IS-типа характерен теннантит-тетраэдрит-халькопиритовый комплекс и сфалерит с небольшой примесью железа, а также присутствие родохрозита, родонита и ангидрита в отличие от халцедона и адуляра для месторождений LS-типа [3].

Месторождения IS-типа, ассоциирующие с андезит-риодацитами, формировались на больших глубинах, чем месторождения LS-типа, связанные с риолит-базальтовыми сериями. Au-Ag эпитермальные месторождения HS- типа тесно связаны с известковощелочными островодужными системами, их рудообразующие флюиды имеют магматическую природу и представляют на близповерхностном уровне остывающие кислые флюиды, которые формировали порфировые Cu ± Mo ± Au месторождения. Наоборот, почти нейтральные по pH гидротермальные растворы, характерные для LS месторождений, представлены обычно поверхностными водами с небольшим присутствием магматического флюида, а роль магматизма заключается только в их подогреве [4].

Рис. 1. Схема размещения вулканических поясов и зон ТМА на Северо-Востоке Азии, составлена на основе [8, 9] 1–2 — вулкано-плутонические пояса: 1 — палеоостроводужные: позднеюрско-меловые Удско-Мургальский (УМВП), УяндиноЯсачненский (УЯВП), Олойский (ОВП) и меловой Южно-Анюйский (ЮАВП) со святоноским окончанием (СВП); 2 — окраинноконтинентальные: а — позднемеловой Охотско-Чукотский (ОЧВП); б — девонский Кедонский (КВП). 3–5 — кайнозойские вулканические пояса: 3–4 — окраинно-континентальные: 3 — эоцен-олигоценовый Западно-Камчатский-Корякский (ЗКВП); 4 — олигоцен-четвертичный Центрально-Камчатский (ЦКВП); 5 — островодужный плиоцен-четвертичный ВосточноКамчатский (ВКВП). 6 — условные границы: областей более интенсивно проявленной активизации (а) и внешних частей перивулканических зон (б) с учетом геофизических данных. 7 — линейные зоны ТМА: продольные согласные со складчатостью (а) и поперечные к складчатости (б). 8 — установленные глубинные зоны ТМА: омсучкчанского (а) и чукотского (б) типов. Цифры 1–70 — номера зон ТМА. Ма — миллионы лет. № 9 — Кукенейская зона ТМА. № 33 — Хурчан-Оротуканская зона ТМА. 9 — Au-Ag эпитермальные месторождения в терригенных толщах.

В настоящее время признана связь Au-Ag эпитермальных месторождений с островодужными и постаккреционными вулканогенными поясами, с выхолаживанием субдукции, постколлизионным задуговым растяжением и рифтогенными структурами [4]. В этих обстановках вместе с Au-Ag месторождениями формировались колчеданные (Cu-Pb-Zn-Au-Ag-Cd-In) месторождения типа «Куроко» и «жильного Куроко», а также месторождения Sn-Ag-порфировых, Cu-Mo-Au-Ag-порфировых и Au-As-Sb-Ag-вкрапленных руд (постколлизионное задуговое растяжение) [5].

В геологической литературе давно укоренилось мнение, основанное на огромном количестве эмпирических фактов, что вулканогенные или эпитермальные месторождения не переходят с глубиной в мезотермальные или плутоногенные [6, 7]. В частности, Г. Шнейдерхен [7] полагал, что эпитермальные Au и Au-Ag месторождения образуют отдельную группу и имеют свои особые корни в субвулканических интрузивах; переходы к плутоногенным месторождениям отрицались, указывалось на отсутствие эпитермальных руд вне связи с изверженными породами.

Рис. 2. Положение Печальнинской ВКС в Хурчан-Оротуканской зоне ТМА. Схема составлена на тектонической основе [18] с дополнениями 1–5 — геологические формации: 1 — четвертичные; 2 — меловые; 3 — юрские; 4 — триасовые; 5 — пермские. 6–8 — покровы и туфы меловых вулканитов. 9, 10 — песчаники и глинистые формации верхоянского комплекса. 11 — сиениты. 12 — гранитоиды. 13 — диориты и гранодиориты. 14 — малые интрузии габбродиоритов. 15 — контуры ареала ТМА. 16, 17 — месторождения: 16 — золота, 17 — оловорудные. 18 — контур карты.

В сводке по Южно-Карпатской золотоносной провинции А. Хельке [6] писал, что в черных средиземноморских сланцах, подстилающих вулканиты, Au-Ag жилы выклиниваются, проникая в них на 50 м. После этих публикаций терригенные толщи основания вулкано-структур было принято считать неблагоприятной средой для локализации Au-Ag эпитермальной минерализации. Одновременно ряд исследователей неоднократно приводил доказательства в пользу глубинных (вулканогенных) рудогенерирующих источников эпитермальных месторождений [10; 11]. Но при этом подразумевалось, что глубинные флюиды не оставили никаких следов на своем пути от нижнекоровых (или даже подкоровых) до приповерхностных ярусов, хотя и постулировалась длительность развития вулканогенно-плутоногенных гидротермально-флюидных систем и высокие концентрации металлов в рудоносном флюиде, формировавшем бонанцевые месторождения. Эти постулаты противоречили кратковременности формирования рудных бонанц и невысоким содержанием металлов в реликтовых растворах эпитермальных минеральных ассоциациях.

В Кукенейской зоне ТМА (Центральная Чукотка, рис. 1) Au-Ag эпитермальные месторождения Промежуточное (Северо-Восток), Сильное, рудные тела восточного участка месторождения Сопка Рудная выявлены в терригенных флишевых толщах фундамента Охотско-Чукотского вулканогенного пояса [12]. Кроме того, аналогичные эпитермальные месторождения и проявления выявлены в терригенно-осадочном обрамлении интрузивно-купольных структур в пределах Хурчан-Оротуканской (Печальное, Ветвистое) и Балагычано-Сугойской (Роговик), Куйгинской (Кысылга, Альфа, Мастах и др.) зон ТМА в Верхояно-Колымском складчатом поясе.

Рис. 3. Литолого-структурная схема Промежуточного рудного поля 1–5 — терригенные толщи триаса: 1 — глинистые породы нижней пачки; 2 — породы средней песчанистой пачки; 3 — песчаноглинистые породы верхней пачки; 4 — песчаники; 5 — глинистые сланцы с монотисами. 6 — рудные тела. 7 — зоны дробления, рассланцевания и тектонических брекчий. 8 — условные пласты песчаников и глинистых сланцев. 9 — дайки диоритовых порфиритов и слюдяных лампрофиров (а), долеритов и андезито-базальтов (б). 10 — разломы. 11 — направление погружения шарниров мелких складок. 12 — россыпи, в основном, отработанные. 13 — канавы. 14 — площадь месторождения.

В терригенных толщах близкого состава залегают Au-Ag месторождения Высоковольтное и Косманычи в Центральных Кызылкумах, Балей и Тасеевка в Забайкайле. Богатейшее месторождение Хисикари (150 т золота, со средним содержание 60 г/т) в Японии также залегает в терригенных толщах основания под покровом вулканитов [13]. Однако, за исключением месторождений Хисикари и Балея, все остальные относятся к мелким по масштабам объектам. Возможные причины этого обсуждаются в настоящей статье на примере месторождения Промежуточное (Центральная Чукотка) и Печальное (Магаданская область).

Положение месторождений в региональных структурах

Тектономагматическая активизация (ТМА) — процесс резкого усиления (или возобновления) тектонических движений в стабильных участках земной коры [14]. К структурам активизации были отнесены в том числе и вулканогенные пояса. В определенной мере этот тип активизации распространен и в регионах северо-востока Азии (доюрское основание и мезокайнозойский покров, но нередко и вулканогенный). Процессы ТМА проявляются неравномерно и наиболее существенно сказываются в достаточно широких (10–30 км) зонах вдоль крупных разломов, в силу своей проницаемости обладающих повышенным тепловым потоком и продолжительными процессами магматизма, метасоматоза и рудообразования [15]. Среди последних выделены продольные и поперечные по отношению к генеральному направлению складчатости пород фундамента поясов и, соответственно, разновозрастные по времени заложения — раннеи позднеорогенные зоны [16].

Верхояно-Чукотские мезозоиды испытали наиболее обширную активизацию в конце мела — начале палеогена, синхронную, по-видимому, одному из этапов развития Охотско-Чукотс кого вулканогенного пояса (ОЧВП). Область влияния позднемезозойской ТМА выделяется в нечетко ограниченную перивулканическую зону (шириной до 500 км), охватывающую южную часть Яно-Колымской системы, Олойскую зону и Чукотскую систему (см. рис. 1). Сходными с перивулканической зоной ОЧВП структурами ТМА сопровождаются также Южно-Анюйский и Уяндино-Ясачненский вулканоплутонические пояса, а на Омо лонском террейне, пр оявлена позднепалеозойская ТМА, в связи со становлением Кедонского континентального вулканогенного пояса (см. рис. 1).

Линейные зоны ТМА рассматриваются нами в качестве ответвлений ОЧВП, цепочки вулканических полей и интрузивов также часто располагаются на продолжении более или менее протяженных выступов покровных образований пояса (см. рис. 1). Вместе с тем от образований пояса их отличают иные тектономагматические черты, определяемые в основном разобщенным очаговым характером проявлений магматизма и чертами металлогении. Перивулканическая зона вместе со структурами ОЧВП объединяется в единую металлогеническую провинцию (см. рис. 1).

Формирование ОЧВП происходило в условиях общего надсубдукционного растяжения с проявлением левосторонних сдвигов перемещений [17], в связи с чем получили развитие продольные северо-восточные и косые меридиональные сдвиги (см. рис. 1). Зоны ТМА нередко знаменуют собой возобновление «регматической» сети разломов земной коры. При этом в строении верхних структурных этажей разломы могут быть выражены как в явном, так и в завуалированном виде. В первом случае они выступают как непосредственно наблюдаемые граничные элементы крупных тектонических структур, во втором — как скрытые разломы фундамента, фиксирующиеся по комплексу геологических аномалий. В соответствии с этим среди многочисленных зон ТМА мы выделяем глубинные долгоживущие и верхнекоровые.

Рис. 4. Фрагмент р.т. № 1 месторождения Промежуточного в полотне траншеи 1 — алевролиты. 2 — пласты и линзы песчаников. 3 — минерализованная зона дробления, рассланцевания и смятия. 4–5 — текстуры золото-сереброносных кварцевых жил: 4 — крустификационная; 5 — кварцевая брекчия; 6 — брекчиевая; 7 — элементы тектоники: а — зоны трещиноватости; б — тектонические границы.

Кукенейская зона ТМА пересекает северо-западные складчатые структуры на протяжении более 150 км (см. рис. 1). Она располагается в западном обрамлении Пегтымельского вулканопрогиба ОЧВП и контролируется северо-восточными глубинными разломами. В центральной части зоны ТМА, совпадающей с периклинальным замыканием крупной Ичувеемской брахиантиклинальной складки, в узел пересечения северо-западных и северо-восточных синвулканических, магмоподводящих разломов зоны ТМА внедрился 110– 107 млн лет назад Кукенейский гранитоидный массив. Массив вытянут в северо-восточном направлении (9×3 км), имеет асимметричное строение (крутое падение северо-западного контакта на запад и пологое падение на восток — юго-восточного контакта). Центральную часть массива слагают аляскитовые граниты, а периферические части — гранит-порфиры. Его обрамляет ореол контактовометаморфизованных пород, шириной более 2 км. В ореоле представлены биотит-кордиеритовые роговики (внутренняя зона) и узловатые сланцы и филлиты (внешняя зона).

Анализ пространственного положения золоторудных месторождений в пределах Кукенейской структуры показывает, что они структурно тесно связаны друг с другом. Месторождения Промежуточное, Сопка Рудная, Майское расположены в пределах одной зоны повышенной тектонической активности в виде подковы охватывающей с юго-запада Кукенейскую интрузию [12]. Эта зона фиксируется отрицательной гравитационной аномалией и геохимическим полем повышенных концентраций рудных элементов. Практически все разрывные нарушения в пределах зоны содержат арсенопирит-пиритовую вкрапленность, в которой отмечается от 0,5 до 3 г/т золота. Для нее характерны локальные рудовмещающие купола, положение которых определяется узлами пересечения крупных разломов, экструзивные тела риолитов, некки андезитов, поля даек различного состава, контролирующиеся узлами пересечения северо-восточных, субмеридиональных, субширотных и северо-западных разломов. Они фиксируется гравитационными ступенями в поле силы тяжести, магнитными и геохимическими аномалиями. Формирование этой зоны, по-видимому, связано со штамповым воздействием внедряющейся интрузии на вмещающие породы, которое приводит к складчатым дислокациям, к тектоническому оживлению древних и образованию новых разломов. К центральному ку полу структуры также приурочены несколько месторождений и рудопроявлений золотосульфидной вкрапленной и касситерит-сульфидной формаций. Это оруденение локализуется в радиальных разломах различных направлений по отношению к югозападным и западным границам ин трузии.

В Кукенейской зоне проявлена своеобразная металлогеническая зональность: по мере приближения к интрузиву с юго-запада на северо-восток зона эпитермального Au-Ag оруденения (месторождения Промежуточное, Сопка рудная) сменяется зоной золотосульфидного вкрапленного оруденения (месторождения Майское, Сильное), а в непосредственной близости от массива располагаются касситерит-сульфидные месторождения (Кевеемское, Кукенейское), в самом массиве известно уран-ториевое месторождение [12].

Хурчан-Оротуканская зона ТМА в современном тектоническом плане (рис. 2) — это зона глубинного субмеридионального разлома [18], пересекающая линейные складчатые структуры Инъяли-Дебинского синклинория и брахиформные структуры Балыгычано-Буяндинского поднятия на протяжении более 200 км. В ее пределах локализуются рудоносные ВКС (см. рис. 2), поля даек и субвулканических тел, рудные поля с Au-Ag, Au-редкоме таль ной, касситерит-силикатной, редкометально-пегматитовой и Ag-поли металлической и РЗЭ ми нерализацией.

К месту пересечения Хурчан-Оротуканской зоны ТМА с переходной зоной между Инъяли-Дебинским синклинорием и Балагычано-Буяндинским поднятием приурочена Верхне-Оротуканская интрузивно-купольная структура (см. рис. 2). В центральной части структуры (см. рис. 2) выходят на поверхность гранитоиды Верхне-Оротуканского массива позднемелового возраста (86 млн лет, К-Ar [19]). Массив имеет многофазное строение и представляет собой в плане вытянутое в субмеридиональном направлении (24×8 км) тело овальной формы. В первую фазу сформировались средне- и крупнозернистые биотит-роговообманковые субщелочные граниты, во вторую — мелкие штоки гранит-порфиров, аплитов и мелкозернистых гранитов.

Верхне-Оротуканский массив полого погружается на восток (углы падения 15–45°), а западный контакт массива — крутой. В надинтрузивной зоне массива развиты несколько ВКС (см. рис. 2). В терригенном фундаменте последних локализованы рудные поля с Au-Ag и Ag-полиметаллической минерализацией Печальное, Ветвистое, а риолиты и комендиты, несут потенциально-промышленные концентрации РЗЭ.

Рис. 5. Проекция рудного тела № 3 Промежуточного месторождения на вертикальную плоскость 1 — вмещающие терригенные толщи и проекция рудоконтролирующих разломов. 2 — проекция главной субширотной зоны смятия. 3 — дайки андезито-базальтов. 4 — контур рудного тела. 5 — колонковые скважины. 6 — горные выработки (штрек, восстающий). 7 — канавы.

Печальнинская ВКС находится на пересечении скрытого разлома северо-западного простирания и субширотного Ларюковского разлома, вдоль которого осуществлялись правосторонние и более поздние левосторонние сдвиговые перемещения вмещающих пород.

Геологическое строение месторождений

Месторождение Промежуточное (см. рис. 1) обнаружено А.А. Сидоровым в 1957 году [20]. Основные рудные тела месторождения были вскрыты по простиранию траншеями и подсечены на глубине около 100 м скважинами колонкового бурения и штольневым горизонтом (80 м). Запасы месторождения по категории С₁+С₂ — 1500 кг, прогнозные ресурсы категории Р₁ — 5 т, отношение золота к серебру — 1:10.

В геологическом строении месторождения принимают участие терригенно-осадочные породы, представленные переслаивающимися алевролитами, глинистыми сланцами и линзами тонкозернистых песчаников флишоидной формации. Вмещающая толща слагает здесь юго-западное крыло брахисинклинальной складки и представляет собой самую верхнюю часть карнийского яруса, которая восточнее перекрывается отложениями норийского яруса (рис. 3). Общее залегание пород пологое (10–15°), вблизи разломов вследствие местной приразломной складчатости — крутое (до 45° и более). Терригенная толща прорывается многочисленными дайками диоритовых порфиритов и андезито-базальтов, слагающими на северо-восточном фланге рудного поля субширотный пояс (см. рис. 3). Дайки представлены сложно ветвящимися телами со ступенчатыми, иногда пилообразными контактами. Мощность даек варьирует от 0,5 до 5 м. Длина по простиранию — более 3 км, падение субвертикальное. В дайках отмечены ксенолиты песчаников, алевролитов, гранодиоритов и гранит-порфиров, аналогичных гранитоидам краевых фаций Кукенейского массива.

Месторождение расположено в пределах неотектонического купольного поднятия (см. рис. 3). Расчлененное мелкогорье которого резко выделяется на фоне сглаженного холмисто-увалистого рельефа окрестностей. Ручей Промежуточный находится в стадии глубинной эрозии и имеет отчетливо висячие долины притоков. Площадь Промежуточного рудного поля разбита многочисленными разломами (см. рис. 3). Дуговые отрезки северо-восточных и субширотных разломов совместно с субмеридиональными «радиальными» рудовмещающими трещинами на северо-восточном фланге рудного поля, по-видимому, являются элементами структуры слабо эродированного купола (см. рис. 3).

Рудные тела месторождения локализованы преимущественно с южной стороны субширотного пояса сравнительно протяженных даек андезито-базальтов (см. рис. 3). Большинство из них выявлены по субмеридиональноориен тированным развалам кварцевых глыб и вскрыты поверхностными горными выработками и колонковыми скважинами. Серия р.т. 3–7 вскрыты подземными горными выработками на глубине 80 м от поверхности. Учитывая, что из россыпей ручьев Промежуточного и Двойного (см. рис. 3) извлечено более 3 т золота, можно предположить, что месторождение значительно эродировано. На это также указывает широкое развитие брекчиевой текстуры в рудоносных жилах.

В большинстве случаев жилы имеют субмеридиональное простирание и пересекаются с субширотными дайками андезито-базальтов под прямым углом. Судя по наблюдениям сложных взаимопересечений даек и рудоносных жил, дайки представляются дорудными и возможно внутрирудными. В центральной части месторождения установлен ореол серицитизированных и окварцованных алевро-глинистых вмещающих пород. Размеры ореола 100×300 м, отмечено расширение его c глубиной, что, наряду с ксенолитами гранитоидов в дайках, указывает на близость не выходящего на поверхность интрузивного тела.

В пределах месторождения выявлено 11 рудных тел, представляющих слабо минерализованные зоны дробления с осевыми кварцевыми жилами (рис. 4). Поле веерообразно размещающихся рудных зон имеет ширину около 2 км на севере и 1 км на юге (см. рис. 3). Протяженность рудовмещающих зон — 200–300 м, длина отдельных кулисообразных рудных тел — 30–50 м (см. рис. 4). Падение рудных тел северо-восточное, близкое к вертикальному.

Рудные столбы (бонанцы) с содержанием золота 20–50 г/т (0,1–1 т) контролируются участками пересечений жил с дайками (рис. 5). Кварц-антимонито вые жилы, протяженностью 10–30 м и мощностью 0,1–0,5 м характерны для рудных столбов. В околорудных ореолах количество аргиллизитов не превышает 5–10 %. Наиболее интенсивно изменены дайки андезито-базальтов.

Рудные тела месторождения, представленные кварцевыми жилами, во вторичных геохимических ореолах фиксируются слабыми аномалиями золота, серебра, сурьмы, меди, свинца, молибдена, вольфрама, никеля, цинка, ртути и пониженными содержаниями по сравнению с вмещающими породами марганца, титана, хрома, бария. Распределение элементов по простиранию рудных тел крайне неоднородно. В р.т. 1 максимумы содержаний золота и серебра, сопровождаются высокими содержаниями свинца и меди. Рост содержания золота в рудных столбах сопровождается незначительным возрастанием содержания серебра и Au-Ag, отношение варьирует от 1:1 до 2:1. Эти рудные столбы отличаются повышенными содержаниями по отношению к рядовым рудам свинца, висмута, цинка, вольфрама, ртути, мышьяка. Высокие содержания серебра коррелируют в них с содержанием меди, свинца, сурьмы, цинка, мышьяка. Установлены высокие коэффициенты корреляции (>0,5) золота с медью, свинцом, цинком, висмутом, ртутью, а для серебра только с сурьмой. В рудах месторождения по данным химического и спектрального полуколичественного анализа содержится небольшая примесь карбоната, окисного и закисного железа, глинозёма, марганца, титана, магния, фосфора, окислов калия и натрия.

Внутреннее строение жил Промежуточного месторождения, попадающее под понятие «текстура», открывает путь к выяснению их происхождения. «В текстурном узоре отражены не только черты парагенезиса, — пишет Ф.И. Шахов [21], — но и формы рудных тел, а также структура рудного поля». Текстуры жил разнообразны и в целом относятся к группе текстур «выполнения», типоморфных для близповерхностного эпитермального Au-Ag оруденения. Преимущественным развитием в кварцевых жилах Промежуточного рудного поля пользуются брекчиевая, брекчиевополосчатая и крустификационная текстуры.

Для рудных тел Промежуточного месторождения характерны переходы от брекчиевой к пластинчато-каркасной и крустификационной текстурам, что резко отличает их от жил золотокварцевой формации, также локализующихся в терригенных толщах. Проведенный текстурный анализ показал, что жильные тела Промежуточного месторождения представляют собой результат как активной дезинтеграции вмещающей породы жильным веществом, одновременно проникающим по многим трещинам, раскрывая их на первом этапе, так и выполнения свободного пространства в трещинах отрыва, образующихся на втором этапе [12]. Рудоносные жилы с брекчиевыми текстурами образовались в результате прокварцевания тектонических брекчий.

Специфические особенности Au-Ag оруденения в терригенных толщах месторождения в значительной мере определяются его минералогией. К таким особенностям относят наличие в рудах значительного количества высокопробного золота [12]; развитие в рудах в качестве основного серебросодержащего минерала — акантита и фрейбергита. Обычные для многих Au-Ag месторождений селениды представлены науманитом, селенистым акантитов, миаргиритом и пираргиритом.

В дорудную стадию на месторождении Промежуточное образовались диагенетический пирит вмещающих терригенных отложений и метаморфогенные кварцевые жилы. Процесс рудообразования начался с отложения раннего кварца (кварц-хлоритпиритовая минеральная ассоциация), нараставшего на поверхность рудовмещающих трещин и сформировавшего зальбанды рудоносных жильных тел. Затем отложился кварц из коллоидных растворов, выполнивший центральные части жил (метаколлоидные и пластинчато-каркасные агрегаты). Вместе с этим кварцем выделилась основная масса рудных минералов, что позволяет объединить их в кварц-сульфидную стадию. В этой стадии на основании структурных и текстурных особенностей размещения и взаимоотношений различных минералов установлены четыре минеральные ассоциации: арсенопирит-пиритовая, пирит-блёклорудная, Au-сульфидно-полиметаллическая, электрум-сульфоантимонитовая. Арсенопиритпиритовая минеральная ассоциация, по-видимому, наиболее ранняя, образовалась совместно с отложением кварца второй генерации, что доказывается распространение её неравномерной вкрапленности по всей массе жил.

Рис. 6. Геологический разрез по буровому профилю, месторождение Печальное (по Кузнецов, 1991ф) с изменениями 1 — эксплозивный брекчии II этапа. 2 — флюидальные риолиты, комендиты и их кластолавы. 3 — эруптивные брекчии флюидальных риолитов. 4 — массивные риолиты. 5 — эруптивные брекчии риолитов. 6 — базальты. 7 — туфы и туфоконглобрекчии базальтов. 8 — конгюмераты низов печальнинской толщи. 9 — ороговикованные терригенные породы. 10 — разломы. 11 — границы: а — стратиграфические интрузивных подразделений; б — фациальных разновидностей. 12 — жилы и прожилки кварц-адулярового состава. 13 — скважины и их номера.

Месторождения Печальное открыто в конце 70-х годов прошлого века геологами Сеймчанской ГРЭ ПГО Севвостгеология в одноименной вулканокупольной структуре (ВКС) на северозападном фланге Хурчан-Оротуканской зоны (ТМА) (см. рис. 2, с. 40). Кроме Au-Ag эпитермальных жил в нижнеюрских черносланцевых толщах фундамента, в этой же ВКС было выявлено потенциально перспективное в промышленном отношении проявление редких металлов и РЗЭ в щелочных риолитах [22].

Месторождение Печальное — двухъярусное (рис. 6): кварц-адуляровые и кварцевые Au-Ag жилы локализованы в ороговикованных терригенных породах нижнего яруса, а кварцевые риолиты и комендиты печальнинской толщи верхнего яруса содержат потенциально-промышленную редкометальную и РЗЭ минерализацию [22]. Возраст кварц-адуляровых жил, определенный K-Ar методом, 83+4 млн лет (Кузнецов, 1991ф).

Система разрывных нарушений (сбросов) северо-восточного и северо-западного простирания, формирующая ромбовидную блоковую структуру месторождения, рассматривается как серия трещин скалывания по отношению к зоне Ларюковского разлома. Ширина зоны разлома составляет около 2 км, она включает систему кулисообразно расположенных разрывных нарушений с преимущественным падением к югу под углами 65–80°, реже наклоненных к северу. При этом продуктивные жилы формировались в результате сдвиговых перемещений в этой зоне (Кузнецов, 1991ф).

Предполагается, что система по лого наклоненных (10–30°) к востоку и северо-востоку разрывных нарушений, представленных зонами дробления и рассланцевания мощностью от 0,5 до 10 м, залегание которых обусловлено морфологией погруженной кровли восточного фланга Верхне-Оротуканского интрузивного массива, контролирует размещение продуктивных жил (Кузнецов, 1991ф).

В составе нижнеюрской толщи преобладают кварц-полевошпатовые алевролиты и глинистые сланцы. Терригенно-осадочные породы юры и триаса дислоцированы в узкие складки субширотного простирания шириной 200–300 м, часто асимметричные или изоклинальные, иногда опрокинутые. Углы падения крыльев складок колеблются от 10 до 80°, в основном — 50–70°. На контакте с выходами гранитов образовались биотит-кордиерит-кварцевые и биотит-кордиерит-кварц-калишпатовые роговики, на некотором удалении от контакта — узловатые сланцы, которые затем сменяются пятнистыми сланцами. Печальнинская толща вулканитов, несогласно перекрывающая нижнеюрские отложения, в пределах ВКС образует субгоризонтальные покровы, или выполняет пологие мульды. Метасоматические породы месторождения можно отнести к трем формациям: грейзенам, вторичным кварцитам и пропилитам.

Риолитовая экструзия Печальнинской ВКС (см. рис. 6) формировалась в две фазы (Кузнецов, 1991ф). Краевые части экструзии сложены риолитами и кластолавами первой фазы. Централь ная часть экструзии сложена флюидальными риолитами, комендитами, их кластолавами и эруптивными брекчиями второй фазы внедрения (см. рис. 6). Установлена принадлежность этих пород к трахириолитам [23]. Именно в последних были выявлены потенциально-промышленные концентрации РЗЭ [22]. На контакте с вмещающими осадочными породами распространены тела эруптивных брекчий первой фазы внедрения.

Рудоносные жилы месторождения сформировались в два этапа (Кузнецов, 1991ф). Первый этап связан со становлением интрузивов формации лейкократовых гранитов и комагматичных им даек позднего мела, второй — с формированием ВКС. Жилы I этапа — серого среднезернистого кварца, размещаются в грейзенах и грейзенизированных породах и сопровождаются минерализацией олова. Промышленное значение имеют кварцевые и кварц-адуляровые жилы II этапа с продуктивной Au-Ag минерализацией. Наиболее крупные жилы размещаются в краевой части ВКС в осадочных породах нижней юры, в пределах кварц-серицит-гидрослюдистой и отчасти кварц-монтмориллонитовой фации вторичных кварцитов. Преобладает субширотное простирание жил и падение на юг, под углами 50–75°. По мере удаления от риолитовой экструзии в плане и на глубину в жилах уменьшается количество адуляра, а колломорфно-полосчатые текстуры сменяются пятнистыми и массивными (Кузнецов, 1991ф).

Продуктивные жилы объединены в 3 рудные зоны: северную, центральную и южную мощностью 350–400 м каждая (Кузнецов, 1991ф), разделенные относительно безрудными интервалами шириной 250–300 м. Преимущественным развитием в продуктивных жилах пользуются сочетание каркасно-пластинчатой и колломорфно-полосчатой, а также брекчиевая и брекчиево-друзовая текстуры (рис. 7). Кроме того, в жилах установлены сложные, комбинированные текстуры, которые представляют собой «композитные» образования. В разных участках таких жил отношение количества кварца и обломков вмещающих пород изменяется от 1:10 до 10:1 и в более широких пределах. Местами в жилах распространены брекчии, в которых обломки представлены разновидностями кварца ранних генераций (см. рис. 7в), а цемент поздним метаколлоидным кварцем.

Для рудных минералов характерны мелкие выделения 0,5–0,05 мм, сосредоточенные в полосах халцедона, окрашенных рудной минерализацией в темный цвет, так называемых «гингуро», мощность которых варьирует от долей мм до 0,5–1 см (см. рис. 7а и 7б, с. 45). Количество рудных минералов в жилах не превышает 1–2 %. Наиболее ранняя сульфидная минерализация представлена арсенопиритом, пиритом, марказитом, пирротином, халькопиритом, сфалеритом и антимонитом. Продуктивную ассоциацию образуют самородное серебро, полибазит, высоко селенистый акантит, и низкопробное самородное золото.

Au-Ag руды месторождения Печального (рис. 8) характеризуются явным обогащением довольно широким спектром элементов (по рейтингу): Ag, Au, As, Sb, Sе, W, Tl, Li, Be, Bi, Cs, Mo, по сравнению со средними значениями верхней коры [24]. Коэффициенты обогащения варьируют от нескольких раз (W, Tl, Li, Be, Bi) — до сотен (Sb, Sе) и тысяч (Ag, Au, As) раз (см. рис. 8), что объясняется геохимическим родством ряда элементов и их синхронном участием в рудообразовании.

Обсуждение полученных результатов и выводы

Полученные нами результаты изучения месторождений Промежуточное и Печальное хорошо корреспондируют с моделью рудообразования месторождения Хисикари, в которой возникновение чрезвычайно богатого оруденения зоны Хонко (150 т со средним содержанием 60 г/т), сфокусированного вблизи структурного несогласия между терригенным основанием и перекрывающими вулканическими породами, объясняется сочетанием двух процессов [13]. Во-первых, вскипанием высокотемпературных флюидов под экраном вулканогенных толщ, что приводило к отложению первых порций золота. Во-вторых, последующим смешением глубинных вод с нагретыми до состояния пара подземными водами вблизи зоны структурного несогласия, что приводило к их бы строму охлаждению и окислению и дальнейшему рудообразованию. Возникает вопрос, чем объяснить огромное несоответствие запасов рассматриваемых месторождений?

Рис. 7. Текстуры руд месторождения Печальное а, б — сочетание колломорфно-полосчатой и каркасно-пластинчатой текстур. в — брекчия с остроугольными обломками осветленного риолита. г — брекчия с обломками роговиков в кварцевом цементе и друзовой текстурой в занорышах. д — туффизит по В.М. Кузнецову (1991ф) с просечками карбоната. е — брекчия с крупными обломками флюорита в туфизитовой матрице. ПЧ-1 и др. соответствуют номерам в таблицах № 3 и № 4, а также местам отбора проб — ПЧ-1, траншея-701(В), ж-1, гор. 860 м. ПЧ-2, траншея-701(В), вмещающие породы, гор. 860 м. ПЧ-4, К-713, гор. 750 м. ПЧ-5, К-725(Ю), гор. 720 м.

Приведенные выше геоморфологические, геолого-структурные, минералого-геохимические и текстурные особенности Промежуточного месторождения однозначно указывают на его значительную эродированность. Богатые рудные тела сохранились в его пределах только в виде корневых частей с незначительными запасами золота и серебра. На Промежуточном месторождении эффузивные толщи полностью эродированы. Кроме того, результаты изучения показывают на определенную генетическую связь эпитермальных руд месторождений Промежуточное и Печальное с золоторедкометальным («intrision related») оруденением. Отметим, что связь корневых частей Au-Ag с золото-редкометальным оруденением установлена в пределах штока Паук [25] и на месторождении Школьное [26]. Тесная пространственно-генетическая связь Au-Ag эпитермального и золото-турмалин-сульфидно-кварцевого мезотермального типов оруденений, образующих многоярусную вертикальную рудную колону, установлена также в Далабай-Жельдыкоринской рудообразующей системе в восточном Казахстане [27]. Au-Ag жилы в этой системе не имеют значительных запасов, несмотря на незначительную эродированость. Возможно, для рудообразующей системы («intrision related») не характерны крупные запасы в эптермальных близповерхностных рудах. А крупное месторождение Хисикари — производное медно-порфировой рудообразующей системы [13].

Р. Селитое [28] рассматривает эпитермальное Au-Ag оруденение только в составе медно-порфировой рудообразующей системы. В его построениях корнями эпитермальные рудные тела связаны с медно-порфировым вкрапленным оруденением. Многочисленные опубликованные данные [28, 2 и др.] показывают, что именно в медно-порфировой рудообразующей системе на близповерхностном уровне формируются наиболее крупные Au-Ag эпитермальные месторождения. Что касается порфировой рудообразующей системы, то на Северо-Востоке России cвязь порфирового оруденения с эпитермальным жильным (непорфировым) представлялась очевидной [29]. Однако эти непорфировые (околопорфировые) жильные образования длительное время не отождествлялись с эпитермальными месторождениями. Хотя на 5-ом симпозиуме IAGOD I.A. Randal [30] предлагал разбуривать участки с отработанными Au-Ag и Ag месторождениями с целью выявления корневых мед нопорфировых месторождений. А.А. Сидоров и Ю.И. Новожи лов [31] уже в это время полагали, что корнями эпитермальных месторождений могут оказаться не только порфировые, но и вкрапленные золотосульфидные руды типа майских на Чукотке и карлинских в штате Невада и Юта в США. Позднее А.А. Сидоров и А.В. Волков [5] добавили к возможным корням Au-Ag эпитермальных месторождений колчеданные типа Куроко (Япония) и железисто-кварцитовые и сульфидные залежи, а также штокверки в докембрийских зеленокаменных поясах типа Калгурли (Австралия). Впрочем, миоценовые эпитермальные Au-Ag руды регенерированного типа уже давно были известны на месторождении Хомстейк [32].

Месторождение Печальное вызывает значительный интерес, так как сформировалось в углеродистых терригенных толщах фундамента ВКС, на удалении около 200 км от ОЧВП. Результаты геохимических исследований руд корреспондируют с минералогическими данными. Заметное обогащение эпитермальных руд довольно широким спектром микроэлементов (по рейтингу): Ag, Au, As, Sb, Sе, W, Tl, Li, Be, Bi, Cs, Mo, преобладание легких лантаноидов над тяжелыми, очень низкие Eu/Sm отношения (<<1), слабо наклонные близхондритовые спектры без европиевых минимумов или максимумов — типичны для эпитермальной рудообразующей системы месторождения Печальное. А соотношение значений Ce/Ce* и Eu/Eu* указывают на окислительные условия, преобладавшие при рудообразовании. Распределение РЗЭ в эпитермальных рудах во многом сходные по конфигурации со спектрами РЗЭ вмещающих те рригенных пород верхоянского комплекса [33].

В спектрах РЗЭ преобладают легкие «гидрофильные» лантаноиды «цериевой» группы. ΣРЗЭ варьирует в широких пределах. Высокие значения ΣРЗЭ характерны для брекчий, а низкие — для кварц-адуляровых жил. Следовательно, можно предположить, что содержание РЗЭ в рудах зависит от количества обломков, вмещающих терригенные ороговикованные породы нижнего яруса ВКС. Повышенные мышьяковистость и селенистость Au-Ag руд месторождения, весьма вероятно, унаследованы от обогащенных As и Se углеродистых терригенных вмещающих пород основания ВКС [34]. Полученные минералого-геохимические данные позволяют отнести минерализацию месторождения Печальное к селеновому подтипу низкосульфидизированного типа эпитермальных месторождений.

В результате минералого-геохимических исследований можно предположить, что формирование Ag–Au минерализации Печального произошло после внедрения риолитов первой фазы, которые экранируют продуктивные жилы и до внедрения флюидальных риолитов и комендитов второй фазы, содержащих редкометальную и РЗЭ минерализацию. Такую последовательность подтверждают невысокие содержания РЗЭ в продуктивных жилах, а также отсутствие сходства между спектрами РЗЭ в продуктивных жилах и в содержащих РЗЭ риолитах и комендитах [22].

Рис. 8. Распределение основных микроэлементов в изученных образцах Au-Ag руд месторождения Печального, нормированных по отношению к средним значениям для верхней коры [24]. Среднее по 6 пробам

Продуктивные жилы месторождения Печальное практически не эродированы, так как большая их часть локализовалась под экраном печальнинской толщи вулканитов. Глубина распространения рудной минерализации по аналогии с другими объектами (Хисикари) может превышать 200 м. Из минералогических признаков небольшого эрозионного среза следует отметить широкое развитие коломорфно-полосчатых текстур и адуляра в жилах, а также незначительное количество полиметаллической минерализации в рудах [35]. Слабая эродированность позволяет предположить высокую вероятность выявления не выходящих на поверхность новых рудных тел.

Таким образом, в ОЧВП и его перивулканической зоне существуют условия для формирования многоярусного эпитермального оруденения, принадлежащего различным рудообразующим системам. Второй ярус богатых эпитермальных жил и штокверковых залежей можно прогнозировать под экраном эффузивов в основании вулкано-структур. В качестве первоочередных объектов для поисков в их пределах могут рассматриваться локальные купольные поднятия терригенных пород фундамента, устанавливающихся по геологическим и геофизическим данным. Перспективны для поисков также рудные поля, приуроченные к реликтам эродированных вулкано-структур (Печальное, Сопка Рудная и др.), расположенных в зонах ТМА, оперяющих структуры вулканогенных поясов. Учитывая слабую изученность оперяющих зон ТМА вулканических поясов Северо-Востока России (см. рис. 1, с. 37), в них высоки перспективы открытия новых эпитермальных Au-Ag и Ag месторождений в терригенных толщах под экраном вулканитов.

---

Работа выполнена в рамках темы Госзадания ИГЕМ РАН.

1. Lindgren W. Mineral deposits. N.Y., McGraw-Hill Book Company, 1953, 930 p.
2. White N., Hedenquist J. Epithermal gold deposits: Styles, characteristics and exploration // SEG News Let¬ter. 1995. № 23. P. 1–12.
3. Hedenquist J.W., Arribas A., Gonzalez-Urien E. Exploration for epithermal gold deposits. Gold in 2000 // Reviews in Economic Geology. 2000. P. 245–277.
4. Richards J.P. Giant ore deposits formed by optimal alignments and combinations of geological processes // Nat. Geosci. 2013. V. 6. P. 911–916.
5. Сидоров А.А., Волков А.В. Генетическое разнообразие и конвергенция эпитермального золото-серебряного оруденения // Докл. РАН. 2004. Т. 397. № 1. С. 72–77.
6. Хельке А. Молодые вулканогенные золото-сербряные месторождения Карпатской дуги. М.: Изд. Всесоюзной торг. Палаты, 1946. 350 с.
7. Шнейдерхен Г. Рудные месторождения. М.: Иностранная литература, 1958. 450 с.
8. Кузнецов В.М. Разнопорядковые структуры позднемезозойской тектономагматической активизации в Верхояно-Чукотской складчатой области // Вестник СВНЦ РАН. 2006. № 2. С. 2–13.
9. Волков А.В., Гончаров В.И., Сидоров А.А. Месторождения золота и серебра Чукотки. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2006. 220 с.
10. Лингрен В. Минеральные месторождения. М.: ОНТИ, 1935. 394 с.
11. Уиссер Э. Связь оруденения с купольными структурами в Североамериканских Кордильерах // Проблемы эндогенных месторождений. М.: Мир, 1964. Вып. 2. С. 9–196.
12. Волков А.В., Сидоров А.А. Уникальный золоторудный район Чукотки. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2001. 180 с.
13. Izava E., Urashima Y., Ibaraki K. The Hishikari gold deposits: high-grade epithermal veins in Quaternary volcanic of southern Kyushu, Japan // Epithermal gold mineralization of the Circum-Pacific: Elsevier, 1990. P. 1–56.
14. Геологический словарь. Т. 2. М.: Недра, 1973. 455 с.
15. Летников Ф.А. Сверхглубинные флюидные системы Земли и проблемы рудогенеза // Геология рудных месторождений. 2001. Т. 43. № 4. С. 291–307.
16. Томсон И.Н., Полякова О.П. Последовательность образования и направленная миграция металлогенических зон на примере орогена Приморья // ДАН. 2000. Т. 374. № 6. С. 809–812.
17. Ващилов Ю.Я. Глубинная структура и развитие Охотско-Чукотского вулканогенного пояса по геофизическим данным // Тихоокеан. геология. 1982. № 4. С. 45–57.
18. Кузнецов В.М., Нищанский Г.М., Палымская З.А. Признаки проявления и формы выражения тектономагматической активизации на примере Хурчан-Оротуканской зоны // Колыма. 1993. № 7. С. 7–12.
19. Кузнецов В.М., Жигалов С.В., Ведерникова Т.А., Шпикерман В.И. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Серия Верхояно-Колымская. Лист Р-56 — Сеймчан. Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2008. 426 с.
20. Сидоров А.А. Золото-серебряное оруденение Центральной Чукотки. М.: Наука, 1966. 146 с.
21. Шахов Ф.Н. Текстуры руд. М.: Изд-во АН СССР, 1961. 180 с.
22. Волков А.В. Галямов А.Л., Мурашов К.Ю. Щелочные риолиты Печальнинского рудного поля (Северо-Восток России) — потенциальный большеобъемный источник тяжелых редкоземельных элементов // Доклады РАН. Науки о Земле. 2023. Т. 510. № 1. С. 46–51. DOI: 10.31857/S2686739723600054.
23. Егоров В.Н., Жигалов С.В., Волков А.В., Сидоров А.А. О редкометалльном оруденении в трахириолитах и комендитах Хурчан-Оротуканской металлогенической зоны // ДАН. 2005. Т. 405. № 2. С. 237–242.
24. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. М.: Мир, 1988. 384 c.
25. Сидоров В.А. Волков, А.В., Прокофьев В.Ю., Савва Н.Е., Сидоров А.А. О корнях Аu-Ag-эпитермального оруденения на примере Пауковского рудного поля, Детринского рудного района, Северо-восток России // Докл. РАН. 2009. Т. 425. № 3. С. 357–362.
26. Прокофьев В.Ю., Волков А.В., Горячев Н.А., Сидоров А.А. Новые данные об условиях формирования и составе рудообразующих флюидов золоторудного месторождения Школьное (Северо-восток России) // Докл. РАН. 2005. Т. 401. № 5. С. 673–678.
27. Валиева Д.С. Золото-серебряное оруденение Далабай-Жельдыкоринской вулкано-плутонической структуры Южной Жонгарии (Казахстан) // Автореферат канд. диссертации. Алма-Аты, 2006. 26 с.
28. Sillitoe R.H. Gold-rich porphyry copper deposits; geological model and exploration implication // Geological Association of Canada. Special Paper. 1993. V. 40. P. 465–478.
29. Сидоров А.А. Рудные формации и эволюционно-исторический анализ благородно-метального оруденения. Магадан: СВНЦ ДВО РАН, 1998. 246 с.
30. Randall J.A. Structural setting and emplacement of Veta Madre ore bodies using the Sirena and Rayas mines as examples, Guanajuato, Mexico. // Proceeding of the IAGOD Fifth Symposium Utah, U.S.A. Snowbird: Alta, 1978. P. 151.
31. Сидоров А.А., Новожилов Ю.И. Существуют ли «корни» эпитермальных месторождений // Тезисы докладов МАГРМ (IAGOD). Тбилиси. 1982. Т. VI. С. 144–145.
32. Рай Д., Доу Б., Делево М. Золоторудное месторождение Хомстейк, Южная Дакота: Изотопный состав свинца, возраст минерализации и источник свинца в рудах северной части района Блэк-Хилс // Стабильные изотопы и проблемы рудообразования. М.: Мир, 1977. С. 149–169.
33. Михалицына Т.И., Соцкая О.Т. Роль черносланцевых толщ в формировании золоторудных месторождений Наталка и Павлик (Яно-Колымский орогенный пояс) // Геология и геофизика. 2020. Т. 60. № 12. С. 1648–1671. DOI: 10.15372/GiG2020149
34. Савва Н.Е. О возможном источнике селена в вулканических месторождениях // Наука Северо-Востока России — начало века // Материалы Всероссийской научной конференции, посвященной памяти академика К.В. Симакова и в честь его 70-летия (Магадан, 26–28 апреля 2005 г.). Магадан: СВНЦ ДВО РАН, 2005. С. 208–210.
35. Савва Н.Е. Минералогия серебра Северо-Востока России. М.: Триумф, 2018. 544 с.

Опубликовано в журнале «Золото и технологии», № 4 (66)/декабрь 2024 г.