Прогнозно- поисковая модель богатых золото- редкометальных месторождений
Введение
На территории России и стран СНГ известно большое число детально изученных несколькими поколениями советских геологов крупных и достаточно богатых месторождений золота (>100 т) в интрузивах гранитоидов и дайках: Березовское, Кочкарское, Джетыгоринское на Урале, Дарасун в Забайкалье, Бестюбе, Акбокай, Васильковское в Казахстане, Чермитан в Узбекистане. Большинство из них разрабатываются и в настоящее время. Многие исследователи традиционно называют подобные месторождения золотокварцевыми или золотосульфидно-кварцевыми [11, 14, 20].
В начале 40-х годов в оловоносных районах Северо-Востока СССР были выявлены золоторудные проявления в гранитоидных интрузивах, отличавшиеся по геологическому положению и минералогии от типичных месторождений золотокварцевой формации. П.И. Скорняковым еще в 1949 году эти проявления и месторождения были отнесены к турмалиново-кварцевой формации и разделены на четыре минеральных типа: золотокобальтовый, золототеллуровый, золотовольфрамовый и золото-касситеритовый. Н.А. Шило и др. [22], анализируя особенности золоторудных месторождений Магаданской области и Индигирского района Якутии, указывали на необходимость выделения самостоятельной золоторедкометальной рудной формации. А.П. Осипов и А.А. Сидоров суммировали имеющийся материал по рудопроявлениям этой формации на Северо-Востоке России и провели сравнительный анализ ее с данными по аналогичным месторождениям других золоторудных провинций СССР [13]. К настоящему времени результаты изучения ЗРМ Северо-Востока России рассмотрены в ряде публикаций [1, 3–6, 9, 10, 17].
Программа поисков месторождений золота в штоках гранитоидов на территории Северо-Востока России была подготовлена в связи с открытием в 1980 году и последовавшей разведкой небольшого по масштабу месторождения Школьное, отличавшегося очень богатыми рудами (Au > 35 г/т), из которых начиная с 1989 года, добывалось 0,6–0,8 т золота в год. В 2008 году отработка этого месторождения в связи с истощением разведанных запасов была завершена.
Рис. 1. Общая модель месторождений золота в интрузивных системах провинции Тинтин. Подчеркивает зональное распространение различных стилей минерализации относительно центрального плутона [35]
Работы по программе стартовали в 1985 году и проводились всеми геолого-разведочными экспедициями ПГО «Севвостгеология». В результате в пределах Магаданской области и на Чукотке было открыто большое число потенциально золотоносных штоков. Однако обнаруженные проявления, за исключением месторождения Кекура (Западная Чукотка), не удовлетворяли экономическим требованиям. Богатейшие руды месторождения Школьное, образовавшиеся в результате совмещения минерализации нескольких этапов — уникальны [5].
ЗРМ, связанные с гранитоидами, широко распространены в Яно-Колымском складчатом и Охотско-Чукотского вулканогенном поясах, а также в палеозойских и мезозойских зонах тектономагматической активизации Омолонского кратонного террейнов. В отличие от Cu-порфировых и Sn-месторождений рассматриваемые месторождения связаны с гранитоидами самого разного состава и происхождения [10].
№ п/п | Отличительные признаки |
1 |
Среднеглиноземистые, субщелочные интрузии от гранодиоритового до фельзитового состава, которые находятся на границе между ильменитовой и магнетитовой сериями; |
2 | CO2, CH4 содержащие гидротермальные флюиды |
3 |
Постоянная ассоциация золота с повышенными содержаниями следующих индикаторных геохимических элементов: Bi, W, Sn, As, Мо, Со, Te, и/или Sb и низкими содержаниями Cu, Zn, Pb, часто Ag. |
4 |
Количество сульфидов < 5 %, с восстановленным составом — обычно представленным арсенопиритом, пирротином, и пиритом, при отсутствии магнетита и гематита |
5 |
Обычно слабоизмененными околорудными породами, за исключением месторождений сформировавшихся на малой глубине |
6 |
Тектоническая обстановка представлена конвергентной границей плит, в которой континентальный магматизм обычно представлен одновременными интрузиями щелочного, среднеглиноземистого известково-щелочного и высокоглиноземистого составов, собранными в магматические пояса. |
7 |
Приурочены к магматическим поясам с ранее хорошо известными вольфрамовыми и/или оловянными месторождениями |
Табл. 1. Классификационные признаки золоторедкометальных месторождений
За рубежом, на примере месторождений золота металлогенической провинции Тинтин, расположенной на территории Центральной Аляски и севере Канады (Юкон), было предложено выделить новый, глобально распространенный класс месторождений, связанных с интрузивными системами [36 и др.]. С тех пор интерес в мире к этому классу не ослабевает, подогреваемый успешной разработкой на Аляске месторождений Форт Нокс и Пого с запасами и ресурсами > 250 т золота каждое. Ежегодная добыча золота из этих двух месторождений достигает 25 т. Большинство месторождений этого класса сформировались в течение фанерозоя, но известны несколько объектов протерозойского и даже архейского возраста [36]. Результаты исследований месторождений золота, связанных с интрузивными системами в металлогеническом поясе Тинтин, детально обсуждались во многих зарубежных работах [49, 36, 31–33, 35].
Рис. 2. Месторождения золота, связанные с интрузивами гранитоидов металлогенических провинций Северо-Востока России и Тинтин, на диаграмме запасы — содержание. Составлено на основе опубликованных данных [35 и др.]. В оранжевом овале сведены типичные прожилковые месторождения IRGS
В статье термин «золото-редкометальные месторождения» (ЗРМ) соответствует выделяемому в провинции Тинтин классу месторождений золота («IRGS»), образовавшихся в интрузивной системе (рис. 1). Классификационные признаки этих месторождений приведены в таблице 1.
В последние годы поисковые работы на Северо-Востоке России направлены на открытие и оценку крупнотоннажных месторождений [12], в том числе и ЗРМ (Дубач, Туэтэджак, Чистое и др.), которые отличаются бедными рудами, содержание золота в среднем не превышает 3 г/т. Примером служат месторождения металлогенического пояса Тинтин — Форт Нокс, Даблин Галч, Ливенгут и др. (рис. 2). Однако, как уже отмечалось выше, подобные месторождения в экономических условиях Северо-Востока не представляют интереса для горной промышленности. В то же время специализированные поиски крупных и богатых ЗРМ (типа Пого) не проводятся. На рисунке 2 отчетливо видно богатство месторождения Пого по сравнению с другими ЗРМ.
Месторождение золота мирового класса — Пого (Аляска, США), по нашему мнению, может быть эталоном для поисков богатых ЗРМ на Северо-востоке России. Приведенная ниже прогнозно-поисковая модель обобщает наиболее важные характеристики этого уникального месторождения. На первый план модели выдвинуты индикаторные факторы его формирования.
История открытия и изучения месторождения Пого
Месторождение Пого расположено в 145 км к юго-востоку от г. Фербенкс в Восточной Аляске, США (рис. 3). Поиски россыпного золота в районе Гудпастер, где расположено Пого, начались в 1915 году и первое время были неудачными. Б.И. Томас сообщает о паническом бегстве старателей из этого района, которое, однако, быстро прекратилась, когда немного золота все-таки было найдено [48]. В 1991 году в результате реализации региональной программы геохимического опробования по потокам рассеяния были установлены аномалии золота, мышьяка и вольфрама в водотоках Лиза Крик и Пого Крик. С 1991 по 1994 г. на выделенной перспективной площади проводились геохимическое опробование по вторичным ореолам, геологические маршруты, штуфное опробование и незначительный объем геофизических работ. В результате была оконтурена площадь месторождения Пого, занимающая 1 квадратную милю (1,6 км2), которая содержит > 0,1 г/т золота в почве. В 1994 году в пределах участка Лиза Крик месторождения были пробурены три основные колонковые скважины, а в 1995 году — еще 13 дополнительных скважин, вскрывших не выходящую на поверхность рудную зону Лиза [44]. В 1996 году буровая программа включала 22 скважины, позволившие оконтурить верхнее рудное тело (L1). С 1991 по 1996 год было пробурено в общей сложности 11200 м и отобрано 4142 керновые и 3520 геохимических проб. Рудная зона Лиза по результатам буровых работ была интерпретирована как серия параллельных, пологопадающих золотокварцевых жил и штокверков. Бурение еще 41 буровой скважины в 1997 году позволило увеличить запасы месторождения и оконтурить ниже L1 второе рудное тело (L2) и самое глубинное ниже L2 — третье рудное тело (L3). В 1998 году бурение было направлено на более детальное оконтуривание рудных тел L1, L2 и L3 зоны Лиза. В 1999 году было пробурено в общей сложности 27820 м колонковых скважин, проанализированы 3404 керновых и 1500 геохимических проб [44].
Рис. 3. Положение месторождения Пого в пределах рудных районов Аляски. Граница террейна Юкон-Танана показана жирной линией, границы рудных районов — пунктиром. Избранные месторождения золота, связанные с интрузивами: 1 — Форт Нокс; 2 — Естер Дом; 3 — Трю Норф; 4 — Клери Саммит;
5 — Либирти Бел; 6 — Элефант; 7 — Олд Смоки; 8 — Табле Мунтан;
9 — Хоп Хомстейк; 10 — Джокер; 11 — Портаж Крик 88; 12 — Блю Лед
Масштабные поисково-разведочные буровые работы продолжались на флангах месторождения до 2011 года, когда были выявлены три новые рудные зоны за пределами участка Лиза: Глубокая Восточная, Северная (NZ1, NZ2) и 4021 [37]. В 2013 году на месторождении продолжено поисково-разведочное бурение, которое привело к открытию двух новых рудных тел Северной зоны (NZ3, NZ4) и Южного Пого — рудное тело SP1. Все новые рудные зоны уникально богаты золотом, также как и зона Лиза.
К середине 2004 года были получены все необходимые разрешения на строительство рудника Пого [45]. К январю 2006 года строительство рудника было закончено и месторождение было полностью готово к началу разработки [46]. Первая партия руды поступила на обогатительную фабрику 12 января 2006 г., а первый слиток золота получен 12 февраля 2006 г. До 2009 года рудник Пого был совместным предприятием корпораций Teck Resources, Sumitomo Metal Mining, и Sumitomo Corporation с Teck в качестве оператора. В июле 2009 года, Teck продал свою долю и в настоящее время рудник и месторождение Пого полностью принадлежат корпорации Sumitomo [47]. В 2013 году получено разрешение на разработку Глубокой Восточной рудной зоны месторождения [23].
Рис. 4. Месторождения и рудопроявления золота рудного района Гудпастер (звездочки). Батолиты мелового возраста (залиты серым); батолиты позднеемелового-третичного возраста (белые)
По состоянию на 31 декабря 2011 года суммарные запасы и ресурсы рудника Пого составили 155 т золота при среднем содержании золота 11,5 г/т. Эта сумма включает 40 т золота в Глубоко-Восточной зоне, разведанной в 2011 году [23]. В 2013 году на руднике Пого было добыто около 890 тыс. т руды, из которой произведено 10,5 т золота и 1,05 т серебра с извлечением золота 89,7 %, среднее содержание составило 12,5 г/т. С 2006 по 2013 год рудник Пого произвел 76,6 т золота [23].
Геологические особенности района
Месторождение Пого залегает среди гнейсов террейна Юкон-Танана (ТЮТ), прорванных меловыми индузиями гранитоидов. Возраст гнейсов определен приблизительно, как позднепротерозойско-среднепалеозойский. ТЮТ протягивается на запад от Фэрбенкса через центральный Юкон, на расстояние более 700 км. В пределах Восточной Аляски террейн состоит из метаосадочных, метавулканических и метаплутонических пород, метаморфизованных от зеленосланцевой до амфиболитовой фации, которые, возможно, представляли долгоживущую континентальную окраину.
Рис. 5. Морфология рудных тел зоны Лиза [44] и фотография фрагмента рудного тела L1 [37]
Тектоническая и метаморфическая эволюция ТЮТ плохо изучена. В пределах Восточной Аляски террейн ограничен крупными разломами Тинтин и Денели северо-западного простирания. Между этими разломами локализована серия чешуйчато-надвинутых друг на друга субтеррейнов. В этом регионе широко развиты также разломы северо-восточного простирания. Два из них (Шоу Крик и Волкмар) находятся восточнее и западнее рудного поля Пого (рис. 4).
В пределах ТЮТ установлено несколько разновозрастных интрузивных комплексов: раннеюрский (212– 185 млн лет), среднемеловой (110– 85 млн лет) и позднемеловой-раннетретичный (70–50 млн лет) [40]. Наиболее изучен среднемеловой (Томбстонский) интрузивный комплекс, слагающий магматический пояс шириной 50 км, вытянутый на 700 км от Восточного Юкона в центральную Аляску. Здесь интрузивные массивы пояса образуют северо-восточно-югозападный тренд, пересекающий район Фэрбенкса. Томбстонские интрузии варьируют по составу от габбро до гранитов. Последние относятся к фельзитовым, островодужным, известково-щелочным, восстановленным, ильменит-содержащим гранитам [39]. Геохронологические исследования показывают, что Томбстонский интрузивный комплекс имеет возраст приблизительно 92 млн лет [40]. По данным М. Коя с соавторами [39], магматические породы этого комплекса могли сформироваться в островодужной или коллизионной геодинамических обстановках. В Восточной Аляске и Юконе с интрузивными массивами Томбстонского комплекса пространственно связано большое число месторождений золота, включая Пого.
Геологические особенности месторождения
Месторождение Пого локализовано в пределах субтеррейна Лэк-Джорж — составной части ТЮТ. Субтеррейн в пределах рудного поля представлен гнейсами различного состава: биотиткварц-фельдшпатового (±хлорит), хлорит-силлимонитового, карбонатносиликатнного, горнблендит-хлоритового и горнблендит-плагоиоклазового (мафических) и фельзитовых ортогнейсов [44]. Первые четыре разновидности гнейсов переслаиваются в масштабе десятков метров. Наблюдается постепенный переход от одной разновидности гнейсов к другой. Возможно, гнейсы представляют собой метаморфизованные пелитовые, карбонатно-осадочные породы и реже кварциты. Мафические гнейсы могли сформироваться за счет метаморфизма базальтовых или андезитовых вулканических и/или интрузивных магматических пород. Ортогнейсы включают фельзитовые авгитовые и сланцеватые сиенитовые гнейсы и гранитогнейсы. Гнейсы в районе Гудпастер метаморфизованы до амфиболитовой (силлиманитовой) фации.
Рис. 6. 3D модель рудных тел зоны Лиза, по данным эксплуатационных работ [37]
Интрузивные породы рудного поля Пого представлены гранитами, кварцевыми монцонитами, гранодиоритами, кварцевыми диоритами, диоритами и базальтами. Среднемеловой батолит Гутпастер залегает в северной части рудного поля и состоит из равномерно-среднезернистых кварцевых диоритов и кварцевых монцонитов. На южном контакте батолита встречаются многочисленные дайки, мощность которых варьирует от сантиметров до десятков метров. В пределах месторождения Пого (1,5–2,0 км южнее батолита Гудпастер) фельзитовые дайки и силлы составляют примерно 10–15 % общего объема вмещающих пород. На месторождении преобладают дайки гранитного состава (80– 90 %). Реже встречаются дайки гранодиоритов и пегматитов. Дайки гранитоидов, по-видимому, являются апофизами батолита Гудпастер [41]. Буровыми скважинами в пределах рудной зоны Лиза месторождения Пого были подсечены дайки основного и среднего состава. Диориты формируют мощную дайку северо-западного простирания и пологого падения, которая пересекает рудные тела на северо-восточном фланге зоны Лиза. По данным геохронологического изучения возраст диоритов составляет 94,5 млн лет [44]. Многочисленные дайки базальтовых порфиритов мощностью от первых сантиметров до первых метров встречаются повсеместно. Большинство магматических пород в районе месторождения позднемелового возраста, по данным U-Pb и 40Ar/39Ar методов, диапазон возрастов составляет 107–92 млн лет [43].
Месторождение Пого приурочено к флексурообразному изгибу рудовмещающих гнейсов синусоидальной формы. Западная часть рудных тел месторождения имеет северо-восточное простирание и падает на северозапад под углом около 30°. Восточная часть рудных тел месторождения простирается на восток и падает на север под тем же углом (рис. 5, A). Рудная зона Лиза, как показали горные и буровые работы, содержит три субпараллельных пологозалегающих пластообразных рудных тела (L1, L2, и L3), сложенных массивным кварцем (рис. 5, Б). Верхнее рудное тело (L1) — крупнейшее в зоне Лиза (1,7 х 0,6 км) и наиболее близкое к поверхности (100– 150 м); мощность варьирует от 0 до 20 м. Второе рудное тело (L2) залегает от 90 до 150 м ниже L1. Оно, имеет меньшую мощность (0–14 м), но более высокое содержание золота, чем L1. Рудное тело L3 находится примерно на 250 м ниже L1 [44]. Хотя надвиги в пределах месторождения не закартированы, рудные тела зоны Лиза занимают секущее положение под углом около 5° по отношению к вмещающим породам, что подразумевает наличие пологой рудовмещающей структуры. На рисунке 6 показана 3D модель зоны Лиза по данным [37].
Рис. 7. Проекции рудных тел месторождения Пого на поверхность [37]
Рудные тела зоны Лиза сложены преимущественно кварцем и сульфидами. Содержание сульфидов в отдельных пробах варьирует от 0 до 25 % (среднее ~3 %). Рудные минералы включают арсенопирит, халькопирит, молибденит, золото, леллингит, пирит, пирротин, сфалерит, галенит. В рудах установлены [42] многочисленные минералы висмута (в порядке встречаемости): жозеит-В (Bi4Te2S), тетрадимит (Bi2Te2S), пильсенит (Bi4Te3), самородный висмут, висмутин (Bi2S3), ингодит (BiTeS), хедлеит (Bi7Te3), сульфоцумоит (Bi3Te2S), жозеит-А (Bi4TeS2), мальдонит (Au2Bi), цумоит (BiTe) и баксанит (Bi6Te2S3). Содержание As в арсенопирите варьирует от 30,4–37,2 мас. %. Высокомышьяковистый арсенопирит ассоциирует с пиритом и пирротином, что возможно при температурах 450– 600°С. Низкомышьяковистый арсенопирит только в сростках с пиритом (T = < 450°C) [42]. Золото встречается в виде микроскопических выделений (1–25 мкр) в арсенопирите вдоль трещин и в виде включений в висмуте, тетрадимите и других золотосвинец-висмут-теллуровых минералах [44]. Пробность золота варьирует от 850 до 1000 ‰ [42].
Руды зоны Лиза характеризуются текстурами выполнения и замещения. Выявлены две разновидности кварцевых жил и околорудных изменений. Ранние жилы мощностью до 1 м характеризуются белым кварцем с арсенопиритом, халькопиритом, пиритом, пирротином и леллингитом и вторичным биотитом в зальбандах [44]. Более поздние жилы и прожилки в штокверковых залежах сложены серым кварцем. Они содержат арсенопирит и пирит с вкрапленностью серицита и доломита, которая часто наложена на выделения раннего биотита. Небольшое окварцевание наблюдается в околорудных интрузивных породах и гнейсах [44].
Возраст минерализации на месторождении Пого определялся 187Re-187Os геохронологическим методом по 3 пробам молибденита и составил 104,2 млн лет, что значительно древнее, чем показало 40Ar/39Ar датирование (91,7 ± 0,4 млн лет) гидротермального биотита [43]. Таким образом, месторождение Пого сформировалось позднее, чем дорудные интрузии гранитоидов с возрастом (107 ± 1 млн лет) и раньше, чем пострудная дайка диоритов (94,5 ± 0,2 млн лет) [43], разделяющая тела зоны Лиза и Глубокой Восточной зоны.
Рис. 8. Термобарогеохимические условия формирования ЗРМ [25], модифицированный
В результате геолого-разведочных работ за пределами зоны Лиза были установлены три новые рудоносные зоны: Северная, Глубокая Восточная, Южная и рудное тело 4021 [37]. Северная зона неожиданно резко падающим кварцевым жилым домом северо-западного распространения. Они являются жертвами терроризма Лиза (рис. 7). Глубокая Восточная зона была обнаружена приблизительно в 320 м к северо-востоку от зоны Лиза (рис. 6). Пострудная диоритовая дайка (94,5 млн лет) отделяет этот участок от зоны Лиза, с которой Глубокая Восточная зона сходна по морфологии и включена в состав. В пределах Глубокой Восточной зоны установлены две субпараллельные жилые системы E0,5 и E1. Случай Е1 превратился, как продолжение L1. Рудное тело 4021 выявлено около 4 км южной зоны Лиза (рис. 7). Оно состоит из двух эшелонированных, пологих кварцевых жил в гранитогнейсах и, возможно, является дальним продолжением зоны Лиза. В 2012 году в 600 м южнее зоны Лиза была открыта новая жилая зона Южная (рис. 7).
Геохимические особенности
В результате геохимических исследований в рудах зоны Лиза установлены повышенные содержания Ag, Te, Bi, As, Sb, Cu, Pb, Mo, Co. Однако высокая корреляция выявлена только между Au, Ag и Bi, а слабая — между Au и как. , Cu и Pb [44]. Коэффициент корреляции между Au и Ag = 0,49; Отношение Au/Ag в среднем составляет 12:1. Коэффициент корреляции между Au и Bi = 0,89, что связано с наличием в рудах мальдонита и других минералов Au-Bi-Te; Отношение Au/Bi в среднем составляет 3,4:1. В ограниченном числе проб установлена высокая корреляция между Au и Те. Руда допустима большим количеством, однако его корреляция с золотом высокая (0,26) [44].
Генетические особенности
Месторождения Пого классифицировано как месторождение золота, связанное с интрузивной системой [44, 36]. Однако по геологическим особенностям оно сильно отличается от подобных месторождений в провинции Тинтин [25, 26]. Сходство с ЗРМ заключается в сильной корреляции золота и висмута, восстановленной (пирротин), малосульфидной (< 3 %) рудной формации, наличием пегматитовых и аплитовых даек. С другой стороны, месторождение Пого локализовано в гнейсах на удалении ~1,5 км от мелового батолита Гудпастер, т.е. вмещают оруденение не магматические породы в отличие от других месторождений провинции Тинтин.
В кварце зоны Лиза, по данным Ромбаха с соавторами [42], преобладают флюидные включения (ФВ) слабосоленые, жидкие и газожидкостные (T гом =174–247 °C; 2–5 мас. % -экв. NaCl), жидкие соленые ( Тгом = 188–348 °С; 14–18 мас. % -экв. NaCl) и жидкоуглекислотные (T гом = 140–340 °C; 3–46 мол. % CO 2 >>CH 4 ). В кварце нескольких протяженных жил за пределами зоны Лиза установлена ФВ с более высокой соленостью (Th= 175–328 °C; 30–34 мас.% -экв. NaCl). Расчетное давление колеблется от 1,7 до 2 кбар [44]. Исследования флюидных включений в рудоносном кварце ЗРМ событий-исследователей на Северо-Востоке России выше показали общие, проверенные, термобарогеохимические особенности руд [6, 15, 21].
По результатам изучения стабильных изотопов в рудных минералах и кварце жило место рождения Пого сходно с другими ЗРМ провинции Тинтин [36]. По данным [39] интервал Рb изотопных отношений ЗРМ Аляски ( 2006 Pb/2004 Pb=19,19–19,45 и 2007 Pb/ 2004 Pb=15,58–15,7) сходен с таковыми из фельдшпатов меловых интрузиев и сульфидов палеозойских колчеданных месторождений ТЮН. Свинцово-изотопный состав арсенопирита из 10 проб зоны Лиза и Север, поступающие по [44], немного более радиогенный, чем сульфидов из других ЗРМ месторождений региона ( 2006 Pb/ 2004 Pb = 19,45–19,55 и 2007 Pb/ 2004 Pb = 15,68 –15,79).
Изучение стабильных изотопов кислорода и серы из минералов рудных проб показало, что 18О в рудном кварце выброс от 13,1 до 15,7, а 34S в сульфидах — +2,8–0,7. Эти значения относятся к близким по минералам из ЗРМ месторождений Фэрбенкс Аляски [39]. Полученные результаты подтверждают магматические источники флюидов, как и на других ЗРМ района Фэрбенкс. В то же время свинцово-изотопные данные шкафа, которые рудовмещающие гнейсы, также могли быть источниками рудных компонентов, поступающих на долю Пого [44].
Генетическая модель
Генерализованная гнетическая модель была создана на основе изучения многочисленных месторождений пояса Тинтин [24, 25, 35, 36 и др.]. Модель предусматривает рудогенерирующее охлаждение плутона, которое обусловило насыщение водно-углекислотного флюида летучими компонентами, выделяющимися из расплава (рис. 8). Этот процесс контролируется, с одной стороны, давлением или глубиной заложения флюида, так как летучие компоненты легко растворяются в кислых расплавах при более высоких давлениях. С другой стороны, насыщение летучими веществами флюида также индуцируется магматическими процессами, такими как фракционная кристаллизация магмы [28].
Рис. 9. Пространственная геолого-поисковая модель ЗРМ [24]
Глубина становления плутона — критический фактор, объясняющий, почему ЗРМ обычно связаны со свитой плутонов, располагающихся на большой территории. Такие плутоны, вероятно, кристаллизовались на одном общем коровом уровне. В масштабе плутона минерализация локализуется выше и по периферии области насыщенности летучими компонентами (рис. 9, с. 120). Менее плотные, чем расплав, флюиды будут мигрировать в самую верхнюю часть магматической камеры, где обычно образуется обогащенный летучими магматический купол сразу под ранее сформировавшимся панцирем роговиков [29]. Флюиды, как и в случае формирования месторождения Пого, пройдя через трещины в панцире, проникнут по разломам и будут реагировать с вмещающими породами.
Таким образом, месторождения оказываются наиболее часто приуроченными к вершине плутона и локализуются в самом интрузивном панцире или в ороговикованных вмещающих породах, прилегающих к плутону или выше его (рис. 9). Материнские плутоны, вероятно, по объемам магмы слишком малы, чтобы обеспечить большое количество металлов, содержащихся в ЗРМ, поэтому для их образования предполагается участие больших объемов первичных магматических флюидов и металлов, что предполагает наличие на глубине неэкспонированных батолитов или мафического лампрофирового расплава [30].
Знание физических и химических свойств магматических флюидов для большинства связанных с интрузивами месторождений полезных ископаемых первоначально базировалось на сравнении с порфировой моделью, в которой основную роль в транспортировке металлов в окислительных магматических условиях играют сильно соленые водные флюиды [27]. В ЗРМ, однако, преобладают водно-углекислые флюиды, которые содержат большие объемы CO2 и отличаются низкой соленостью. Они в значительной степени редуцированы, и только локально содержат рассолы [24, 38].
Поскольку основная особенность типизации ЗРМ — прямая генетическая связь оруденения с материнской магмой, геохронология имеет принципиальное значение в процессе исследований. Многочисленные факты указывают на то, что магматические системы охлаждались быстро, причем магматические и гидротермальные процессы были близко одновременными. Сравнительная геохронология магматических и гидротермальных фаз с помощью различных аналитических методов показывает, что срок жизни магматическо-гидротермальной системы продуцирующей ЗРМ, не превышал интервал от 2 до 3 млн л. [34].
Заключение
В заключение статьи вернемся к перспективам открытия богатых ЗРМ на Северо-Востоке России. Этот обширный регион занимает протяженную континентальную окраину, включающую большое число интрузивных массивов, составляющих протяженные магматические пояса, и имеет очень высокий потенциал открытия крупных и богатых месторождений ЗРМ. Наибольшие перспективы, исходя из рассмотренной выше геолого-генетической модели, мы связываем с зонами палеозойской и мезозойской тектоно-магматической активизации, пересекающими Омолонский, Охотский, Приколымский и Восточно-Чукотский террейны кратонного типа [8, 19]. В пределах перечисленных террейнов зоны ТМА накладываются на выступы пород докембрийского фундамента, а также перекрывающие их толщи ранне-среднепалезозойского чехла (гнейсы, кристаллические сланцы, амфиболиты и другие высокометаморфизованные породы) — благоприятные для формирования структурных ловушек с богатыми ЗРМ. Кроме этого, в отмеченных зонах ТМА широко развиты системы надвигов, которые в благоприятных вмещающих породах образуют пологие системы трещин, экранирующих гидротермальные золотоносные флюиды [7, 16).
В размещении богатых ЗРМ в зонах ТМА определяющая роль принадлежит интрузивно-купольным структурам и тектоническим блокам на их периферии. Процесс совмещения разных типов минерализации ведет к формированию богатых рудных столбов, которые во многих случаях определяют промышленную ценность ЗРМ [5].
В зонах ТМА глубинного типа создаются наиболее благоприятные условия для этого процесса [18]. Здесь происходит совмещение разных структурных и минеральных типов оруденения, которое в условиях средних глубин сопровождается сменой тектонических режимов сжатия на растяжение при воздымании рудоносных структур. Кроме того, совмещение различных минеральных типов оруденения может осуществляться в результате наложения и регенерированного замещения разновременной минерализации [2].
1. Бортников Н.С. Геохимия и обусловлены рудообразующими флюидами в гидротермально-агматических условиях в тектонически-активных зонах // Геология руд. месторождений. — 2006. — Т. 48, № 1. — С. 1–26.
2. Волков А.В. Закономерности закрытия и условий образования золоторудных местрождений в зонах тектоно-магматической активизации Северо-Востока России // Геология рудн. месторождений. — 2005. — Т.47, № 3. — С. 211–229.
3. Волков А.В., Савва Н.Е., Сидоров А.А. О плутоногенных месторождениях с тонкодисперсным золотом // ДАН. — 2007. — Т. 412, № 1. — С. 76–80.
4. Волков А.В., Егоров В.Н., Прокофьев В.Ю., и др. Золоторудные месторождения в дайках ЯноКолымского пояса // Геология рудн. месторождений. — 2008. — Т.50, №4. — С. 275–298.
5. Волков А.В., Савва Н.Е., Сидоров А.А. и др. Золоторудное месторождение Школьное (Северо-Восток России) // Геология руд. месторождений. — 2011. — Т. 53, № 1. — С. 3–31.
6. Волков А. В., Черепанова Н. В., Прокофьев В. Ю., и др. Место рождения золота в Бутарном гранитоидном штоке (Северо-восток России): геологическое строение, минералогия и условия формирования руд // Геология рудн. месторождений. — 2013. — Т. 55, №. 3. — С. 214–237.
7. Волков А.В., Ишков Б.И., Савва Н.Е. и др. Роль надвигов в выбросах Au–Ag эпитермальных местрождений в палеозойском Кедонском вулканическом поясе (Северо-восток России) // ДАН. — 2014а. — Т. 457, № 6. — С. 682–686.
8. Волков А.В., Сидоров А.А., Старостин В.И. Металлогения вулканогенных поясов и зонактивизации. — М.: ООО «МАКС Прес», 2014б. — 355 с.
9. Гамянин Г.Н. Минералого-генетические аспекты золотого оруденения Верхояно-Колымских мезозоид. — М.: ГЕОС, 2001. — 222 с.
10. Гамянин Г.Н., Горячев Н.А., Бахарев А.Г. и др. Условия зарождения и эволюции гранитоидных золотомагматических систем в мезозоидах Северо-Востока Азии. — Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2003. — 196 c.
11. Калинин А.И., Епифанова А.П., Орлов А.Г. Проблема соотношения разных типов золотого и серебряного оруденения в структурах активизации Верхояно-Чукотской складчатой области // Соотношение разных типов оруденения вулкано-плутонических поясов Азиатско-Тихоокеанской зоны сочленения. — Владивосток: Дальнаука, 1991. — С. 61–75.
12. Михайлов Б.К., Беневольский Б.И., Вартанян С.С. Основные задачи и направления воспроизводства минерально-сырьевой базы золота в России // Минеральные ресурсы. Экономика и управление. — 2006. — №3. — С. 13–21.
13. Осипов А.П., Сидоров А.А. Особенности и перспективы золото-редкометальной формации // Новые данные по геологии Северо-востока СССР. — Магадан: СВКНИИ, 1973. — Вып. 55. — С.40–52.
14. Петровская Н.В. Самородное золото. — М.: Наука, 1973. — 348 c.
15. Прокофьев В.Ю., Волков А.В., Горячев Н.А. и др. Новые данные об условиях формирования и составе рудообразующих флюидов золоторудного месторождения Школьное (Северо-восток России) // ДАН. — 2005. — Т. 401, №5. — С. 673–678.
16. Савва Н.Е., Волков А.В., Ишков Б.И. и др. Модель формирования золото-гематит-баритовой минерализации месторождения Прогнозное (Северо-восток России) // ДАН. — 2014. — Т.456, №4. — С. 461–464.
17. Сидоров А.А., Волков А.В. О золоторудных месторождениях в гранитоидах // ДАН. — 2000. — Т. 375, № 6. — С. 807–811.
18. Сидоров А.А., Волков А.В., Алексеев В.Ю. Зоны активизации и вулканизм // Вулканология и сейсмология. — 2013. — № 3. — С.3–14.
19. Сидоров А.А., Волков А.В. Металлогения окраинноморской литосферы (Северо-восток России) // Литосфера. — 2015. — № 1. — С. 24–34.
20. Фирсов Л.В. Золото-кварцевая формация Яно-Колымского пояса. — Новосибирск: Наука, 1985. — 220 c.
21. Шаповалов В.С., Савва Н.Е. Некоторые генетические особенности формирования плутоногенных золото-редкометальных месторождений Северо-Востока СССР // Колыма. —1979. — № 8. — С. 33–35.
22. Шило Н.А., Желнин С.Г., Сидоров А.А. Основные закономерности размещения коренных месторождений золота и связь с ними россыпей на Северо-Востоке СССР // Актуальные проблемы геологии золота на Северо-Востоке СССР. Магадан: СВКНИИ, 1972. — Вып. 44. — С. 23–34.
23. Athey J.E., Freeman L.K., Harbo L.A. et al. Alaska's mineral industry 2013: Alaska Division of Geological & Geophysical Surveys Special Report 69. — 2014. — 65 p.
24. Baker T., Lang J.R. Fluid inclusion characteristics of intrusion related gold mineralization, tombstoneTungsten magmatic belt, Yukon Territory, Canada // Mineral. Depos. — 2001. — Vol. 36. — P. 563–582.
25. Baker T. Emplacement depth and carbon dioxide-rich fluid inclusions in intrusion-related gold deposits // Econ. Geol. — 2002. — Vol. 97. — P. 1111–1117.
26. Baker T., Ebert S., Rombach C. et al. Chemical Compositions of Fluid Inclusions in Intrusion-Related Gold Systems, Alaska and Yukon, Using PIXE Microanalysis // Econ. Geol. — 2006. — Vol. 101. — P. 311–327.
27. Burnham C.W. Magma and hydrothermal fluids // Geochemistry of hydrothermal ore deposits, 2nd edition. — NewYork: Wiley, 1979. — P. 71–136.
28. Burnham C.W., Ohmoto H. Late-stage processes of felsic magmatism // Kozan Chishitsu (Mining Geology). — 1980. — Vol. 8. — P. 1–11.
29. Candela P.A., Blevin L.P. Do some miarolitic cavities preserve evidence of magmatic volatile phase permeability? // Econ. Geol. — 1995. — Vol. 90. — P. 2310–2316.
30. Candela P.A., Piccoli P.M. Magmatic processes in the development of porphyry-type ore systems // Economic Geology 100th Anniversary Volume, — 2005. — P. 25–38.
31. Hart C.J.R., Baker T., Burke M. New exploration concepts for country-rock hosted, intrusion-related gold systems, Tintina Gold Belt // British Columbia and Yukon Chamber of Mines. Special Volume 2. — 2000. — P. 145–172.
32. Hart C.J.R, McCoy D.T., Goldfarb R.J. Geology, exploration and discovery in the Tintina gold province Alaska and Yukon // Society of Econ. Geol. Spec. Publ. — 2002. — № 9. — P. 241–274.
33. Hart C.J.R. Classifying, Distinguishing and Exploring for Intrusion-Related Gold Systems // The Gangue. — 2005. — Vol. 87. — P. 1-9.
34. Hart C.J.R., Villeneuve M.E., Mair J.L. et al. Comparative U-Pb, Re-Os, and Ar-Ar geochronology of mineralizing plutons in Yukon and Alaska. The University of Western Australia Centre for Global Exploration, Publication 33. — 2004. — P. 347–349.
35. Hart C.J.R. Reduced intrusion-related gold systems // Mineral deposits of Canada: A Synthesis of Major Deposit Types, District Metallogeny, the Evolution of Geological Provinces, and Exploration Methods: Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Publication. — 2007. — No 5. — Р. 95–112.
36. Lang J.R., Baker T., Hart C.J. et al. An exploration model for intrusion related gold systems // SEG Newsletter. — 2000. — № 40. — P. 6–15.
37. Lamier D., Puchlik K. Pogo gold mine- new deposits, updated exploration model, and current thoughts // Alaska Miners Association, 2011 Annual Convention Abstracts. — 2011. — Р. 63–64.
38. Marsh E.E., Goldfarb R.J., Hart C.J.R. et al. Geology and geochemistry of the Clear Creek intrusion-related gold occurrences, Tintina gold province, Yukon, Canada // Canadian Journal of Earth Sciences. — 2003. — Vol. 40, № 5. — P. 681–699.
39. McCoy D.T., Newberry R.J., Layer P.W. et al. Mineral deposits of Alaska // Econ. Geol. Monograph 9. — 1997. — P. 151–190.
40. Newberry R.J., Layer P.W., Burleigh R.E. et al. 40Ar/39Ar dates for intrusions and mineral prospects in the eastern Yukon–Tanana terrane, Alaska // Geologic studies in Alaska by the U.S. Geological Survey, 1996. Professional Paper 1595. — 1998. — P. 131–159.
41. Rhys D., DiMarchi J., Smith M. et al. Structural setting, style and timing of vein-hosted gold mineralization at the Pogo deposit, east central Alaska // Minerlium Deposita. — 2003. — Vol. 38. — P. 863–874.
42. Rombach C.S., Newberry R.J., Goldfarb R.J. et al. Geochronology and mineralization of the Liese zones, Pogo deposit, Alaska [abs.] // Geological Society of America Abstracts with Programs, — 2002. — Vol. 34, № 6. — Р. A114.
43. Selby D., Creaser R.A., Hart C.J.R. et al. Absolute timing of sulide and gold mineralization: A comparison of Re-Os molybdenite and Ar-Ar mica methods from the Tintina Gold Belt, Alaska // Geology. — 2002. — Vol. 30, №. 9. — P. 791–794.
44. Smith M.T., Thompson J.F.H., Bressler J. et al. Geology of the Leise zone, Pogo property, east-central Alaska // SEG Newsletter. — 1999. — №. 38. — Р. 12–21.
45. Szumigala D.J., Hughes R.A. Alaska's mineral industry 2004 //Alaska Division of Geological and Geophysical Surveys Special Report 59. — 2005. — 75 p.
46. Szumigala D.J., Hughes R.A. Alaska's mineral industry 2006 // Alaska Division of Geological and Geophysical Surveys Special Report 61. — 2007. — 83 p.
47. Szumigala D.J., Harbo L.A., Adleman J.N. Alaska's mineral industry 2010 // Alaska Division of Geology and Geophysical Surveys Special Report 65. — 2011. — 83 p.
48. Томас Б.И. Разведка золотоносных кварцевых жил в районе Тиббс-Крик, река Гудпастер, четырехугольник Большой Дельты, центральная Аляска: US Bureau of Mines Open-File Report 14-70, — 1970. — 12 с.
49. Thompson JFH, Sillitoe RH, Baker T. et al. Интрузивные месторождения золота, связанные с вольфрамо-оловянными провинциями // Минерал. Депо. — 1999. — Вып. 34. — С. 323–334.
Опубликовано в журнале «Золото и технологии», № 1 (31)/март 2016 г.