<<
>>

МОДЕЛИ РУДНО-МЕТАСОМАТИЧЕСКОИ ЗОНАЛЬНОСТИ ЗОЛОТОРУДНЫХ ПОЛЕЙ И МЕСТОРОЖДЕНИИ

  Признаки рудно-метасоматической зональности установлены на всех формационных и геолого-промышленных типах месторождений. Однако эта зональность неодинакова для среднеглубинных и близповерхностных рудных объектов.
Если для первых характерны золото-кварцевые, золото-кварцево-сульфидные жильно- штокверковые руды с сопровождающими околожильными березитами-лист- венитами и кварц-альбитовыми подстилающими метасоматитами, то для вторых свойственны золото-серебряно-теллуридные жильно-штокверковые руды с околорудными пропилитами и аргиллизитами.

Рудно-метасоматическая зональность Саралинского золоторудного поля

В рудном поле кварц-золото-сульфидные жилы, сложенные кварц-золото- пирит-пирротиновой и кварц-золото-сфалерит-галенитовой ассоциациями, обособились в рудные зоны и участки. Эти участки представлены системой дорудных даек, гидротермальных метасоматитов и кварцевых жил, ограниченных дизъюнктивами. В результате возникла рудно-метасоматическая зональность жильных узлов, обусловленная разноминеральной совокупной зональностью отдельных кварцевых жил с околожильными метасоматитами (рис. 35) [Коробейников, 1999, 2006]. В морфологическом отношении эта зональность представляет собой «многокорневую» объемную фигуру, количество «корней» которой определяется числом дайковых пучков на участке. Все «корни» с глубины направлены из общего фокуса, совпадающего с осью дайкового пояса. Метасоматическая зональность участков выразилась в закономерной смене по вертикали разноминеральных метасоматитов: в корневых частях дайковых пучков располагается зона альбитизированных пород, которая кверху (300-400 м и выше) сменяется калишпатовыми метасоматитами, затем (300-600 м и выше) - гидробиотит-тремолитовыми и лиственит-березитовыми ассоциациями. Внизу располагаются кварц-альбит-шеелитовые жилы, а вверху - кварц-золото- сульфидные жилы. При этом продуктивные кварц-золото-сульфидные жилы с околожильными лиственитами-березитами размещаются на выклинивании по восстанию кварц-альбитовых, кварц-микроклиновых, тремолит-гидробиотитовых ранних метасоматитов.

Объемы подстилающих натриево-калиевых метасоматитов более масштабны среди пучков дайковых тел по сравнению с окружающими черносланцевыми горизонтами рифея-кембрия. Неодинаковый уровень эрозионного среза отдельных блоков рудного поля обусловил латеральную рудно-метасоматическую зональность, показанную на рис. 35.

Зональность околожильных метасоматитов выразилась в сокращении по простиранию и падению рудно-метасоматических колонн отдельных фациальных зон метасоматических колонок. Наиболее полно представленные колонки лиственитов- березитов распространены на участках кварцевых жил с богатым оруденением. Здесь метасоматиты представлены кварц-серицит (фуксит)-пирит-анкерит (доло- мит)-кальцитовыми ассоциациями, а в нижних частях колонн развиты кварцевые, кварц-тремолит-гидробиотит-хлоритовые субфации (см. рис. 36).

Рис. 35. Рудно-метасоматическая зональность Саралинского золоторудного поля.

1 - диориты, гранодиориты, плагиограниты Араратского массива, G3-0; 2-6 - поля: 2 - штоков, даек габбро-диабазов, габбро-долеритов G1; 3 - метасоматических альбититов, альбитизированных габбро-диабазов; 4 - калишпатизированных габбро-диабазов; 5 - кварц-золото-сульфидных жил с околорудными березитами-лиственитами; 6 - кварц-альбит-шеелитовых нижнерудных жил

Количество сульфидов в жилах не превышает 3-9% от общего объема жил. Золото свободное, размер золотин 0,01-2 мм, пробы от 580 до 860 %о. Околожильные листвениты-березиты образуют плоские факеловидные тела 3-40 м в поперечнике и длиной 1-3 км при глубине 0,8-1,2 км (по падению жильных тел). Они в 3-7 раз превышают размеры кварцево-рудных жил. Метасоматиты сложены кварц- серицит (фуксит)-пирит-анкерит (доломит)-кальцитовыми ассоциациями, а в нижних частях рудно-метасоматических колонн развиты кварцевые, кварцево-тремолит- гидробиотит-хлоритовые субфации (рис. 36). По составу и строению руднометасоматических колонн выделяется корневая, рудная и надрудная зоны.

В нижних частях рудных зон (ниже ХХ горизонта) проявилось интенсивное окварцевание пород и импрегнация их пиритом, пирротином, арсенопиритом с образованием убогих вкрапленных              золото-платиноидных              руд.              Глубже располагаются              кварц

микроклиновые, кварц-альбитовые метасоматиты. Рудная зональность кварцевых жил выразилась в закономерной смене снизу вверх кварц-пирит-пирротиновой, кварц-пирит-арсенопиритовой ассоциацией на кварц-золото-сфалерит-галенит- халькопиритовую и кварц-анкерит-кальцитовую (рис. 36) Прикорневые тремолит- гидробиотитовые метасоматиты содержат натриево-калиево-хлоридный состав газово-жидких включений в кварцах и температуры их декрепитации в 430-380°С. Листвениты имеют кальциево-гидрокарбонатно-сернистый состав и температуры

гомогенизации и декрепитации включений 360-300°С. Жильные кварцы из рудных столбов характеризуются натриево-сернисто-хлоридным составом включений и декрепитацией при температурах 320-280°С (жилы Каскадная, Андреевская).

Рис. 36. Рудно-метасоматическая зональность каскадного кварцево-жильного месторождения.

Поля развития минералов околорудных метасоматитов: 1 - тремолита; 2 - гидробиотита; 3 - хлорита; 4-6 - коэффициент рудной зональности

арсенопирит ^ пирротин ^ j              ци

Для Каскадного золото-кварцево-сульфидного жильного месторождения определен геохимический ряд зональности элементов (сверху вниз): Ba-Ag-Pb-Zn- Cu-Au-Be-Ni-Co-V-Mo-Cr. Для околожильных березитов-лиственитов характерны мультипликативные коэффициенты Ki = Ba-Ag:V-Cr, K2 = Pb-Ag-Cu:V-Ni-Cr, K3 = Pb-Zn-Cu-Ag:V-Ni-Cr-Be, значения которых изменяется от 1 до 0,007 на 800 м по падению рудной зоны (углы падения от 30 до 50°). Установлено двухволновое распределение этих коэффициентов с максимумами на 9-м, 14-м, 22-м горизонтах, то есть через 200-360 м по вертикали при постепенном сокращении концентрации групп элементов книзу колонны. Изотопные показатели 534S пирита III генерации (рудогенного) характеризуются тенденцией двухволнового их распределения (+1 до +7,4%о) с максимальными значениями на 7-м и 20-м горизонтах, то есть через 400600 м.

Рудно-метасоматическая зональность Центрального золоторудного поля

Эндогенная зональность рудного поля обусловлена сочетанием площадных метасоматитов калишпат-альбитового состава с рудно-метасоматической зональностью отдельных рудных участков и золото-сульфидно-кварцевых жил (рис. 37). Вектор латеральной зональности рудного поля направлен с юга на север, а вертикальной - снизу вверх. По этому показателю Центральное рудное поле разделяется на три блока: Северный, Центральный и Южный. Для Северного фронтального бло-

ка свойственны калишпат-эпидот-хлоритовые предрудные метасоматиты и околожильные березиты мощностью 1-4 м. Жилы сложены пирит-арсенопирит-кварцевой минерализацией с тонкодисперстным (0,05 мм) золотом пробы 600- 700%о.Центральный блок отличается кварц-калишпатовыми, реже кварц-эпидот- хлоритовыми метасоматитами и зонами березитов мощностью до 1...1,5 м. Жилы содержат кварц, пирит, галенит, сфалерит, реже халькопирит, молибденит, арсенопирит, золото (0,1-3 мм) пробы 700-800%о. Сульфиды слагают до 5-20% от общей массы жильного материала. В Южном блоке проявлены кварц-калишпатовые, кварц-микроклин-альбитовые, полевошпат-эпидот-хлоритовые предрудные метасо- матиты внизу колонны и околожильные березиты мощностью 0,3-0,5 м. Кварцевые жилы сложены кварц-пирит-пирротин-халькопирит-шеелитовыми агрегатом с примесями сфалерита, молибденита, магнетита, турмалина. Золото пробы 850-930%о крупное, до 1-3 мм. В нижнерудном срезе блока оруденение представлено кварц- золото-шеелитовыми жилами с незначительной примесью сульфидов и кварц- калишпатовыми метасоматитами. Вертикальный размах общей              рудно

метасоматической колонны достигает 1,5 км.

Рис. 37. Рудно-метасоматическая зональность Центрального золоторудного поля, разрез

(по В.Г. Ворошилову):

1 - контур Центральнинского гранитоидного массива; 2 - региональные разрывы; 3 - амфиболовые метасоматиты; 4 - кварц-калишпатовые метасоматиты; 5 - полевошпат-эпидот-хлоритовые метасоматиты; 6 - березиты; 7 - кварц-золото-сульфидные жилы; 8 - зоны развития шеелита; 9 - зоны развития молибденита; 10 - зоны развития арсенопирита; 11 - зоны развития халькопирита; 12 - зоны развития сфалерита; 13 - зоны развития галенита; 14 - потоки рудообразующих палеогидротерм

На отдельных жильных месторождениях рудно-метасоматическая зональность выразилась в смене минеральных комплексов жил и околожильных метасоматитов в плоскости рудовмещающих трещинных структур в гранодиоритах. Вертикальная рудная зональность проявилась слабоконтрастно и относится к концентрической с элементами ярусной. Рудно-метасоматическая зональность выразилась в смене кварцеворудных жил мощными телами березитов по падению жильной зоны и в приуроченности рудных жл и березитов к зонам развития дорудных щелочных ме- тасоматитов. Рудные участки находятся на пересечении протяженных зон трещиноватости с дайковыми пучками. Золотоносные кварц-сульфидные жилы располагаются по периферии площадных альбит-микроклиновых метасоматитов. Минералогическая зональность рудных столбов является концентрической и выразилась в последовательном сокращении объемов продуктов гидротермального рудообразования от ранних ступеней к поздним: березиты -> ранние руды Au -> поздние золотосульфидные ассоциации. В сульфидных агрегатах кварцевых жил установлены кроме золота повышенные концентрации платины до 0,5...26 г/т и палладия до 0,1...6,8 г/т. Кроме этих благородных металлов в рудах выявлены повышенные содержания W, Mo, Bi, Te.

Рудно-метасоматическая зональность контактово-метасоматических

месторождений золота

В контактовых зонах гранитоидных интрузий формируются магнезиальные и известковые скарны с послескарновыми метасоматитами. Магнезиальные скарны возникают в магматический этап в контактах интрузивов с доломитами. Скарнооб- разующие флюиды (по данным расплавно-рассольных и флюидных включений в фассаите, шпинели, форстерите, паргасите) имеют магнезиально-углекисло- хлоридный состав с соотношениями Na:K+ 1,2:1...2,1; Cl:F 100:1...200:1; Cl: HCO- : SO-2 7:2:1 и температуры гомогенизации включений 830-570°С [Коробейников, 1987]. Минералообразующие растворы известковых скарнов послемагматического этапа (по газово-жидким включениям в гранатах, пироксенах, волласто- ните, магнетите, актинолите, хлоритах, серпентинах) имели кальций-хлоридно-

углекислый состав с отношениями Na:K+              1,8:1...5:1; Cl:F 33:1...50:1;

Cl: HCO- : SO-2 1:10:1 и температуры гомогенизации включений 630-360°С. По- слескарновые метасоматиты магнетито-актинолит-хлоритового состава формировались в стадию кислотного выщелачивания скарнов после точки инверсии в 460°С хлоридно-углекисло-гидрокарбонатными растворами с отношениями Na :K+ 3:1;

Cl:F 50:1; Cl: HCO- : SO-2 2:3:1...5:2,5:1 и температурами гомогенизации включений 520...110°С. Продуктивная минерализация в скарнах, скарново-магнетитовых телах представлена: 1) золото-пирротин-борнитовыми залежами (300-120°С); 2) зо- лото-кварц-актинолитовыми штокверками в магнетитовых залежах (420-280°С); 3) золото-сульфидными прожилково-вкрапленными зонами в лиственитизированных скарнах (320-240°С); 4) золото-молибденит-герсдорфит-кобальтиновыми вкрапленными рудами в преобразованных скарнах (месторождения Тарданское, Ольховское, Синюхинское, Калиостровское, Куру-Тегерск, Саяк-IV, Казское). На рис. 38, 39 приведены примеры              рудно-метасоматической              зональности              Ольховско-

Чибижекского и Саякского контактово-метасоматических рудных полей.

Такие скарны несут Au, Ag, Pt, Pd, Bi, Те, W, Mo, Sn минерализацию промышленного значения: Au 5...28, Pt 1...7,2, Pd 0,1...1,3 г/т. для руд установлена ступенчато-последовательная природа накопления Au, Ag, Pt, Pd. Золото и платиновые металлы в рудах в форме самородных металлов, их сплавов, теллуридов, селенидов (80-20%) и ультрадисперсных примесей (до 80%) в сульфидах, оксидах, кварцах, карбонатах. Из платиновых металлов на месторождении Куру-Тегерек (Киргизия) установлены сперрилит (PtAs2), куперит (PtS), ниглиит (PtSn), купроплатина (PtCu), палладит (PdО), поликсен (Pt, Fe), платина Pt.

Рис. 38. Размещение различной золоторудной и золото-платиноидной минерализации в контактах Ольховского гранитоидного массива (схематический разрез):

1 - контактовые мраморы и кальцифиры, С2; 2 - гранодиориты, плагиограниты, С3-О; 3 - зона ка- лишпатизации гранитоидов; 4 - зона биотитизации гранитоидов; 5 - зона альбитизации гранитоидов; 6 - березитизированные гранитоиды; 7 - жилы кварц-золото-платиноидно-сульфидного состава и контактово-метасоматические золото-платиноидно-сульфидные залежи

В скарново-рудных полях Саякской группы в Казахстане проявилась минералогическая зональность руд в соответствии с фациальностью контактовых метасо- матитов (рис. 39): 1) внутренняя гранатовая золото-виттихенит-молибденит-борнит- халькопиритовая; 2) средняя эпидот-актинолитовая золото-висмутин-халькопирит- пирротиновая;              3) внешняя кварц-кальцит-хлоритовая              золото-геродорфит-

арсенопирит-кобальтиновая; 4) жильная кварц-хлорит-галенит-сфалеритовая зоны (по Л.А.Мирошниченко, В.И.Фомичеву). Во внутренней скарновой зоне сконцентрированы медные руды с золотом, молибденом, висмутом, теллуром, внешняя зона обогащена кобальтом, никелем, мышьяком, селеном и особенно золотом. Золото в рудах нескольких генераций пробы от 550 до 990 %о. Эта внутренняя золото- виттинхенит-молибденит-борнит-халькопиритовая зона приурочена непосредственно к контакту карбонатных пород с гранодиоритами. Сложена она гранатовыми и пироксен-гранатовыми скарнами с линзовидными скоплениями магнетита и обильной сульфидной минерализацией. Руды внутренней зоны представлены халькопиритом II генерации, борнитом, молибденитом I и II генераций. Халькопирит и борнит содержат мелкие включения золота III генерации (пробы 550...880 %о), гессита II генерации, виттихенита, галенита II генерации, сфалерита II генерации блеклой руды, эмплектита II генерации, клапротолита, реже сильванита, креннерита, калаверита, галеновисмутита, козалита, матильдита, бенжаминита, буланжерита, антимонита, станнина, шеелита.

Рис. 39. Рудно-метасоматическая зональность скарновых комплексных месторождений Саякской группы (по Л.А.Мирошническо и др., 1970).

Зоны: 1 - гранатовая золото-виттехенит-молибденит-халькопиритовая; 2 - эпидот-актинолитовая золото-висмутин-пирротиновая; 3 - кварц-кальцит-хлоритовая золото-герсдорфит-арсенопирит- кобальтиновая; 4 - жильная кварц-хлорит-галенит-сфалеритовая; 5 - песчаники; 6 - туфоалевролиты; 7 - известняки; 8 - гранодиориты

На месторождении Саяк-IV кобальт-медные руды образуют обособленные залежи и примыкают к собственно медным типам или залегают под ними в низах скарновых тел. Золотоносные медно-сульфидные руды приурочены к сложным скарновым залежам на удалении от контакта с гранодиоритовым интрузивом в кровле и почве скарновых залежей (см. рис. 39).

Рудно-метасоматическая зональность золоторудных полей

и месторождений в черносланцевых толщах фанерозоя

Для наиболее перспективных комплексных золото-платиноидно-сульфидных, золото-кварцево-карбонат-сульфидно-теллуридных месторождений прожилково- вкрапленных руд в черносланцевых толщах фанерозоя складчатых поясов характерна также рудно-метасоматическая зональность (крупнейшие рудные объекты Ба- кырчикское, Сухой Лог, Нежданинское, Олимпиадинское, Кумтор, Мурунтау, Во- ронцовское и другие) [Коробейников, 2006, 2007]. Для них свойственно совмещение метасоматитов березит-лиственитовой и пропилитовой формаций с золото- (платиноидно)-сульфидной продуктивной минерализацией.Здесь внешняя зона представлена пропилитами, а внутренняя - березитами-лиственитами или аргилли- зитами. В вертикальном разрезе рудно-метасоматическая колонна представлена: внизу пропилитовые метасоматиты с убогой вкрапленной золото-пирит-

арсенопиритовой (с Pt, Ir, Os, Pd, Rh) минирализацией; в средней части - листвени- ты-березиты              с прожилково-вкрапленной, штокверковой золото-сульфидно-

теллуридной (с Pt, Pd) минирализацией; вверху - карбонатные фации лиственитов с жильно-штокверковой кварцево-золото-сульфидной (с Pt, Pd) богатой минерализацией (Боко-Васильевское рудное поле Западной Калбы, рис. 40). Вертикальная протяженность таких колонн составляет 1,2-4 км. Формирование предрудных пропили- тов и околорудных лиственитов-березитов и/или аргиллизитов сопровождалось перераспределением, выносом и обогащением благородными металлами зон метасоматоза. Первоначально формирование пропилитов осуществлялось перераспределением и выносом Au до 20-30 мас. % от его содержания в исходных углеродистых сланцах, песчаниках, диорит-гранодиоритах. При возникновении березитов- лиственитов происходил существенный привнос Au, Pt, Pd в зоны метасоматоза: КН 3...300, КНПГ 5...410. Однако окончательное обогащение зон метасоматоза Au и Pt, Pd осуществлялось при наложении окварцевания и сульфидизации пород: КН gt; 1000-2000, КHt,Pdgt; 1000-3000 [Коробейников, 1999]. Наиболее крупные и гигантские месторождения прожилково-вкрапленных и жильно-штокверковых золото- платиноидных руд формировались при участии мантийных магм и сопровождающих высокотемпературных и среднетемпературных (в зонах рудолокализации) ме- тасоматитов и руд в формирующихся большеобъемных рудно-метасоматических колоннах. Такие рудные объекты возникали благодаря многократным длительным процессам «стягивания» рудного вещества в единые геохимические зоны-ореолы, трансформированные затем в крупные рудные месторождения золота и платиновых металлов.

Казахстана (разрез, по А.Ф.Коробейникову):

1 - апоперидотитовые серпентиниты, 2 - пропилиты апоандезитовые, 3 - апосер- пентинитовые листвениты; 46 - березиты-листвениты: 4 - кварц-серицит- фуксит-карбонатные, 5 - хлорит-пирит- карбонатные, 6 - кальцитдоломитовые, 7 - вкрапленные              золото-платиноидно-

пирит-арсенопиритовые руды, 8 - штокверковые золото- платиноидно-кварц-сульфид- ные руды, 9 - кварц-золото- сульфидные жилы, 10 - углеродистые сланцы карбона, 11 - дайковые порфириты альби- тизированные и лиственити- зированные, 12 - границы зон метасоматитов, 13 - контуры рудно-метасоматической колонны

В целом для комплексных месторождений золота и платины характерна такая последовательность геолого-геохимических событий их формирования: (КН [†]): мантийный метасоматизм глубинных перидотитов с формированием горизонтов «амфиболитов» с выносом благородных металлов до 50% (0,5...0,6) от их исходного содержания и заложение металлоносных термодинамических флюидных систем (21-300); становление гипербазит-базит-плагиогранитных интрузий в земной коре, 1 2 2 7' серпентинизация гипербазит-базитов, 0,9...1,0; внедрение габбро-плагиогранитных, диорит-гранодиоритовых порфировых интрузий, 1,7...5,6 и К д,м 1,3... 1,8; K-Na автометасоматоз гранитоидов, 0,8...0,6 и К ^,Pd0,8; березитизация-лиственитизация и/или аргиллизация магматитов, углеродистых сланцев, 3...300 и К д,м36...410; окварцевание и сульфидизация магматических, метасоматических, углеродистых терригенно-вулканогенных пород, 300...2000 и К ^,Pd gt; 1050.

Золото-серебряные месторождения локализуются в вулканических и вулкано-тектонических структурах на небольших глубинах до 1-2 км. Сопровождаются ассоциацией              гидротермально-метасоматических              пород              кварц-карбонат-

гидрослюдистого состава и наложенной адуляризацией. Рудные тела представлены жилами, жильными зонами адуляр-халцедон-кварцевого или кварц-карбонатного состава с сульфидами в количестве 3-5, реже 10-15%. Для руд свойственна высокая серебристость и низкопробное золото: 20...100 Ag/Au и пробы золота 260..650%о. Для месторождений свойственна рудно-метасоматическая зональность [Методика крупномасштабного..., 1989]. В золотосеребряных полях обнаруживается такая зональность измененных пород (снизу вверх): эпидот-хлоритовые метасоматиты- пропилиты; затем горизонт аргиллизитов и различных фаций кварцитов, при общей схеме пропилиты -> вторичные кварциты -> аргиллизиты. Золотосеребряные руды приурочены к хлорит-карбонатной и гидрослюдисто-кварцевой фациям пропилитов. Руды сложены золото-антимонитовой, киноварной и золото-серебряной сульфидно- сульфосолевой минерализациями. Отмечается многократное отложение кварц- адуляровой и сульфидно-сульфосолевой минерализаций с самородными золотом, серебром, аргентитом по границам ритмов халцедоновидного кварца и тонкозернистого адуляра.

Характерны столбообразные, дайкообразные, сложно-ветвящиеся тела эксплозивных брекчий вулканогенно-терригенных обломков с крипто-мелкозернистым кварцем, гидрослюидами, адуляром, каолинитом в цементе. Тела эксплозивных брекчий вмещают рудные тела и формируются в начале гидротермального процесса, слабозолотоносны. Выделяются признаки флюидизации газо-твердых смесей поствулканического происхождения - туффизитов, мобилизитов. Они образуют крутопадающие дайковидные тела. В таких породах наблюдаются текстуры течения, апофизы трещин, диффузионная пропитка боковых пород по периферии инъекционных трещин.

С глубиной рудно-метасоматических зон-колонн проявляется вертикальная зональность - смена на глубину низкотемпературных метасоматитов и руд средне- и высокотемпературными парагенезисами. Наиболее контрастно зональность проявляется в пропилитах, возникших на месте андезитов, андезито-базальтов, в смене с глубиной кварцитов и аргиллизитов среднетемпературными парагенезисами пропи- литов. В породах липаритового, липарито-дацитового состава преимущественно развиты изменения типа аргиллизации и гидрослюдизации в сочетании с оквацова- нием, адуляризацией. По ультраосновным породам образованы кварц-карбонатные листвениты.

В жильной продуктивной минерализации также проявляется зональность. С глубиной упрощается ритмическое строение жил, возрастает количество сульфидов, хлоритов, карбонатов, адуляра. Количество жильного кварца резко сокращается, и жилы становятся хлорит-сульфидно-кварцевыми, хлорит-карбонатно-сульфидно- кварцевыми. Рудные тела представлены крутопадающими жилами, жильными зонами кварц-халцедон-адулярового, кварц-карбонатного состава с сульфидами, сульфосолями, самородными золотом, серебром; реже пологими залежами прожил- ково-вкрапленных руд.

На золотосеребряных месторождениях распространены рудные столбы, контролируемые каркасом рудовмещающих структур и определенным уровнем формирования руд. Для месторождений свойственны также рудные тела кварц-родонит- родохрозитового состава.

В общем случае зона наиболее интенсивных кварц-хлорит-эпидот-альбит- карбонатных гидротермально-метасоматических преобразований пород (пропили- ты) образует «шапку» мощностью 40-50 м и до 200 м в поперечнике над жильной системой скрытого оруденения. Внутри этой зоны развиты подзоны: внутренняя с эпидотом, внешняя с преобладанием пирита. В кислых эффузивах, перекрывающих андезиты, метасоматиты, представлены низкотемпературными кварц-серицит- гидрослюдистыми пропилитами. В приподошвенных частях таких толщ выявляются кварц-серицит-карбонат-пиритовые фации березитов.

Итак, закономерное совмещение в геологическом пространстве ранних площадных (кварц-альбит-калишпат-биотитовых), поздних околорудных (грейзеновых, березит-лиственитовых, гумбеитовых, аргиллизитовых) метасоматитов и сопутствующих жильных, штокверковых, вкрапленных золото-кварцевых, золотосульфидных руд и обусловило проявление рудно-метасоматической зональности. В пределах наиболее вскрытых месторождений эта зональность проявилась в развитии щелочных метасоматитов (480-300°С) в нижней части гидротермальной колонны, выше по разрезу разместились грейзены, березиты-листвениты и разные структурно-морфологические, вещественные типы руд (400-110°С) (рис. 41).

Рудные тела размещаются на участках смены площадных щелочных метасома- титов на локальные метасоматиты стадии кислотного выщелачивания. В нижних частях таких термогидроколонн преобладал вынос Si, Fe, Au, Pb, Zn, Cu, Bi, Те из замещаемых пород. Накопление вещества происходило в средних и верхних частях колонны. Щелочные метасоматиты обычно возникают в апикальных и приконтак- товых частях гранитоидных интрузивов, в местах их выступов и апофиз, осложненных разрывами и зонами трещиноватости. Эти метасоматиты на среднеглубинных месторождениях формируют крупные зоны, штоки (0,5-2,5 км и более) в апикаль-

Рис. 41. Модель рудно-метасоматической зональности золоторудных полей складчатых поясов (по А.Ф.Коробейникову):

1 - диориты-плагиограниты; 2 - калишпатизированные габброиды и гранитоиды; 3 - альбитизиро- ванные габброиды и гранитоиды; 4 - биотитизированные породы; 5 - вкрапленные золоторедкометальные руды в альбититах; 6 - грейзены; 7 - кварцево-золото-платино-сульфидные жильные руды в березитах-лиственитах; 8 - гидробиотит-тремолитовые, хлоритовые метасоматиты; 9 - кварц-серицит-пирит-карбонатные метасоматиты; 10 - доломит-кальцитовые метасоматиты

ных частях интрузивов. В ходе щелочного метасоматоза породы интрузивов, скарнов подвергались калишпатизации, альбитизации, биотитизации, грейзенизации, березитизации, окварцеванию. Калиевые метасоматиты (ортоклаз 25-50, кварц 3040, мусковит-серицит 5-10%) чаще занимают корневые участки метасоматической колонны. В краевых участках калишпатизации появляются биотитовые метасомати- ты. Кварц-альбитовые метасоматиты слагают внешние зоны калишпатитов или образуют секущие метасоматические тела среди гранитоидов до 1,5-2 км в длину и 20-500 м в ширину. Замещение пород щелочными метасоматитами сопровождалось выносом Au до 20-30% от его исходного содержания в гранитоидах и последующим его отложением с образованием прожилково-вкрапленных кварц-золото- редкометалльных руд в щелочных метасоматитах верхней части метасоматической

колонны или с образованием руд в приконтактовых частях гранитоидных массивов. Эти руды формировались в две стадии: 1) золото-редкометалльную - в грейзенизи- рованных альбититах и 2) золото-сульфидно-кварцевую - в березитизированных альбититах, калишпатитах, скарнах. Расчеты объемного баланса вещества при метасоматозе выявили вынос Au из замещаемых гранитоидов до 12,5 мг/м3 из замещаемых пород (рис. 42).

Рис. 42. Соотношение

параметров распределения

золота Х и V (средних

содержаний и показателя

вариации) в исходных и

измененных гранитоидах

интрузивов Восточного Саяна,

Тувы, Кузнецкого Алатау

(по А.Ф.Коробейникову):

I - поле развития минералов и пород неизмененных гранитоидов; II - то же, калишпатизированных и альбитизированных гранитоидов; III - то же, грейзенизированных, березитизированных гранитоидов

В полях развития даек габбро-диабазов, долеритов, диорит-лампрофиров офио- литовых комплексов складчатых областей также проявилась рудно-метасоматическая зональность, например, в Саралинском рудном поле. В корневых частях дайковых пучков отмечается интенсивная альбитизация, которая кверху (300-400 м выше) сменяется калишпатизацией и далее лиственитизацией с кварцевыми жилами (300-600 м выше). Зональнсть околожильных метасоматитов выразилась в развитии на нижних горизонтах пород гид- робиотит-тремолитового, мусковитового и хлоритового состава; на средних - кварц- серицитового, а на верхних - карбонатного состава лиственитов.

В скарново-золоторудных полях гранитоидных интрузий нередко проявляется минералогическая зональность руд в соответствии с фациальной зональностью контактовых метасоматитов (месторождение Саяк-IV). Здесь выделены три руднометасоматические зоны: 1) внутренняя гранатовая золото-виттихенит-молибденит- борнит-халькопиритовая,              2) средняя эпидот-актинолиновая золото-висмут- />халькопирит-пирротиновая,              3) внешняя              кварц-кальцит-хлоритовая золото-

герсдорфит-арсенопирит-кобальтиновая (рис. 39).

В других рудных полях, в которых полностью не вскрыты корневые части рудно-метасоматических колонн, эндогенная зональность наблюдается фрагментарно относительно интрузивных контактов гранитоидов. В эндоконтакте развиты более высокотемпературные (390-260°С) кварц-золото-сульфидные жилы в биотито- вых метасоматитах. В контакте с мраморами вскрываются золото-пирротин- медносульфидные с теллуридами среднетемпературные (320-180°С) контактовые залежи в кальцифирах. В удаленных экзоконтактах проявлены низкотемпературные

(260-110°С) карбонатно-золото-гематитовые руды в окварцованных мраморах (Ольховско-Чибижекское рудное поле, рис. 38).

Для областей тектоно-магматической активизации формирование золоторудных месторождений также происходило путем синхронного рудоотложения с метасоматизмом, когда рудное вещество концентрировалось в определенной зоне метасоматической колонны и оформлялось в ней в виде синметасоматической вкрапленности и прожилков (месторождения золота Забайкалья). Здесь обособились две стадии - предрудная кварц-полевошпатового метасоматоза и сорудная щелочного отложения. Первая сопровождалась выщелачиванием Fe, М§, Са, Si, Au высокотемпературными (450-220°С) растворами. Часть золота переотлагалась во внешнюю слабо измененную зону пород с образованием кварц-амфиболовых и биотитапатитовых золотоносных ассоциаций. Во вторую стадию формировались березиты, гидроберезиты, аргиллизиты с жильно-штокверковой продуктивной минерализацией (400-180°С).

Размещение рудной минерализации по падению рудно-метасоматических зон- колонн чаще прерывисто-волнообразное с величиной волны богатой золотом минерализации в 240-400 и 600-800 м. При этом вертикальная зональность руд в протяженной на 1,2-3,8 км колонне нередко выражается в смене снизу вверх более высокотемпературных кварц-золото-пирит-арсенопиритовых (390-280°С) среднетемпературными (320-200°С) кварц-золото-полиметаллически-сульфидными (400-500 м выше) и низкотемпературными (260-11°С) кварц-золото-сульфосольными (400 м выше) жильно-прожилковыми комплексами в зонах березитов-лиственитов (рис. 36).

Напротив, золото-серебряные месторождения характеризуются близповерхно- стными зонами пропилитов-аргиллизитов-кварцитов с непротяженной по вертикали колонной в 0,5—1,5 км и «сжатой» рудно-метасоматической зональностью и широким распространением богатых золото-серебряных бонанцевых руд (рис. 43).

Рис. 43. Продольная вертикальная проекция Агинского золото-серебряного месторождения Камчатки (по Б.В. Узману).

1 - покров андезит-базальтов; 2 - туфы андезито-базальтов; 3 - крупные пологие разрывы; 4 - мелкие разрывы; 5 - узкие зоны трещиноватости; 6 - контуры рудных столбов; 7-9 - возрастающие уровни по концентрации золота в рудных столбах.

Модели геологических факторов размещения оруденения

На примере Карамазарской рудной провинции Узбекистана Ю.С. Шихиным и В.Н. Вашкариным [1988 г.] разработаны приемы количественного анализа факторов размещения эндогенного оруденения. Данная провинция отличается сложностью геологического строения, разнообразием генетических типов и условий размещения рудных месторождений. В основу изучения факторов положены материалы геологического картирования рудных районов в масштабе 1:50000. Выполненный анализ основан на различии пределов и уровней влияния контролирующих факторов для рудных объектов разного масштаба. Влияние рудоконтролирующих факторов проявляется дифференцированно и оценивается по отдельным градациям их характеристик, сопоставлением с фактическими данными опробования на экспериментальном участке. В основе оценки совместного влияния факторов на изучаемом участке положено представление о геологически однородной позиции. То есть части геологического пространства, в пределах которого влияние каждого фактора остается постоянным или меняется в выбранных пределах и может характеризоваться одним количественным показателем. Заключительной операцией является обобщение данных по позициям и суммарная оценка ожидаемой рудоносности. Анализ проводится в три этапа: 1) подготовка исходного материала, 2) количественная оценка факторов, 3) суммарная оценка оруденения по факторам.

Подготовка исходных материалов. Рудная минерализация приурочена к зонам разломов. Позиции оруденения в блоках регулируются условиями распределения тектонических напряжений, зависящих от сочетания ограничивающих разломов. Выделены следующие системы герцинских разломов (от ранних к поздним): субмередиональные взбросы и сдвиго-сбросы, северо-западные взбросы, субширотные взбросо-сдвги, север-северо-западные сдвиги, восток-северо-восточные сдвиги, северо-восточные взбросо-сдвиги и сдвиги. Широко распространены мелкие внутриблоковые разрывы разных типов. Смена систем разрывов во времени характеризуется общей тенденцией к переходу типов смещений от вертикальных через наклонные к горизонтальным.

Литологический фактор (фактор типа разреза). Состав вмещающих пород влияет на обогащение восходящих растворов петрогенными элементами и на рудогенез.

Магматический фактор допускает возможность связи оруденения с проявлениями интрузивной деятельности.

Фактор глубины рудообразования Разрывные нарушения откартированы и всесторонне охарактеризованы для группировки их по типам, системам, порядкам для осуществления тектонофизического моделирования. Породы разделены по типам, литологическому и химическому составам. Структура расшифрована с детальностью, позволяющей предсказать в любой позиции ожидаемый разрез на глубину прогноза. Определена глубина современного эрозивного среза относительно поверхности палеорельефа на период рудообразования.

Материалы содержат набор характеристик для статистического анализа факторов и информацию по фактической рудоносности региона для контроля и сопоставления с результатами анализа. Весь комплекс данных систематизирован в комплекте специальных карт.

Структурно-тектоническая карта составила главную геометрическую основу анализа. Она характеризует типы, историю развития разрывов и глубинную структуру региона. На ней выделены рудоконтролирующие структурные элементы, обеспечивающие объемность анализа при использовании даных геофизических и буровых работ.

Карта рудоносности представляет собой сводку данных по месторождениям и рудопроявлениям. Она характеризует их геолого-промышленные и формационные типы, условия размещения, масштабы, состояние изученности и освоения.

Карта металлоносности зон разломов составлена на тектонической основе по данным литохимического, бороздового, штуф-пунктирного опробования пород в зонах разломов. Каждому опробованному сечению отвечает перфокарта ручной сортировки с метропроцентом оруденения.

Карта распределения тектонических напряжений составлена по результатам испытания плоской модели из оптически чувствительного материала поляриза- ционно-отпическим методом. Она предназначена для анализа тектонофизического фактора и характеризует распределение максимальных касательных напряжений в тектонических блоках по пяти категориям: 1 - отсутствует, 2 - очень слабые, 3- слабые, 4- умеренные, 5 - сильные.

Карта глубин эрозионного среза характеризует соотношение современных эрозионных форм с палеорельефом периода рудообразования - предверхнемеловой пенеплен. Разности двух уровней отражены линиями изоглубин, отстроенными путем реставрации поверхности пенеплена на период рудообразования. Карта предназначена для анализа вертикальной зональности оруденения: на ней выделены контуры ожидаемого распространения оруденения данного типа.

Дополнительно составлены карты петрографического, возрастного расчленения магматических комплексов, поскольку оруденение связано со становлением определенных интрузий.

Количественная оценка факторов. Статистический метод группировки позволил выяснить меру индивидуального влияния каждого из них. Важно правильно установить группировочный признак. Затем производится разбивка интервальных значений (категорий) влияния фактора и по каждому из них вычисляются средние показатели оруденения. Выявляются корреляционные связи между данным фактором и соответствующей ему интенсивностью оруденения (результирующий признак). Влияние остальных факторов взаимно уравновешивается и выступает как средний уровень, на котором четко выделяется влияние исследуемого фактора. Полученные соотношения выражаются эмпирической кривой изменения результирующего признака по интервальным значениям факториального. Мерой изменения служит средний метропроцент в выборке. Анализ проводился в таком порядке. На специальной карте (см. рис.44) производится геометризация факторов. На нее перенесены геологоструктурные элементы и дана их группировка по факторным признакам. На перфокартах с данными опробования выделяются кодовые по числу факторов и кодируемых категорий. Для кодирования контуры категорий накладываются на карту металлоносности. По номерам опробованных сечений выбираются соответствующие перфокарты и в них делаются записи с ключевыми вырезами краевой перфорации. В процессе анализа факторов карты с показателями по необходимым категориям извлекаются из массива и выполняются подсчеты. По каждому фактору осуществляется несколько предварительных вариантов анализа с целью определения факториального признака и разработки оптимальных пределов категорий.

Рудовыводящий фактор. Факторным признаком служит принадлежность разломов к рудопроводящим структурам. К ним относятся Северо-западные взбросы. Исследовалась экстенсивность рудоконтролирующего влияния разломов. Выборка данных с карты металлоносности производилась путем совмещения ее с картой рудоконтролирующих структурных элементов. Принята система группировки по категориям расстояний от осевых поверхностей разломов со стороны их висячих и лежачих боков по схеме 0-0,5, 0,5-3,5 и 3,7-7,5 км, т.е. 0,5+3+4 км.

Анализ показал, что в первой категории (в пределах зоны разлома) оруденение достигает максимума и превышает среднее со стороны висячего блока более чем в 2,5 раза, а лежачего - в 6 раз. Рудоконтролирующие влияние разломов распространяется соответственно на 1,5-2 и 3,5-4 км. Более высокая интенсивность оруденения лежачих боков разломов объясняется участием карбонатных пород, благоприятных для локализации свинца. Все свинцово-цинковые месторождения размещаются в зонах северо-западных взбросов.

Структурно-тектонический фактор. Разломы сгруппированы в порядке уменьшения вертикального увеличения горизонтальной составляющих смещения. Установлено последовательное снижение интенсивности оруденения с изменениями типа смещения западного и субминерального направлений, значительно меньше - субширотного и северо-восточного.

Тектноно-физический фактор. Тектонические напряжения определили рудоносность внутриблоковых разломов. Применение поляризационно-оптического метода позволило количественно оценить этот фактор. Для выборки данных использована карта полей напряжений. Г руппировка проводилась по пяти выделенным на ней градациям интенсивности максимальных касательных напряжений. Выявлено повышение интенсивности оруденения с возрастанием напряжений от нулевых к слабым, а затем -падение при переходе к умеренным и сильным.

Литологический фактор. Для оценки этого фактора выделяют четыре типа пород: 1 - обломочные (сланцы, песчаники, конгломераты), 2 - известняки, 3 - доломиты, 4 - интрузивные и вулканические. Для свинцового оруденения наиболее благоприятными оказались доломиты, а известняки, обломочные, магматические породы - в 1,5; 1,8 и 20 раз менее перспективными. Максимальное влияние на локализацию руд оказали сочетания и алюмосиликатных пород. Но этот фактор имеет локальное значение.

Фактор типа разреза. Выделено пять типов разрезов: 1) межформационные интрузивы гранитоидов С2, залегающие в песчано-сланцевой толще O-S; вулканиты С1-Р1, залегающие на гранитоидах; те же вулканиты на карбонатной толще Д2- С1; карбонатная толща в кровле гранитоидных интрузивов; 5) та же на песчаносланцевой толще. Выборка информации производилась по данным структурно- тетонической карты, содержащей необходимую характеристику литологических типов пород, мощности и глубины их залегания. Максимальной рудоносностью обладают разрезы I типа, II - 1,5, III - 2,7, IV - 31,5, V - 4,5%. Следовательно, рудонасыщенность карбонатных пород почти в семь раз выше сланцевых и вулканических пород для рудообразующих растворов. Интенсивность оруденения в вулканитах при наличии на глубине карбонатных толщ повышается вдвое.

Магматический фактор. Для выявления возможных элементов зональности оруденения относительно интрузивов группировка месторождений производилась по категориям расстояний от контактов. Полученные средние характеристики оруденения не обнаружили ожидаемой закономерности связи в распределении его относительно контактов.

Факторы глубины рудообразования. Учитываются по элементам вертикальной зональности оруденения. Выборки производились раздельно для площадей развития алюмосиликатных, смешанных, карбонатно-силикатных и карбонатных пород с использованием карт глубин эрозионного среза и структурно-тектонической. По глубинам через 100 м выявилась такая зональность оруденения.

В однородной алюмосиликатной среде свинцовое оруденение распространено от палеорельефа до 300 м, максимум на 50 м, а в разрезах с карбонатными породами от 150 до 500 м, максимум руд приходится на 350 м. Использовано два способа контроля: первый - анализ случайных выборок по четным и нечетным выборкам, второй способ - оценка силы влияния факторов: чем выше дисперсия межгрупповая, тем сильнее влияние фактора. Факториальные признаки по значениям дисперсии расположены в таком порядке: типы пород 31,6, типы разрезов, 14,5, рудопроявляющие разломы 5,4, системы разломов 4,8, поля напряжений 0,13, интрузивы 0,02. Оценка дисперсии используется для отбраковки факторов.

Суммарная оценка оруденения по факторам. Чтобы оценивать совместное влияние факторов необходимо найти общую меру для их сопоставления. В качестве такой единицы принят частный градиент интенсивности оруденения - алгебраическая разность между показателями оруденения в данной категории и средним по выборке. Частные градиенты определились: в сторону от лежачих боков рудовыводящих разломов они составили g1 +5,8, g2 +3,8, g3 -0,9; в сторону висячих боков +1,9, -0,8 и 1,0. Для шести систем разломов они составили: ОД +8,3; ТБ +4,5; АТ +0,2; ТК -0,3; КБ и КТ -0,5. Пять градаций интенсивности тектонических напряжений имеют следующие значения градиентов: -0,5, +0,2, +0,3 -0,1, -0,7. Из четырех литолого-петрогафических типов пород наибольшим градиентом +13,1 обладают доломиты; несколько меньшим +8,0 - известняки, а изверженные и обломочные - самым низким - 0,7. Существенно различными оказались градиенты по типам разрезам: -1,5, -1,4, -0,9, +10,4, -0,1.

Частные градиенты использованы для суммарной оценки факторов. Оценка производилась по карте рудоконтролирующих структурных элементов, где границы категорий делят поле влияния факторов на ряд участков. Каждый из участков представляет собой геологически однородную позицию. Выделены такие позиции: линейные - вдоль разломов, ограничивающих блоки, и площадные. Совместное влияние факторов для отдельной позиции оценивалось по сумме частных градиентов обобщенным показателем: суммарным градиентом интенсивности оруденения. Он может быть положительным, отрицательным и нулевым.

Третьим способом предварительного контроля оценочных характеристик является корреляция значений суммарных градиентов с данными опробования. Расчет показал наличие прямой корреляции суммарных градиентов с месторождениями свинца. Сила связи между ними составила +0,68 и выражается уравнением регрессии mc=12,36+2,3G, где G суммарный градиент.

В результате оценки в метропроцентах карта геологически однородных позиций превращается в исходный вариант карты перспектив рудоносности. На ней позиции подразделены по пяти градациям оценочного метропроцента (рис. 44). На такой карте может проводиться четвертый способ проверки: ее сопоставление с данными карты фактической рудоносности. На этой карте 83% месторождений совпадают с позициями, характеризующимися оценочными метропроцентами выше

минимального промышленного значения подсчетного параметра. А все промышленно значимые объекты попали на позиции с высокими и максимальными значениями метропроцентов. Прогнозные ресурсы подсчитываются по категориям Р2 и

, где mc - оценочный метропроцент по металлу, l - суммарная

длина разрывов в пределах геологически однородной позиции, м, h - глубина оценки, м, d - плотность пород т/м3. Подсчитанные ресурсы оказались близкими к разведанным запасам объекта с коэффициентом корреляции между ними +0,75.

Рис. 44. Карта рудоконтролирующих структурных элементов и геологически однородных позиций с оценкой в категориях метропроцентов:

1 - пределы влияния рудовыводящих разломов в висячих боках; 2 - то же, в лежачих боках; 3 - системы разломов с внешними границами их зон; 4 - градации интенсивности полей напряжений; 5 - категории состава пород; 6 - типы разрезов; 7 - позиции контуров категорий; 8 - пределы распространения оруденения; 9 - меныше минимально промышленного значения метропроцента; 10 - больше минимально-промышленного; 11 - среднее значение того же признака; 12 - высокие значения; 13 - максимальные значения (по Ю.С.Шихину и В.Н.Вашкарину)

Карта перспектив рудоносности (рис.45) получена путем отбраковки позиций по геологическим, геолого-экономическим критериям на карте геологически однородных позиций. На ней выделены рудопреспективные участки. Оставшиеся после отбраковки позиции объединены по территориальному признаку и общности условий геологического контроля в перспективные участки. Ресурсы их суммируются и подразделяются по категориям Р2 и Рц

Таким образом, суммарная оценка рудоносности по геологическим факторам может служить количественной моделью для обоснования перспектив рудоносности рудных районов и рудных полей.

Рис. 45. Карта оценки перспективности рудоносности:

1 - неперспективны площади; 2 - категории Р2; 3 - категории Рь 4 - выделенные вдоль внутриблоковых разломов (по Ю.С. Шихину и В.Н. Вашкарину)

<< | >>
Источник: А.Ф.Коробейников. ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫМОДЕЛИРОВАНИЯМЕСТОРОЖДЕНИЙПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ. 2009

Еще по теме МОДЕЛИ РУДНО-МЕТАСОМАТИЧЕСКОИ ЗОНАЛЬНОСТИ ЗОЛОТОРУДНЫХ ПОЛЕЙ И МЕСТОРОЖДЕНИИ:

  1. Модели геохимических аномалий золоторудных полей и месторождений
  2. Типовые мантийно-коровые модели рудообразующих систем золоторудных полей и месторождений
  3. Генетические модели рудно-магматических систем медномолибденовых рудных узлов, рудных полей и месторождений
  4. золоторудных полей и месторождений
  5. ФИЗИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ФОРМИРОВАНИЯ РУДНЫХ ПОЛЕЙ И МЕСТОРОЖДЕНИЙ
  6. Модели геохимической зональности месторождений золото-скарнового типа
  7. МОДЕЛИРОВАНИЕ РУДНЫХ ПОЛЕЙ И МЕСТОРОЖДЕНИЙ
  8. Геолого-генетические модели золотоносных рудно-магматических систем Забайкалья
  9. Коростелев, Иван Николаевич. Математическая модель стационарных физических полей и критерий МГД—стабильности В алгоритмах динамической модели алюминиевого электролизера / Диссертация / Москва, 2005
  10. МОДЕЛИ ФОРМИРОВАНИЯ ЭКЗОГЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ