геолого-эволюционная модель // Литология и полезные

геолого-эволюционная модель // Литология и полезные ископаемые». – 2009. – № 6. –
С. 598–612.
5. Ферштатер Г.Б., Краснобаев А.А., Беа Ф., Монтеро П. Геохимия циркона из магматических и метаморфических пород Урала // Литосфера. – 2012. – № 4. – С. 13–29.
6. Шнюков С.Е. Геохимическая классификация цирконов и апатитов из различных
типов горных пород и руд: современное состояние, применение и перспективы развития // Геологический журнал. – 2003. – № 1. – C. 99–103.
7. Crimes C.B., John B.E., Kelemen P.B. et al. Trace element geochemistry of zircons from
oceanic crust: a method for distinguishing detrical zircons provenance // Geology. – 2007. –
№ 35. – P. 643–646.
МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОХИМИЧЕСКАЯ И ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ ОКОЛОРУДНЫХ
МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ОРЕОЛОВ В МЕЗОТЕРМАЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЯХ ЗОЛОТА
И.В. Кучеренко
Национальный исследовательский Томский политехнический университет, Россия
E-mail: [email protected]
Введенное в научный оборот в середине шестидесятых годов прошлого столетия
противопоставление названных метаморфогенно-гидротермальными месторождений
золота, залегающих в толщах углеродистых (черных) сланцев осадочных бассейнов,
месторождениям, образованным в разнообразном ином («кристаллическом») субстрате
и сохранившим статус магматогенных гидротермальных, генетически связанных с гранитами, как известно, опиралось на идею о породных источниках металла. Согласно
этой версии, золото экстрагируется из пород метаморфогенными растворами в зонах
высокотемпературного регионального метаморфизма, транспортируется и фиксируется
в рудных телах в низкотемпературной зоне фации зеленых сланцев. Необходимое условие реализации процесса – повышенное (высокое) содержание золота в сланцах до начала рудообразования, сформированное на этапе седиментации или в результате «перегонки» его при зональном региональном метаморфизме из высоко- в низкотемпературную зону.
В последующие десятилетия в эту быстро набиравшую популярность метаморфогенно-гидротермальную гипотезу под давлением накапливавшихся фактов вносились
многочисленные изменения, но по-прежнему популярными оставались и остаются до
сих пор представления о дорудных сверхкларковых содержаниях золота в сланцах как
необходимой предпосылке рудообразования и об образовании оруденения на регрессивном этапе регионального зонального метаморфизма в режиме фации зеленых сланцев при том, что источники воды могут быть разные, включая силикатные расплавы.
Между тем, в прошедшие полстолетия оценки дорудной золотоносности черных
сланцев в одних и тех же свитах (толщах) претерпели существенные трансформации –
от первых г/т в шестидесятые годы [2, 7, 12 и др.] до сотен, десятков, первых мг/т в
восьмидесятые – двухтысячные [4, 8, 20, 35, 36 и др.]. В последнее время многие разделяющие идеи метаморфогенно-гидротермальной гипотезы специалисты, судя по публикациям, не утруждают себя доказательствами аналитическими данными сверхкларковых дорудных концентраций металла в породах и предпочитают ссылаться на них
как на аксиому, что, учитывая сохраняющиеся противоречия на сей счет в работах предшественников сообщает публикациям статус беллетристики, засоряющей научную периодику.
Чтобы достоверно оценить золотопродуцирующий потенциал черносланцевых
толщ, иначе – способность или неспособность черных сланцев служить донорами в
гидротермальных рудообразующих процессах, необходимо реконструировать геологическую историю химических элементов в этих отнюдь не простых породах [17]. Только
таким путем можно решить главную, по В.И. Вернадскому и А.Е. Ферсману, задачу
203
геохимии и получить результаты, пригодные для генетических обобщений. При этом,
чтобы профессионально исследовать проблему, надо знать устройство вмещающих месторождения черносланцевых толщ. Обогащенные золотом и сопровождающими металлами рудоносные зоны прожилково-вкрапленных руд в этих толщах нередко стратифицированы и чередуются в их разрезах с менее гидротермально измененными и,
следовательно, с менее обогащенными металлами, но с близкими минеральными составами и сохранившими внешний облик (черный цвет и др.) сланцами, формирующими
структуру «слоеного пирога».
Таким образом, формированию выборок для статистических и балансовых расчетов должны предшествовать петрологические исследования черных сланцев на предмет
реконструкции геологической истории горных пород посредством изучения и дифференциации минеральных комплексов, созданных и законсервированных в них частично
или полностью на этапах седиментации и последующих преобразований в процессах
регионального метаморфизма и рудообразования. К пониманию этого, вероятно, пришли немногие участники исследования проблемы золотоносности черных сланцев в
восьмидесятых годах прошлого столетия, в публикациях которых оценки содержаний
золота снизились до значений, близких к кларковым [4, 8, 30]. Однако никто, кроме
В.А. Буряка [4], не отказался от прежних и современных высоких оценок дорудных содержаний золота в одних и тех же черносланцевых толщах. Отсюда «пестрота» в оценочных суждениях, которая сохраняется до сего времени, служит питательной средой
для поддержания в конкурентоспособном состоянии представлений о породных источниках золота и сопровождающих его металлов, будто бы переотложенных из пород в
рудные тела, сдерживает углубление теории и разработку прогнозно-поисковых критериев оценки территорий на золото.
Вторым ключевым, но таким же «зыбким» вещественно-генетическим основанием для противопоставления месторождений двух обсуждаемых совокупностей служат
состав и происхождение минеральных ассоциаций, образованных в черных сланцах на
этапах рудообразования.
Принципиальные разногласия по упомянутым вопросам возникли после того, как
идентификация околорудно измененных пород ранее других разведанных золотых месторождений Ленского района с березитами [10, 28, 29, 31] была «опровергнута» результатами методически некорректно выполненной работы с дифференциацией пород
на «исходные», «слабо измененные», «интенсивно измененные» без учета их минерального состава, без разработки количественных критериев оценки степени изменений, без выяснения происхождения минералов на этапах регионального метаморфизма
и/или рудообразования [3]. Неумело выполненные в [3] балансовые расчеты для оценки
направлений и масштабов миграции петрогенных компонентов на основе 482 химических силикатных анализов проб горных пород сопровождались выводами о метаморфической сущности гидротермальных изменений сланцев. С тех пор представление о
принадлежности гидротермально измененных черных сланцев к биотит-хлоритовой,
альбит-серицитовой, серицит-карбонатной и другим субфациям регрессивного регионального метаморфизма в работах разделяющих идеи метаморфогенногидротермальной гипотезы специалистов стало общим местом [6, 27, 30, 32 и др.]. В
частности, гидротермально измененные сланцы рудовмещающих зон Сухоложского
месторождения идентифицированы с серицитовой, серицит-хлоритовой субфациями
зеленосланцевой фации [33]. В [27] подчеркивается березитоподобный состав гидротермально измененных рудовмещающих сланцев Сухого Лога (мусковит + сидерит +
анкерит + пирит + кварц), но отсутствие ассоциации мусковит + кварц и околожильного окварцевания, по мнению авторов, исключает квалификацию пород как березитов.
204
Отмечается отсутствие в этом месторождении «выраженных» околожильных изменений пород, которые практически не затронуты кислотным метасоматизмом, производные которого распространены в золотых месторождениях, образованных в несланцевом
субстрате [13].
Как следует из приведенных данных, обе ключевые проблемы рудообразования в
черных сланцах, – состав и происхождение околорудно измененных пород, дорудная
золотоносность черных сланцев и источники сосредоточенных в рудах золота и сопровождающих металлов, а, следовательно, и проблема генезиса оруденения остаются нерешенными. Неудовлетворительное состояние этих проблем обозначилось сравнительно давно, в 1983 году, когда было созвано Всесоюзное совещание с формулировкой темы «Критерии отличия метаморфогенных и магматогенных гидротермальных месторождений» [11], призванное активизировать исследования в направлении усиления
жизнеспособности метаморфогенно-гидротермальной гипотезы и обоснованности противопоставления месторождений золота, образованных в сланцевом и несланцевом
субстрате. Очевидно, созыв столь представительного совещания был обусловлен наметившимся к тому времени кризисом в доказательстве разного происхождения месторождений той и другой совокупности. По этой причине был сделан акцент на критериях
отличия, а не сходства. Однако в последующие годы и до сего времени прогресс не
достигнут и противопоставление продолжается [26 и др.]. Причина, как и в других подобных случаях, например, в попытках доказать генетические связи рудообразования с
гранитным магматизмом, одна – использование не адекватных целям и задачам исследований методов, в том числе и после того, как их непригодность и необходимость
корректировать стали очевидны.
Предпринятое автором с начала восьмидесятых годов исследование обсуждаемых
вещественно-генетических проблем образования гидротермальных месторождений золота обеих совокупностей обеспечило накопление фактов, – эмпирических данных,
единообразно повторяющихся во всех шестнадцати изученных месторождениях южного горно-складчатого обрамления Сибирского кратона. Эти факты составляют основу
выводов,
противоположных
выводам
поддерживающих
метаморфогенногидротермальную гипотезу геологов. Они доказывают вещественно-генетическую однородность месторождений той и другой совокупности. Результаты исследования в сокращенном варианте приведены в докладе.
Изучены околорудные метасоматические и геохимические ореолы в массивах
раннепротерозойских, позднерифейских, ранне-, средне-, позднепалеозойских гранитоидов, в ультраметаморфических комплексах архейского фундамента Сибирского кратона и позднепалеозойской зрелой очагово-купольной структуры, в позднерифейской и
раннепалеозойской (кембрийской) толщах покровных дифференцированных от базальтов до риолитов и андезибазальтовых вулканитов, в раннепротерозойской михайловской, позднерифейских кедровской, водораздельной, мухтунной, хомолхинской, имняхской, аунакитской, вачской и других свитах углеродистых терригенных и карбонатно-терригенных сланцев. Разные из перечисленных породы вмещают промышленные
золотоносные кварцевые жилы, минерализованные зоны и залежи прожилкововкрапленных руд в раннепалеозойских Центральном, Берикульском (Кузнецкий Алатау), среднепалеозойских Зун-Холбинском, Зун-Оспинском (Восточный Саян), позднепалеозойских Когадыр (Южный Казахстан), Ирокиндинском, Западном, Кедровском,
Каралонском, Уряхском, Верхне-Сакуканском, Богодиканском (Северное Забайкалье),
Сухоложском, Вернинском, Медвежьем (Ленский район), Чертово Корыто (Патомское
нагорье) месторождениях.
205
С учетом сделанных замечаний петролого-геохимические исследования рудовмещающего субстрата выполнялись для решения следующих задач:
реконструкции геологической истории горных пород, петрогенных и рудогенных элементов в них посредством диагностики и дифференциации минерального состава на минеральные комплексы, отвечающие каждому этапу их образования и последующих преобразований при региональном метаморфизме и/или рудообразовании;
структурирования околорудных метасоматических ореолов с выходом за пределы или на их дальнюю периферию для каждого вида исходных пород и в метаморфизованных толщах также в объеме одной (каждой) минеральной зоны регионального метаморфизма нагревания посредством выделения минералого-петрохимических зон и
определения порядка минералого-петрохимической зональности;
выполнения межзональных балансовых петрохимических расчетов и количественной оценки на основе их результатов направлений и масштабов миграции петрогенных компонентов при околорудном метасоматизме;
выполнения расчетов статистических параметров распределения рудогенных
элементов в околорудном (межрудном) пространстве на основе выборок, сформированных для каждого вида (разновидности) исходных пород (нижний уровень), метаморфизованных в объеме одной минеральной зоны регионального метаморфизма нагревания (средний уровень), в объеме одной (каждой) минералого-петрохимической
зоны околорудного (рудовмещающего) метасоматического ореола (верхний уровень) с
целью количественной оценки содержаний и других параметров распределения золота
и сопровождающих металлов в исходных породах, направлений и масштабов изменений их на каждом этапе преобразований пород;
анализа и обобщения материалов для оценки возможных связей метасоматических, геохимических ореолов и рудно-минеральных комплексов в каждом месторождении и образования их в ходе единого или многоэтапного гидротермального рудообразующего процесса;
оценки сходства – различий в условиях образования между месторождениями,
локализованными в черносланцевом, с одной стороны, и несланцевом, с другой стороны, субстрате на основе перечисленных материалов с привлечением данных о составе,
последовательности, термодинамических и физико-химических режимах образования
рудно-минеральных комплексов, об обусловленности рудообразования более масштабными геологическими процессами.
Согласно полученным результатам, вмещающий месторождения магматический и
ультраметаморфический субстрат не содержит минеральных признаков преобразований до начала рудообразующих процессов, – раннепротерозойские, позднерифейские,
палеозойские гранитоиды, архейские и позднепалеозойские очагово-купольные ультраметаморфические комплексы сохранились в их первозданном виде.
Стратифицированные толщи черных сланцев до рудообразования подверглись региональному зональному метаморфизму нагревания. В Северном Забайкалье, Ленском
районе, Патомском нагорье в ареалах регионального метаморфизма месторождения золота расположены в обширной многокилометровой ширины периферийной относительно низкотемпературной и низкобарической зоне с типоморфной для нее парагенетической турмалин-мусковит-биотитовой ассоциацией, равномерно распределенной во
всем объеме зоны независимо от разломной тектоники и положения месторождений с
их метасоматическими ореолами. Одновременное образование слюд доказывается их
структурными соотношениями типа взаимных границ без признаков замещения одного
минерала другим. В отличие от мусковита, образованного в составе околорудных метасоматических ореолов на этапе рудообразования, «загрязненного» оксидами титана
206
(лейкоксеном, рутилом), высвобожденного при замещении цветных минералов исходных пород, пластинки метаморфического мусковита чисты.
Обломочная фракция осадочных пород при метаморфизме сохранилась без признаков существенного растворения или перекристаллизации. Предположительно глинистый, карбонатный, карбонатно-глинистый цемент песчаников, алевролитов, глинистый субстрат аргиллитов раскристаллизован и преобразован в тонкочешуйчатые слюды. Вероятно, на этапе регионального метаморфизма седиментогенный органический
материал исходных пород преобразован в кероген. Вместе с тем, выявлены признаки
эпигенетического синрудного происхождения некоторой его части [18].
Во всех породах околорудные (рудовмещающие) метасоматические ореолы контролируются зонами глубинных и/или оперяющих их разломов.
Образование ореолов на этапе функционирования создавших руды гидротермальных систем доказывается участием в составе метасоматитов рудно-минеральных комплексов и прямой зависимостью рудоносности метасоматических пород от интенсивности минералого-химических преобразований исходного субстрата, возрастающей в
направлении к рудным телам. В залежах и зонах прожилково-вкрапленных руд, в
ближнем обрамлении золотоносных кварцевых жил, в том и другом случае сложенных
наиболее измененными породами, диагностируются сульфиды в разных сочетаниях,
фиксируется золото с примесью серебра в повышенных против кларков вплоть до промышленных концентрациях.
Фронтальная зо- Кварц + серицит + лейкоксен + рутил+ магнетит ± пирит ±
на:
кальцит ± кероген ± альбит ± цоизит ± хлориты ± актинолит ±
тремолит
Хлоритовая (эпи- Кварц + серицит + лейкоксен + рутил + магнетит + пирит ±
дотовая, эпидот- кальцит ± доломит ± сульфиды ± золото, серебро ± кероген
хлоритовая) зона: + альбит ± цоизит ± клиноцоизит ± эпидот ± хлориты
Альбитовая зона:
Кварц + серицит + лейкоксен + рутил + магнетит + пирит ±
кальцит ± доломит-анкерит ± сидерит ± апатит ± сульфиды ±
золото, серебро ± кероген + альбит
Тыловая зона:
Кварц + серицит + лейкоксен + рутил + магнетит + пирит ±
кальцит ± анкерит ± сидерит ± брейнерит ± апатит ± сульфиды ± золото, серебро ± кероген
Во всех метасоматических ореолах единообразно повторяется порядок минералого-петрохимической зональности. Выделено четыре зоны: фронтальная с подзонами
слабого, умеренного, интенсивного изменения (до 10, 10…20, 20…30 об. % новообразованных минералов соответственно), хлоритовая (эпидотовая, эпидот-хлоритовая),
альбитовая, тыловая. Промежуточные зоны названы по названиям минералов, исчезающих (подчеркнуты) в более тыловой зоне. Границы между зонами резкие (нитевидные) или постепенные, в последнем случае с растворением исчезающих в более тыловой зоне реликтов минерала на расстоянии до 1…2 см. В частности, постепенный переход хлоритовой зоны в альбитовую сопровождается снижением содержания хлорита и
визуально – ослаблением зеленой окраски пород вплоть до ее исчезновения. На внутренней границе эпидот-хлоритовой зоны сначала исчезает хлорит, следом, на расстояниях до 1…1,5 см, эпидот. Также постепенно, но на бóльших расстояниях, фронтальная
зона сменяется исходными породами. Переход фронтальной зоны в хлоритовую выражается в полном растворении актинолита (тремолита) на глубоких горизонтах метасо207
матических ореолов, а на средних и верхних уровнях, где оба минерала отсутствуют, –
в полном растворении цветных минералов исходных пород (пироксена, роговой обманки, биотита), наиболее подверженных замещению, в частности, хлоритом.
Большинство новообразованных минералов, кроме исчезающих в более тыловых
зонах, присутствует во всех минеральных зонах при широких вариациях количественных соотношений, а массы каждого из них возрастают в направлении от фронтальной
зоны к тыловой и в объеме каждой зоны к ее внутренней границе: кварц, серицит, карбонаты, лейкоксен, рутил, магнетит, пирит. Составы некоторых минералов при этом
изменяются. Так, в эпидотовой, эпидот-хлоритовой зонах цоизит замещается по трещинам в кристаллах и полностью эпидотом, кальцит, обычный во фронтальной зоне,
сменяется магнезиально-железистыми карбонатами в более тыловых зонах с возрастанием размеров кристаллов-ромбоэдров до 2…3 мм и трансформацией наложенных гранолепидобластовой, лепидогранобластовой структур в порфиробластовую. Напротив,
кероген в тыловых (собственно тыловой, альбитовой, иногда во внутренней части хлоритовой) зонах апочерносланцевых метасоматических ореолов полностью или почти
полностью выгорает (окисляется), а метасоматиты осветляются до светло-серого, серого цвета [24]. Внешняя часть хлоритовой зоны с сохранившимся керогеном в месторождении Чертово Корыто выделена в самостоятельную углеродистую зону.
Тыловая зона всегда полиминеральна и сложена классическим березитом. В
смежной с ней альбитовой зоне сохраняется новообразованный альбит и метасоматит
целесообразно назвать березитоидом. В периферийных хлоритовой и фронтальной зонах ореолов образованные на этапе метасоматизма минеральные ассоциации отвечают
пропилитовой метасоматической формации. Подобное сочетание гидротермально измененных пород и метасоматитов двух формаций в межрудном, околорудном пространстве мезотермальных месторождений золота – обычное (повторяющееся) явление [9].
Существуют некоторые особенности образования березитов в черносланцевых
толщах. В отличие от месторождений, локализованных в несланцевом субстрате, в которых золоторудные кварцевые жилы всегда обрамлены березитом и/или березитоидом, в черносланцевых толщах крупные промышленные кварцевые жилы и многочисленные золотоносные кварцевые прожилки находятся в непосредственном контакте с
черными сланцами, представляющими хлоритовую или фронтальную зоны метасоматических ореолов без сопровождения в экзоконтактах березитом или березитоидом.
Полнопроявленными березитами и/или березитоидами сложены залежи мощностью до
12 м, некоторые минерализованные зоны прожилково-вкрапленных руд мощностью до
десятков…многих десятков метров в полном или частичном их объеме (месторождения
Чертово Корыто, Кедровское, Каралонское, Уряхское) или мелкие, мощностью до десятков см, часто прожилковидные с причудливой конфигурацией контактов зонки (Сухоложское, Вернинское месторождения). Вместе с тем, в месторождениях, в которых
оруденение образовано не только в черных сланцах, но и в других породах – гранитоидных штоках, ультраметаморфитах зрелых локальных куполов (Кедровском, Каралонском, Уряхском месторождениях), соседние одновозрастные с залегающими в черных
сланцах золотоносные кварцевые жилы – производные одного рудообразующего процесса, обрамлены березитом, слагающим тыловую зону крупнообъемных околожильных метасоматических ореолов. Такие повторяющиеся факты свидетельствуют о специфических условиях взаимодействия металлоносных растворов с черными сланцами,
связанных, вероятно, с присутствием в них керогена, но не определяются глубокими
геолого-генетическими различиями процессов рудообразования в несланцевом и черносланцевом субстрате, – разными источниками воды и металлов при формировании
(генерации) металлоносных растворов и др.
208
Мощности и объемы околорудных (рудовмещающих) метасоматических ореолов
и минералого-петрохимических зон в их составе, в частности, зависят от проницаемости среды для металлоносных растворов.
В массивных гранитоидах, вмещающих Верхне-Сакуканское, Богодиканское, Западное, Центральное месторождения, например, мощность околожильных метасоматических ореолов не превышает многих метров…десятков м при мощности тыловой зоны
до первых десятков см. Ореолы соседних жил, как правило, не сливаются своими фронтальными зонами и не образуют один общий метасоматический ореол месторождения,
как это обычно бывает в высокопроницаемых рудовмещающих средах. Вместе с тем,
высокая трещиноватость, скажем, черных сланцев не всегда гарантирует высокую проницаемость черносланцевых толщ, например, в случаях, когда трещины разных систем
в условиях объемного сжатия плотно закрыты (притерты). Так, в Кедровском месторождении сравнительно малообъемные околожильные метасоматические ореолы мощностью до десятков м нередко автономны и разделены углеродистыми сланцами, не содержащими минеральных ассоциаций этапа метасоматизма и рудообразования.
Крупнообъемные, как правило, рудовмещающие метасоматические ореолы мощностью до многих сотен м и более 1 км формируются в крупных разломных структурах
и обрамляющих их системах субпараллельных тектонических швов.
Подобная ситуация сложилась в блоке земной коры, вмещающем Сухоложское и
соседние Вернинское и Невское месторождения с прилегающими к последним Западным и Восточным Медвежьими участками. Соотношения складчатых и разломных
структур здесь сложились таким образом, что многочисленные субпараллельные зоны
рассланцевания и дробления в многосотметровых разрезах толщ черных сланцев в обрамлении рудоконтролирующего Кадали-Сухоложского глубинного разлома следуют
поверхностям отдельности слоев осадочных пород в субпараллельных северовосточных и опрокинутых юго-западных крыльях антиклинальных складок [24]. Эти
высокопроницаемые разломные структуры служили путями движения потоков разделенных на струи металлоносных растворов и их наследовали сближенные субпараллельные крупнообъемные рудоносные залежи и зоны прожилково-вкрапленных руд,
сложенные преимущественно березитоидами при незначительном участии маломощных зонок осветленных березитов, но в многократном чередовании по типу «слоеного
пирога» с менее измененными в межразломных пространствах сланцами хлоритовой
зоны. Обычная в других случаях мощность хлоритовой зоны, достигающая многих десятков м, в этом частом чередовании уменьшается до многих метров, а альбитовой зоны от 1.5…3 м в менее проницаемых породах увеличивается до многих метров в рудоносных зонах. Фронтальная зона рудовмещающих метасоматических ореолов в обсуждаемых месторождениях Ленского района не вскрыта скважинеми и внутренняя ее граница находится за пределами разведочных полигонов.
Для образования крупнообъемных рудовмещающих метасоматических ореолов,
крупных и уникальных месторождений в них помимо подобной описанной структурной ситуации требуется также генерация и поступление в область рудообразования
крупных масс металлоносных растворов. При соблюдении этих двух вполне реальных
требований не возникает оснований для сохранения в научном обороте полигенной гипотезы рудообразования, предполагающей в качестве необходимого условия накопления уникальных запасов золота несколько источников металла, привлекаемых в ходе не
связанных между собой геологических процессов, начиная с этапа седиментации.
Однообразно повторяющееся в любом, в том числе черносланцевом, субстрате
усиление интенсивности гидротермальных изменений пород, выраженное в увеличении
масс и изменении составов новообразованных минералов (эпидотовой группы, карбонатов) в направлении к внутренним границам всех минералого-петрохимических зон в
сочетании с доказанной межзональными балансовыми расчетами миграцией (привносом, выносом) значительных масс петрогенных компонентов (табл. 1) и металллов
209
(табл. 2) и присущим метасоматизму уменьшением в каждой минералогопетрохимической зоне на единицу числа минеральных фаз от фронтальной зоны к тыловой квалифицируют околорудное, межрудное пространство месторождений как синрудные метасоматические ореолы в составе двух сопряженных формаций – березитовой в тыловых зонах и пропилитовой в периферийных, в своем образовании подчиняющихся законам метасоматических процессов. Поэтому некорректно и далее для
обозначения производных метасоматизма использовать метаморфическую номенклатуру – термины метаморфизм, фация, субфации. Представляется также очевидной целесообразность исключения из таксономической системы регионального метаморфизма
так называемой фации зеленых сланцев вместе с ее субфациями как сложенной породами,
– производными аллохимического метасоматизма, а не изохимического метаморфизма.
Таблица 1
Баланс (вынос-, привнос, в процентах) петрогенных элементов в зональных околорудных
метасоматических ореолах мезотермальных месторождений золота Южной Сибири
Минеральная
зона,
подзона
Химические элементы
Si
Al
K
Na
S*
Co
Ca
Mg
Fe2+
Fe3+
∆
Ti
P
Mn
10
20
-10
70
250
50
110
210
250
650
-60
0
-50
10
30
1,2
3,1
6,9
4,5
18,8
280
500
520
190
310
230
210
330
360
12,6
27,0
36,8
-55
-49
-48
-14
10
44
37
-12 143
-21
160
-27
36
-48
22
35
10
68
-96 2140 1330 716 439
65
61
98
653
2.2. Кварцевый диорит, гранодиорит, PZ3 (6)
0
0
0
1010
940
0
0
0
-10
0
0
-10
20
-10 3170 2070
30
50
60
-30
90
50
-20
40
-80 4270 4700 220 240 170
320 170 160
Углеродистые полевошпат-кварцевые сланцы кедровской свиты, R3
2.3. Метаалевропесчаник (1)
-27
-35
42
7,0
6,0
45,0
10
40
240
4,0
12,0
41,0
1. Ирокиндинское месторождение
1.1. Гранит мигматитовой выплавки, AR (3)
Ву(5)
Ви(6)
Х (9)
А (8)
Вн(7)
0
0
-10
0
-10
0
0
10
0
10
Х (4)
А (6)
Вн(6)
-10
-30
-30
10
10
20
Bу(1)
Х (1)
Вн(1)
-2
-4
-48
2,8
8,4
-46
Х(16)
А (6)
Вн(1)
0
-10
-50
А (1)
Вн(1)
-17
-39
4,9
8,8
248
445
-34
-93
+
1905
33 1053 282
340
82
300
+
6913 880 1781 447
125
73
672
3. Месторождение Чертово Корыто
Углеродистые полевошпат-кварцевые сланцы михайловской свиты, PR1
3.1. Крупнозернистый метаалевролит (5)
374
347
18,0
43,0
У (2)
Х (8)
Вн(1)
0
-20
-40
0
-30
-30
0
-30
-10
-10
-70
-90
0
560
2110
2,9
29,7
43,4
-10
-10
-40
-20
20
-10
+
20
20
0
0
10
0
+
220
70
30
30
70
40
0
500
70
60
0
60
-10
+
870
10
60
20
50
-90
+
2400 200 220 100
230
1.2. Фельзитовый микрогранит-порфир, PZ3 (2)
10
0
-60
140
120 180 170
60
70
-50
20
300
240 330 330
80
160
-90 1900
390
350 390 210
450
2. Кедровское месторождение
2.1. Альмандин-двуслюдяной плагиогнейс, PZ3 (1)
66
14
27
-30
120
0
-10
1400
2800
50
1180
1920
210
20
100
170
0
70
30
30
10
-90
10
540
570
0
840
900
Продолжение таблицы 1
Минеральная
зона,
подзона
Химические элементы
Si
Al
K
У (1)
У (3)
Х (6)
Вн(1)
0
0
-40
-30
0
10
0
-10
-30
-20
-20
-10
У (1)
Х (4)
Вн(1)
0
-30
-50
0
-10
-30
70
0
-10
Na
S*
Co
Ca
Mg
Fe2+
Fe3+
3.2. Мелкозернистый метапесчаник (5)
80
180
40
30
10
0
-20
10
130
100
80
120
30
70
-70
430
1910 1400 330 160
30
-90
10
1980 1260 260 110
180
3.3. Разнозернистый метапесчаник (1)
-70 1130
10
-40 110
60
90
-85 1640 1370 510 420 240
80
-90 6570 3180 1300 690 250
490
∆
Ti
P
Mn
30
20
820
790
-30
0
890
870
100
150
1750
3620
3,5
6,5
34,9
32,5
30
840
490
-50
450
640
0
600
4600
7,94
31,4
55,6
Примечание. 1) Минеральные зоны и подзоны околорудных метасоматических ореолов: Ву, Ви –
подзоны умеренного и интенсивного изменения фронтальной зоны, У, Х, А, Вн – соответственно углеродистая, хлоритовая, альбитовая, тыловая зоны. 2) S* – сера сульфидная, Со – углерод окисленный (карбонатный), + – привнос S при содержании ее в исходной породе ниже предела чувствительности анализа.
3) В скобках – число проб, участвующих в расчете средних. 4) ∆ – удельная масса перемещенного (привнесенного и вынесенного) вещества в процентах к массе вещества исходных пород в стандартном геометрическом объеме 10000 Å3. 5) Петрохимические пересчеты выполнены по объемно-атомному методу,
балансовые расчеты – относительно исходных пород в подзоне слабого изменения фронтальной зоны. 6)
Полные химические силикатные анализы горных пород выполнены в Центральной лаборатории ПГО
«Запсибгеология» и в Западно-Сибирском испытательном центре (г. Новокузнецк) под руководством
И.А. Дубровской и Г.Н. Юминовой
Наиболее интенсивные изменения минеральных составов исходных пород в тыловых, в меньшей степени в хлоритовой зонах метасоматических ореолов сочетаются с
наиболее интенсивными изменениями здесь их химических составов, количественно
оцениваемыми величиной удельной массы перемещенного (привнесенного и вынесенного) вещества (суммы масс петрогенных компонентов), достигающей 50 % от массы
исходных пород (табл. 1).
С металлоносными растворами в области метасоматизма и рудообразования поступают калий, восстановленная сера и углекислота, удаляются почти полностью (до
90 %) натрий и частично (до 50 % от массы в исходной породе) кремнезем. Это типовые повторяющиеся во времени и пространстве петрохимические черты процесса березитизации [1]. Дополнительные фиксируемые в основном в березитах и березитоидах
массы поступающих петрогенных компонентов регулируются их массами в исходном
несланцевом и черносланцевом субстрате и концентрационно-диффузионным механизмом массопереноса, − чем ниже содержание компонента в исходных породах, тем
большее его количество задержится в образующихся метасоматитах [19]. Калий входит
в состав серицита – мусковита, сера – в составы сульфидов, углекислота связывается с
катионами в карбонатах.
При обычном содержании последних в березитах, образованных в бескарбонатных существенно кварцевых породах, например, в полевошпат-кварцевых углеродистых песчано-сланцах михайловской свиты в месторождении Чертово Корыто, возникает проблема пространства, которая решается признанием щелочного режима ранних
211
порций металлоносных растворов [21]. Экстрагируемый из пород кремнезем массой до
800 кг из каждого куб. м при последующей инверсии щелочного режима в кислотный
заполняет многочисленные в сланцевой среде крупные и мелкие трещины, образуя
кварцевые жилы и прожилки. Последние не сопровождаются, как отмечалось, оторочками березитов, вероятно, вследствие слабого взаимодействия кислотных растворов с
существенно кварцевыми породами. Высвобождаемое в бескарбонатных сланцах тыловых зон ореолов вследствие удаления кремнезёма пространство заполнялось синрудными карбонатами, содержание которых в березитах достигает многих десятков об. %.
В ближнее обрамление (до 1,5 км) рудоконтролирующих глубинных разломов с
металлоносными растворами поступают химические элементы фемофильной ассоциации в составе Ti, P, Mg, Fe, Ca, Mn. Во всех рудовмещающих средах согласно концентрационно-диффузионному механизму массопереноса только в ближнем околотрещинном (околоразломном) пространстве – в тыловых зонах околорудных (рудовмещающих) метасоматических ореолов они образуют контрастные аномалии, постепенно сменяющиеся кларковыми содержаниями по мере удаления от разломов. Следы фильтрации металлоносных растворов с перечисленными элементами в виде их аномалий, иногда в сочетании с повышенными и высокими содержаниями золота (до 3 г/т) и серебра
в аподолеритовых метасоматитах внутрирудных даек – тепловых флюидопроводников,
то есть на путях подъема растворов из очагов генерации, очевидно, заполненных базальтовыми расплавами, обнаружены в Берикульском, Кедровском, Сухоложском, ЗунХолбинском месторождениях [14, 15, 16], а в последующие годы – в месторождении
Чертово Корыто. Поступившие дополнительные массы перечисленных фемофильных
элементов вошли в состав новообразованных лейкоксена, рутила (Ti), апатита (P), магнезиально-железистых карбонатов (Mg, Fe, Ca, Mn).
Таблица 2
Оценка параметров распределения рудогенных элементов и корреляционных связей золота с рудогенными элементами в зональных околорудных метасоматических ореолах мезотермальных месторождений золота Южной Сибири
Минеральные зоны [число проб]
ПараметЭлеры расменпределеты
Слабого
ния
изменения
Фронтальная
Подзоны
Интенсив- Хлоритовая
Умеренного
ного измеизменения
нения
Альбитовая
Тыловая
Ирокиндинское месторождение
Альмандин-двуслюдяные гнейсы (AR2)
Au
Ag
Hg
хг ( х )
0,5(0,6)[30]
1,2(1,4)[17]
1,9(2,5)[15]
1,7(2,4)[96]
2,3(4,1)[24]
t(s)
1,3(0,2)
1,7(0,7)
2,4(1,7)
2,3(2,4)
2,3(8,5)
11,5(1439,5)
[34]
21,0(1220,0)
хг ( х )
36,2(43,1)
33,3(42,4)
42,5(52,4)
38,9(56,0)
76,5(91,1)
160,2(777,8)
t(s)
r(sr)
Au/Ag
2,2(19,3)
0,12(0,33)
0,01
2,3(25,9)
0,61(0,19)
0,04
2,0(32,5)
-0,32(0,26)
0,04
2,5(50,3)
0,42(0,20)
0,05
1,9(50,2)
0,09(0,23)
0,03
4,0(н/д)
0,72(0,12)
0,08
хг ( х )
19,4(21,4)
21,2(23,4)
17,0(19,7)
18,3(20,8)
15,0(19,9)
18,3(26,4)
t(s)
r(sr)
Au/Hg
1,6(9,5)
-0,46(0,26)
0,03
1,6(10,0)
-0,23(0,29)
0,06
1,7(11,8)
0,19(0,28)
0,11
1,6(12,5)
0,33(0,22)
0,09
2,2(16,3)
-0,33(0,20)
0,15
2,1(33,2)
0,14(0,25)
0,63
212
Продолжение таблицы 2
Кедровское месторождение
Углеродистые полевошпат-кварцевые песчано-алевросланцы кедровской свиты (R3)
Au
Ag
Hg
Au
Ag
Hg
хг ( х )
1,2(1,6)[37]
0,7(1,5)[15]
1,1(1,7)[23]
1,8(2,6)[123]
3,9(6,9)[209]
5,8(15,3)[27]
t(s)
2,1(1,5)
2,9(2,7)
2,7(1,6)
2,0(4,0)
2,8(9,5)
4,5(19,9)
хг ( х )
26,7(32,1)
23,3(26,0)
56,6(91,7)
61,7(165,1)
135,8(223,4)
165,0(278,5)
t(s)
r(sr)
Au/Ag
1,9(20,9)
0,001(0,2)
0,04
1,6(13,9)
0,79(0,11)
0,03
2,6(116,6)
0,22(0,21)
0,02
4,6(340,4)
0,21(0,12)
0,03
2,6(359,5)
0,11(0,09)
0,03
3,1(257,0)
0,44(0,16)
0,04
хг ( х )
18,0(26,3)
28,3(34,7)
22,0(30,4)
24,5(34,1)
17,5(23,5)
30,5(36,0)
t(s)
r(sr)
Au/Hg
2,8(20,7)
0,35(0,16)
0,07
хг ( х )
1,0(1,1)[15]
н/д
1,6(2,0)[11]
2,0(2,8)[34]
2,0(3,5)[7]
24,7(73,5)[6]
t(s)
1,6(0,4)
н/д
1,9(1,8)
2,4(2,6)
2,8(5,1)
5,6(100,9)
хг ( х )
25,1(35,1)
н/д
34,9(64,7)
45,6(65,1)
29,4(44,5)
53,3(60,2)
t(s)
r(sr)
Au/Ag
2,2(34,8)
0,56(0,18)
0,04
н/д
н/д
н/д
2,9(99,3)
0,73(0,14)
0,04
2,4(75,0)
0,52(0,12)
0,04
2,9(39,9)
0,80(0,13)
0,07
1,8(29,6)
0,70(0,21)
0,4
хг ( х )
32,4(37,3)
н/д
47,0(49,0)
58,0(68,6)
42,2(61,6)
44,6(46,5)
t(s)
r(sr)
Au/Hg
1,8(19,2)
0,12(0,25)
0,03
н/д
н/д
н/д
1,4(14,8)
0,007(0,3)
0,03
1,7(61,4)
-0,22(0,16)
0,03
2,5(63,5)
0,55(0,26)
0,05
1,4(16,3)
-0,30(0,37)
0,55
2,1(18,7)
2,2(27,0)
2,4(30,1)
2,1(20,6)
1,8(21,4)
0,50(0,22)
0,20(0,21)
-0,15(0,12)
-0,11(0,08)
0,58(0,13)
0,02
0,05
0,07
0,22
0,19
Каралонское месторождение
Углеродистые полевошпат-кварцевые песчано-алевросланцы водораздельной свиты (R3)
Примечание. 1) хг ( х ) – среднее соответственно геометрическое и арифметическое содержание,
мг/т; t – стандартный множитель; s – стандартное отклонение содержаний, мг/т; r – коэффициент парной
линейной корреляции элементов с золотом, выше уровня значимости обозначен жирным шрифтом; sr –
стандартное отклонение коэффициента корреляции; н/д – нет данных. 2) В квадратных скобках число
проб. 3) Содержание Au и Ag определялось атомно-абсорбционным методом (чувствительность 0,1 мг/т)
в лаборатории ядерно-физических методов анализа вещества ОИГГиМ СО РАН (г. Новосибирск), аналитик В.Г. Цимбалист. Содержание Hg определялось атомно-абсорбционным методом (чувствительность 5
мг/т) в ЦЛ ПГО «Березовгеология» (г. Новосибирск) под руководством Н.А. Чарикова. 4) Расчеты выполнены Н.П. Ореховым.
Распределение профильных металлов (Au, Ag) в околорудном пространстве месторождений единообразно подчиняется минералого-петрохимической зональности
околорудных (рудовмещающих) метасоматических ореолов, то есть определяется интенсивностью метасоматических преобразований пород, − гранитоидов, ультраметаморфитов, черных сланцев (табл 2). Независимо от состава и происхожения исходных
пород, во всех подзонах фронтальной зоны сравнительно слабого их изменения содержания золота и серебра укладываются в интервалы соответственно 0,5…1,9 мг/т и
15…50 мг/т, что соответствует кларковым значениям [34]. Это означает, что при региональном метаморфизме нагревания осадочных пород и преобразования их в углеродистые сланцы на уровне мусковит-биотитового парагенезиса, а также на дальней периферии околорудных метасоматических ореолов существенных изменений содержаний
металлов против кларков не происходит.
213
Усиление интенсивности метасоматических преобразований пород в направлении
к тыловой минералого-петрохимической зоне сопровождается возрастанием содержаний обоих металлов и дисперсии их распределения от одной зоны к другой с достижением максимальных значений в тыловой зоне, − тем бóльших, чем выше содержания
металлов в рудных телах – золоторудных кварцевых жилах с их рудными столбами и
минерализованных (рудных) зонах. В участках тыловой зоны, смежных с богатыми
рудными столбами, например, в Ирокиндинском месторождении, содержания золота в
березитах достигают многих сотен мг/т. В апочерносланцевых березитах тыловой зоны
метасоматических ореолов в обрамлении рудных зон с прожилково-вкрапленной минерализацией и содержанием золота на уровне первых г/т концентрации золота не превышают десятков мг/т, как это фиксируется в Кедровском, Каралонском месторождениях. По мере возрастания интенсивности метасоматических преобразований пород
Au/Ag-отношение, в исходных породах выражающее различающиеся на порядок кларки того и другого металла, в метасоматитах увеличивается, приближаясь в тыловой минералого-петрохимической зоне к значениям, свойственным рудным телам (0,5…1,5),
при этом усиливаются корреляционные связи золота с серебром.
Подобное описанному распределение золота и серебра в околорудном пространстве черносланцевых толщ и несланцевого субстрата повторяется в месторождениях
Чертово Корыто [21], Сухой Лог [25], Вернинском [23]. Повторяются в месторождениях обеих совокупностей контрастные аномалии цветных металлов – спутников золота,
в том числе мышьяка, ртути [21, 22].
Приведенные данные о статистических параметрах распределения профильных
металлов в околорудном пространстве золоторудных месторождений, образованных в
несланцевом и черносланцевом субстрате, полученные посредством использования методических приемов, раскрывающих геологическую историю вмещающих месторождения горных пород и металлов в них, доказывают образование околорудных (рудовмещающих) метасоматических, геохимических ореолов и руд в результате единого в
каждом месторождении рудообразующего процесса. Из этих данных также следует вывод о субкларковых содержаниях золота во всех , включая черные сланцы, исходных
породах и о синрудном происхождении повышенных, высоких концентраций металла в
несланцевом субстрате и черных сланцах, вмещающих уникальные (Сухой Лог), крупные (Вернинское, Чертово Корыто), рядовые по запасам (Кедровское, Каралонское,
Ирокиндинское и другие) месторождения золота.
Причина многовариантных оценок дорудной золотоносности черных сланцев, вероятно, заключается в использовании некоторыми авторами этих оценок не адекватных
цели исследования методов, − анализировались пробы и формировались выборки для
статистических расчетов, не дифференцированные по этапам преобразований пород.
В результате многоцелевых исследований разными коллективами специалистов
минеральных составов, содержимого газово-жидких включений в минералах руд месторождений золота обеих совокупностей выделены рудно-минеральные комплексы,
установлены последовательности, реконструированы термодинамические, физикохимические режимы их образования, оценены фазовые состояния растворов и их изменения в ходе рудообразования, диагностированы катионно-анионные составы и концентрации растворенных веществ, составы газов и их изменения во времени от начала
и до завершения процессов. Анализ и обобщение этих материалов завершились выводами, которые характеризуют и распространяются на месторождения, образованные в
черносланцевом и несланцевом субстрате, и заключаются в следующем [5].
Рудообразование осуществляется в температурном диапазоне от 500 до 50…25 °С
при давлениях рудообразующих флюидов от 430 до 40 Мпа. Температуры кристалли214
зации ранних зарождений кварца каждого последующего рудно-минерального комплекса превышают температуры кристаллизации поздних зарождений кварца каждого
предшествующего рудно-минерального комплекса (рис.).
Рисунок. Температурные режимы минералообразования в золоторудных месторождениях [5].
а) по Ю.В. Ляхову и др.,1974; б) по Н.В. Росляковой и др., 1976; в) по обобщенным данным
М.С. Сахаровой, 1972; Д.А. Тимофеевского, 1972; Ю.В. Ляхова, 1975; 1977; В.Ю. Прокофьева,
2000; г) по Н.И. Мязь, 1985; д) по В.В. Левицкому, 1985; е) по обобщенным данным
Г.А. Феофилактова, 1992; А.В. Бражника, 1993; В.Ю. Прокофьева с соавторами, 2002; ж) по
А.В. Пизнюр, 1982; з) по данным Е.А. Вагиной
Эти факты в сочетании с повторяющейся при образовании каждого рудноминерального комплекса последовательностью отложения минералов от оксидов до
сульфидов и далее карбонатов и прерывистым поступлением металлоносных растворов
в чередовании с внедрением по рудоконтролирующим глубинным разломам умеренно
щелочных базальтовых расплавов, создающих послегранитные дорудные, внутрирудные, поздне-послерудные дайки умеренно щелочных долеритов, характеризуют рудообразующие процессы как пульсационные многостадийные, функционирующие одновременно с очагами базальтовых расплавов [14–16, 18]. Допродуктивные и послепро215
дуктивные минеральные комплексы отложены из водно-солевых растворов, не содержавших низкокипящих газов CH4, N2, CO2. Золото в составе продуктивных комплексов
отложено из высококонцентрированных до рассолов вскипающих и кипящих углекислотных, содержавших азот и углеводороды растворов в температурном диапазоне
280…260 − 180…160 °С.
Приведенные факты в их совокупности гармонично вписываются в систему доказательств геолого-генетической однородности месторождений золота, в несланцевом и
черносланцевом субстрате созданных по одному написанному природой сценарию металлоносными растворами, генерированными в очагах золотопродуцирующих умеренно щелочных базальтовых расплавов на позднем этапе становления антидромных гранит-диорит-долеритовых флюидно-рудно-магматических комплексов.
Литература
1. Бородаевский Н.И., Шер С.Д. Об околорудных изменениях в месторождениях золота // Труды Центрального научно-исследовательского геологоразведочного института. – 1967. – Вып. 76. – С. 113–126.
2. Буряк В.А. О золотоносности осадочных толщ и поведение в них золота в процессе
метаморфизма и гранитизации // Геология и геофизика. – 1978. – № 6. – С. 142–146.
3. Буряк В.А. Метаморфизм и рудообразование. – М.: Недра, 1982. – 256 с.
4. Буряк В.А. Состояние и основные нерешенные вопросы теории метаморфогенного
рудообразования // Региональный метаморфизм и метаморфогенное рудообразование /
под ред. Я.Н. Белевцева. – Киев: Наукова думка, 1984. – С. 43–50.
5. Вагина Е.А. Минеральные комплексы руд и генезис месторождения золота Чертово
Корыто (Патомское нагорье) // Дисс. … канд. геол.-мин. наук. – Томск, 2012. – 141 с.
6. Гаврилов А.М., Кряжев С.Г. Минералого-геохимические особенности руд месторождения Сухой Лог // Разведка и охрана недр. – 2008. – № 8. – С. 3–16.
7. Гапон А.Е., Гапеева М.М. Закономерности локализации золоторудных узлов в южной части Патомского нагорья // Доклады АН СССР. – 1969. – Т. 185. – № 2. – С. 408–411.
8. Горжевский Д.И., Зверева Е.А., Ганжа Г.Б. Углеродсодержащие терригенные формации с золото-сульфидным оруденением // Советская геология. – 1988. – № 9. – С. 113–121.
9. Жариков В.А. Некоторые закономерности метасоматических процессов // Метасоматические изменения боковых пород и их роль в рудообразовании. – М.: Недра, 1966. – С. 47–63.
10. Коновалов И.В. Околорудная зональность одного золоторудного месторождения
(Ленский район) // Геология и геофизика. – 1973. – № 1. – С. 123–125.
11. Критерии отличия метаморфогенных и магматогенных гидротермальных месторождений / под ред. В.И. Смирнова, Н.Л. Добрецова. – Новосибирск: Наука, 1985.
12. Коткин В.В. Роль литологического фактора в размещении золоторудных проявлений в Центральной части Ленской провинции // Вопросы геологии месторождений золота Сибири / под ред. Ф.Н. Шахова. – Томск: Изд-во Томского ун-та, 1968. – С. 107–108.
13. Кряжев С.Г., Устинов В.И., Гриненко В.А. Особенности флюидного режима формирования золоторудного месторождения Сухой Лог по изотопно-геохимическим данным // Геохимия. – 2009. – № 10. – С. 1108–1117.
14. Кучеренко И.В. Пространственно-временные и петрохимические критерии связи
образования золотого оруденения с глубинным магматизмом // Известия АН СССР.
Серия геологическая – 1990. – № 10. – С. 78–91.
15. Кучеренко И.В. Дайки основного состава в мезотермальном золотом месторождении Зун-Холба (Восточный Саян) // Вестник Томского гос. ун-та. – 2003. – № 3 (III). –
С. 259–261.
216
16. Кучеренко И.В. Петрологические и металлогенические следствия изучения малых
интрузий в мезотермальных золоторудных полях // Известия Томского политехнического ун-та. – 2004. – Т. 307. – № 1. – С. 49–57.
17. Кучеренко И.В. К методике формирования выборок для расчета статистических
параметров распределения и баланса химических элементов в околорудном пространстве гидротермальных месторождений золота // Известия Томского политехнического
университета. – 2005. – Т. 308. – № 2. – С. 23–30.
18. Кучеренко И.В. Металлогения золота: приложение к мезотермальным месторождениям, образованным в несланцевом и черносланцевом субстрате горно-складчатых сооружений южной Сибири // Современные проблемы геологии и разведки полезных ископаемых: Матер. Международн. конф., посвящ. 80-летию основания в Томском политехническом университете первой в азиатской части России кафедры «Разведочное дело», г. Томск, 5–8 окт. 2010 г. – Томск: Изд-во ТПУ, 2010. – С. 241–256.
19. Кучеренко И.В. Гидродинамика трещинно-поровых флюидно-породных взаимодействий и механизм массопереноса в процессах околотрещинного гидротермального
метасоматизма // Разведка и охрана недр. – 2010. – № 11. – С. 37–43.
20. Кучеренко И.В. Проблемы образования гидротермальных месторождений золота.
Ч. 2. Метаморфогенная и полигенная геолого-генетические концепции // Известия Томского политехнического университета. – 2013. – Т. 323. – № 1.
21. Кучеренко И. В., Гаврилов Р.Ю., Мартыненко В.Г., Верхозин А.В. Петрологогеохимические черты рудовмещающего метасоматического ореола золоторудного месторождения Чертово Корыто (Патомское нагорье) // Известия Томского политехнического университета. – 2008. – Т. 312. – № 1. – С. 11–20.
22. Кучеренко И.В., Гаврилов Р.Ю., Мартыненко В.Г., Верхозин А.В. Геохимическая
зональность рудовмещающего ореола мезотермального золоторудного месторождения
Чертово Корыто (Патомское нагорье) // Известия Томского политехнического университета. – 2011. – Т. 319. – № 1. – С. 42–47.
23. Кучеренко И.В., Гаврилов Р.Ю., Мартыненко В.Г., Верхозин А.В. Петрологогеохимические черты околорудного метасоматизма в Вернинском золоторудном месторождении (Ленский район) // Известия Томского политехнического университета. –
2012. – Т. 321. – № 1. – С. 22–33.
24. Кучеренко И.В., Гаврилов Р.Ю., Мартыненко В.Г., Верхозин А.В. Петрологогеохимические черты околорудного метасоматизма в золоторудном месторождении
Сухой Лог (Ленский район). Ч. 2. Петрология околорудного метасоматизма // Известия
Томского политехнического университета. – 2012. – Т. 320. – № 1. – С. 28–37.
25. Кучеренко И.В., Гаврилов Р.Ю., Мартыненко В.Г., Верхозин А.В. Петрологогеохимические черты околорудного метасоматизма в золоторудном месторождении
Сухой Лог (Ленский район). Ч. 3. Геохимия золота и серебра // Известия Томского политехнического университета. – 2012. – Т. 321. – № 1. – С. 33–40.
26. Лаверов Н.П., Чернышов И.В., Чугаев А.В., Баирова Э.Д., Гольцман Ю.В., Дистлер
В.В., Юдовская М.А. Этапы формирования крупномасштабной благороднометалльной
минерализации месторождения Сухой Лог (Восточная Сибирь): результаты изотопногеохронологического изучения // Доклады РАН. – 2007. – Т. 415. – № 2. – С. 236–241.
27. Русинов В.Л., Русинова О.В., Кряжев С.Г., Щегольков Ю.В., Алышева Э.И., Борисовский С.Е. Околорудный метасоматизм терригенных углеродистых пород в Ленском
золоторудном районе // Геология рудных месторождений. – 2008. – Т. 50. – № 1. – С. 3–46.
28. Шаров В.Н., Шмотов А.П., Коновалов И.В. Метасоматическая зональность и связь
с ней оруденения. – Новосибирск: Наука, 1978. – 103 с.
217
29. Шер С.Д. Околорудные изменения, сопутствующие золото-кварцевым жилам в
Ленском золотоносном районе // Метасоматические изменения боковых пород и их
роль в рудообразовании / под ред. Н.И. Наковника. – М.: Недра, 1966. – С. 282–291.
30. Шило Н.А., Гончаров В.И., Ворцепнев В.В. и др. К соотношению метаморфогенного и магматогенного гидротермального минералообразования в золоторудных районах
Северо-Востока СССР // Критерии отличия метаморфогенных и магматогенных гидротермальных месторождений / под ред. В.И. Смирнова, Н.Л. Добрецова. – Новосибирск:
Наука, 1985. – С. 30–42.
31. Шмотов А.П. Тектонические деформации и сопряженные с ними гидротермальнометасоматические преобразования вмещающих пород (Ленский золотоносный район).
// Доклады АН СССР. – 1974. – Т. 218. – № 1. – С. 178–181.
32. Шумлянский В.А. Киммерийская металлогеническая эпоха на территории Украины. – Киев: Наукова думка, 1983. – 220 с.
33. Юдовская М.А., Дистлер В.В., Родионов Н.В. и др. Соотношение процессов метаморфизма и рудообразования на золотом черносланцевом месторождении Сухой Лог
по данным U-Th-Pb-изотопного SHRIMP-датирования акцессорных минералов // Геология рудных месторождений. – 2011. – Т. 53. – № 1. – С. 32–64.
34. Ярошевский А.А. Распространенность химических элементов в земной коре // Геохимия. – 2006. – № 1. – С. 54–62.
35. Large R.R., Maslennikov V.V., Robert F. et al. Multistage sedimentary and metamorphic
origin of pyrite and gold in the giant Sukhoi Log deposit, Lena gold province, Russia // Economic Geology. – 2007. – V. 102. – № 7. – P. 1233–1267.
36. Shao Jun, Hui De-feng, Kong Xiang-min, Shou Nai-wu. Metallogeny of the gold deposits
of China // Geology and Resources. – 2004. – Т. 13. – № 4. – P. 246–250.
ГЕОЛОГО-ТЕХНОЛОГИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
КАК ИНФОРМАЦИОННЫЙ ПРОЦЕСС
1
2
2
1
В.Л. Лось , Д.Ш. Ахмедов , Д.И. Еремин , В.С. Легонькин
1
2
Горно-экономический консалтинг, Казахстан
Институт космической техники и технологий, Казахстан
Формально моделирование рудных месторождений представляет собой переход
от облака точек-проб, на которых измерены некоторые величины t (обычно это содержания полезных и других компонентов) к полнозаданному геологическому пространст~
ву, в каждой точке которого определены модельные значения t (обозначим их t ) [1].
Этот переход можно записать в виде:
n
m
~
t ( xi ) ; xi V A
t ( x) ; x V ,
где t(xi) – измеренные данные (пробы) и их координаты xi;
~
t ( х) – модельные значения t в точках с любыми текущими координатами х;
V – область моделирования (ее размерность 1–3 D);
n, m – число измерений проб и «мощность» множества модельных значений t;
~
А – оператор преобразования t в t (технология построения модели).
С информационных позиций данная операция представляет собой целевое расширение и информации, даже если n>m, хотя, в большинстве случаев, m>> n.
Из теории и практики известно, что при выполнении операции А, а это аппроксимация, интерполяция, экстраполяция, принципиально не может быть получено точное
решение. В каком-то смысле здесь справедлив «принцип неопределенности», который
можно записать в следующем виде:
218