Magmatogene geology-genetic conceptions of the hydrothermal gold deposits formation: facts and arguments.pdf Введение Исследование гидротермального рудообразования в аспекте обусловленности, инициирования его более масштабными геологическими процессами представляет известные трудности, в основном, по причине ограниченной доступности подрудного пространства - глубинных составляющих рудообразующих систем. Доступность подрудного пространства, хотя и ограниченная, обеспечивается некоторыми явлениями: например, синхронным с рудами образованием в месторождениях магматических пород, с которыми обычно ассоциируют полезные ископаемые конкретных видов; унаследованностью рудами и/или около-рудными метасоматитами особенностей генерирующих металлоносные флюиды источников - изотопными составами химических элементов или их зафиксированными в минералах руд и пород специфическими ассоциациями, представляющими петрохими-ческое своеобразие магматизма и др. Однако трудоемкость операций при поисках упомянутых особенностей вещественных производных рудообразования, нередко в условиях ограниченной информативности объектов исследований, не способствует устранению дефицита фактов. Это служит питательной средой для возникновения гипотез и объясняет несовершенство или незавершенность теории, в частности, гидротермального рудообразования в металлогенических ее аспектах, в приложении ко многим видам полезных ископаемых. Успехи в данной области знаний настолько скромны, что с известным высказыванием С.С. Смирнова [1] о невозможности полстолетия назад создать геолого-генетическую классификацию месторождений полезных ископаемых и тем самым наделить ее отсутствующими в генетической классификации прогнозными функциями нельзя не согласиться и сейчас. В статье обсуждаются два сценария образования считающихся магматогенными гидротермальных месторождений золота. Согласно одному сценарию, отвечающему гранитогенной концепции, образование месторождений обусловлено функционированием гранитоидных магматических очагов, в которых генерируются металлоносные флюиды. В обоснование альтернативного сценария, сочетающего в себе элементы гранитогенной и базальтогенной концепций, привлекаются обнаруженные в последние десятилетия факты, актуальные для оценки жизнеспособности не только упомянутых магматогенных концепций, но и двух других - метаморфогенной и полигенной. Сопоставление этих фактов с доказательными базами обеих концепций, предполагающих образование месторождений соответственно в условиях регионального метаморфизма или нескольких сменяющих друг друга во времени не связанных между собой геологических процессов и породные источники золота, составит предмет отдельного обсуждения. Гранитогенный сценарий Наиболее ранняя из известных концепций - существующая более столетия гранитогенная концепция образования гидротермальных месторождений золота - предполагает генерацию металлоносных флюидов в крупнообъемных очагах кислой магмы, унаследованных плутонами, массивами гранитоидов. Вероятно, факты пространственно-временной близости с ними месторождений в сочетании с данными о зональном расположении гидротермального оруденения относительно гранитных массивов [2-7 и др.] служили в прошлом сильным (сохраняющим и сейчас свое влияние) аргументом в разработке методологии и методов исследований связей рудообразования с магматизмом в направлении поисков доказательств генерации металлоносных флюидов в гранитных магмах. Несомненно, аргумент усилился после смены парадигмы в 70-х годах прошлого столетия - представление о металлогенической специализации магматических комплексов предлагалось заменить представлением об их потенциальной рудоносности [8, 9], а также после экспериментального подтверждения в тех же годах способности гранитных расплавов генерировать золотоносные флюиды в количествах, достаточных для создания промышленных месторождений [10]. Отсутствие металлогенической специализации магматических комплексов подчеркивается, в частности, явлениями накопления золота в конечных, обогащенных флюидной фазой дифференциатах гранитоидного магматизма в одних районах [11, 12 и др.] или обеднением металлом поздних производных дифференциации гранитоидных магм - в других [13 и др.]. В том и другом случае с массивами гранитоидов ассоциируют или не сопровождают их близкие к ним по возрасту промышленные месторождения золота. Реализуемая длительное время методология научного поиска опирается на глубокое убеждение многих геологов в том, что золотопродуцирующая способность гранитных расплавов и генерация в них золотоносных флюидов в объемах, достаточных для образования промышленных месторождений, включая уникальные, могут быть доказаны посредством реконструкции термодинамических и физико-химических режимов, происходящих в очагах гранитной магмы процессов, с учетом химических свойств золота. Разработаны и уже реализуются тонкие методы диагностики температур, давлений, окислительно-восстановительных режимов в очагах, кислотно-основных свойств расплавов, фугитивностей и парциальных давлений летучих - H2O, CO2, HCl, CH4, H2, N2, C, концентраций в расплавах серы, обладающей высоким сродством с золотом, распределением металлов между жидкой и твердой фазами при кристаллизации расплавов, форм вхождения и уровней накопления золота и других металлов в кристаллизующихся минералах, явлений контаминации расплавов вмещающими породами разных составов и их влияния на физико-химические параметры расплавов и др. Источниками информации для оценки факторов золотоносности расплавов, способности флюидов экстрагировать золото из расплавов и покидать их служат породы, минералы гранитоидов в сочетании с результатами эксперимента, моделирования. В результате определены факторы и их сочетания, благоприятствующие накоплению золота во флюидах, отделению от расплавов металлоносных флюидов; выделены петрогенетические типы и конкретные массивы гранитоидов, со становлением которых связывают образование конкретных так называемых интрузивно плутоно-связанных (pluton-related) месторождений [14-25 и др.]. Базальтогенный сценарий Предлагаемый альтернативный сценарий раскрывает иные условия функционирования рудообразующих систем. Носителями информации служат гидротермальные месторождения золота: Когадыр (южный Казахстан), Восточное (южное Прибалхашье), Центральное, Бе-рикульское (Кузнецкий Алатау), Советское (Енисейский кряж), Зун-Холба, Зун-Оспа (юго-восток Восточного Саяна), Ирокиндинское, Западное, Кедров-ское, Богодиканское, Каралонское, Уряхское, Верхне-Сакуканское (Северное Забайкалье), Сухой Лог, Вер-нинское, Медвежье (Ленский район), Чертово Корыто (Патомское нагорье). Они образовались в возрастном диапазоне от позднего рифея (Советское) до позднего палеозоя (остальные) в ультраметаморфических, плутонических, вулканических, черносланцевых комплексах. Многообразие по строению, составу, происхождению среды рудообразования и следующие из него возможности анализа и синтеза достоверных, воспроизводимых данных о производных рудообразующих процессов в сравнительном аспекте - как предполагалось, подтвердилось и показано далее -обеспечивает коррекцию выводов в направлении усиления или понижения обоснованности концепций и отказа от очевидно несостоятельных. Обсуждаемые месторождения ассоциируют с плутоническими породами, которые участвуют в составе стандартных повторяющихся во времени и пространстве антидромных гранит-диорит-долеритовых комплексов [26-29 и др.]. Ранние гранитоиды слагают крупные массивы (Центральнинский, Дудетский, Ам-бартогольский и др.), в надинтрузивном пространстве - более или менее многочисленные дайки пегматитов, аплитов, гранит-порфиров, фельзитовых мик-рогранит-порфиров, занимают ядра зрелых ультраме-таморфических очагово-купольных построек (Кед-ровской и др.). Версия о палингенном происхождении контролируемых глубинными разломами гранитоидов доказывается 878г/868г-отношениями и удовлетворительно объясняет способ решения природной проблемы пространства. Гранитоиды сменяются прорывающими или пересекающими их дайками диоритоидов -микродиоритов, диоритовых порфиритов мощностью до 20 м. Завершают становление комплексов, как правило, маломощные (до 2 м) дорудные, внутрирудные, послерудные (позднерудные) дайки умеренно щелочных долеритов до пяти, возможно более, генераций. Относительный возраст даек доказывается взаимопе-ресечениями их между собой и с рудноминеральными комплексами, а также признаками термического воздействия поздних образований на ранние: вакуоли ранних кварцев в экзоконтактах пересекающих кварц даек разгерметизированы («взорваны»), а ранние дайки в зальбандах пересекающих их кварцевых жил или прожилков гидротермально изменены (березитизированы). Радиологический возраст ранних гранитоидов и околорудных березитов, а следовательно, руд и чередующихся с рудноминеральными комплексами долеритов, как правило, укладывается в диапазон от первых миллионов до первых десятков миллионов лет [4-7, 26-29 и др.]. Таким образом, определилось возрастное положение и участие в рудообразовании магматических пород, названных В.С. Коптевым-Дворниковым полстолетия назад дайками второго этапа. В 18 изученных месторождениях, кроме Берикульского, даек иных видов и разновидностей не установлено. В Берикульском месторождении (474 млн лет) [26] известны послеруд-ные дайки кварцевых сельвсбергитов, которые принадлежат к девонскому комплексу щелочных пород. В реконструкции связей рудообразования с магматизмом наиболее информативны дорудные и внутри-рудные дайки долеритов. Дорудные дайки умеренно щелочных долеритов идентифицированы в большинстве обсуждаемых месторождений, в частности в массивах гранитоидов. В грани-тоидах дайки, усиливающие анизотропию механических свойств среды, нередко сопровождаются золотоносными кварцевыми жилами, в зальбандах жил на мощность до десятков сантиметров преобразованы в березиты, сменяемые далее от жил пропилитами, что в более крупных объемах свойственно околорудным метасоматическим ореолам мезотермальных месторождений золота. В останцах слабого изменения наиболее мощных даек их минералого-химический состав отвечает базальтам. Внутрирудные дайки обнаружены во вмещающих месторождения породах многих видов, включая толщи черных сланцев раннепротерозойской михайловской (Чертово Корыто), позднерифейских кедровской (Кедровское), водораздельной (Каралонское, Урях-ское) свит, покровные базальты берикульской свиты (£2) (Берикульское), гранитоиды среднепалеозойского Амбартогольского массива (Зун-Холба) [27-29 и др.], черные сланцы хомолхинской, имняхской (Сухой Лог) свит [30 и др.]. Дайки неравномерно преобразованы в метасома-титы специфического минерального состава. В редких «останцах» слабого изменения они сложены лейстами лабрадора в срастании с кристаллами и агрегатами кристаллов авгита. Как и аподолеритовые метасома-титы, породы имеют массивное сложение и «спаянные» с вмещающими породами контакты. Метасома-титы унаследовали черный цвет, средне-, мелкозернистое строение исходных долеритов, внешне не отличимы от последних. В составе минеральных новообразований участвует разноцветный, от грязно-зеленого до буро-красного с множеством промежуточных оттенков биотит (до 60 об. %), образующий одиночные пластинки, обычно крупно- до мелкочешуйчатых агрегаты, «венчики» тонких чешуек вокруг полностью замещенных былых кристаллов авгита с характерными для них контурами. Биотит в обрамлении былых кристаллов авгита свежий, не замещен, как в массе породы, другими эпигенетическими минералами и представляет наиболее позднюю его генерацию. Только в участках интенсивного преобразования долеритов присутствуют обычно с незавершенными, «рваными» контурами кристаллы бледно-зеленой магнезиально-железистой обыкновенной роговой обманки (до 20 об. %), что доказывает эпигенетическое, на этапе внутридайково-го метасоматизма, ее образование. В разных количественных соотношениях в метасоматитах участвуют чешуйки бледно-зеленого магнезиально-железистого хлорита, серицита, зерна кварца, эпидота, актинолита, тремолита, альбита, кальцита, титанита, рутила, лей-коксена, апатита, сульфидов. Агрегаты эпигенетических минералов нередко сохраняют лейстовидную форму первичного лабрадора. Метасоматиты, как правило, обогащены золотом до 3 г/т. Согласно балансовым расчетам на основе петро-химических пересчетов по объемно-атомному методу полных химических силикатных анализов исходных долеритов и аподолеритовых метасоматитов последние, как и околорудные березиты-пропилиты [31, 32], образованы в результате калиево-сернисто-угле-кислотного метасоматизма с удалением (до 95 мас. %) натрия и частично (до 50 мас. %) кремния, но с поступлением с флюидами и фиксацией калия, восстановленной серы, углекислоты, благородных, цветных металлов и элементов фемофильной ассоциации -фосфора, титана, магния, железа, кальция, марганца, с возрастанием их содержаний против исходных доле-ритов до сотен, первых тысяч мас. % (таблица) [32]. Однако унаследование околорудными березитами-пропилитами петрохимических черт внутридайковых аподолеритовых метасоматитов сопровождалось кристаллизацией в первых наряду с магнезиальножелезистым хлоритом серицита и магнезиальножелезистых карбонатов, а не более высокотемпературных минералов-носителей магния и железа - биотита и магнезиально-железистой обыкновенной роговой обманки, образованных во вторых. Химические составы умеренно щелочного долерита, аподолеритовых метасоматитов внутрирудных даек и баланс химических элементов в минеральных зонах аподайковых метасоматических ореолов Кедровского месторождения Номера проб и минеральных зон Содержание окислов в мас. % (первая строка). Величина привноса, выноса (-) атомов элементов в стандартном геом ском объеме 10000 А3 в % к числу их атомов в стандартном геометрическом объеме исходной породы (вторая ст гетричерока) SiO2 Si AI2O3 Al K2O K Na2O Na CaO Ca MgO Mg FeO Fe2+ Fe2O3 Fe3+ TiO2 Ti P2O5 P MnO Mn CO2 C S* H2O+ H O I (А) * 45-50 14-17 1-3 3-4 6-8 6-8 6-8 3-5 2-4 н/д н/д н/д н/д н/д н/д - 2 0 49,72 14,94 0,90 3,05 8,47 7,43 8,03 2,86 1,41 0,35 0,19 0,35 0,13 1,81 - 99,64 К-496 IV 38,26 -19,8 13,54 -5,5 5,30 513 0,77 -74 9,50 17 12,8 80 7,19 -6,8 3,51 28 2,18 61 1,44 329 0,25 37 3,44 926 0,12 -3,8 1,70 -2,1 1,7 100,00 (19) К-363 V 37,25 -23,5 10,44 -28,6 1,27 44,8 1,36 -54 8,83 6,4 8,90 23 12.3 56.4 4,05 44,6 4,65 236 0,60 74,9 0,24 28,9 6,34 1752 0,00 -100 3,56 102 2,6 99,79 (21) К-562 V 38,0 -17,1 10,80 -21,6 3,16 281 0,39 -86 11,2 43,6 15,3 123 7,49 1,1 3,88 47,2 2,10 61,7 1,08 234 0,29 65,6 2,89 797 0,27 125 2,54 52 5,5 99,39 (24) К-486 VIII 33,80 -30,6 8,16 -44 2,72 209 0,02 -99 12,0 45 12,9 78 6,87 -12 2,27 -19 1,95 41 1,17 241 0,33 77 14,4 4107 0,13 2,2 1,98 12 5,9 98,70 (29) Примечание. * - нормативный состав трахибазальта (умеренно щелочного долерита) [33]. Составы минеральных зон: 0 - хлорит + серпентин + тальк + кальцит; IV - биотит + актинолит + тремолит + кварц + эпидот + хлорит + рутил + апатит + целестин + кальцит + доломит + магнетит + пирит; V - биотит + хлорит + эпидот + серицит + кварц + рутил + альбит + кальцит + доломит + анкерит + апатит + магнетит + пирит; VIII - биотит + кальцит-доломит + кварц + рутил + апатит + магнетит + пирит. S* - сера восстановленная. А (количественный показатель интенсивности метасоматических преобразований пород) - удельная масса перемещенного (привнесенного и вынесенного) вещества (суммы атомов петрогенных элементов) в процентах к массе вещества исходной породы в стандартном геометрическом объеме 10000 А3. Интенсивность метасоматических преобразований внутрирудных даек не зависит от степени гидротермальных изменений вмещающих пород, так как дайки полнопроявленных аподолеритовых метасо-матитов пересекают не затронутые изменениями и гидротермально измененные вплоть до березитов гранитоиды, мигматиты, гнейсы, углеродистые сланцы и другие породы. Это означает, что внутри-рудные дайки на этапе рудообразования аккумулируют поднимающиеся по разломам потоки (струи) горячих металлоносных растворов и, обладая массивным сложением, выполняют функцию тепловых флюидопроводников. Выполнять эту функцию, согласно известному физическому закону [34], они способны только в горячем состоянии, залегая среди относительно холодных пород. Обсуждение результатов и выводы Наряду с очевидными достижениями в познании условий становления массивов плутонических пород кислого состава в обосновании сохраняющей в течение столетия популярность гранитогенной концепции рудообразования остаются вопросы, отсутствие ответов на которые, вероятно, определяет сосуществование с гранитогенной и других концепций. Ключевые вопросы следуют из необходимости доказательства не только возникновения в гранитоид-ных расплавах благоприятных условий для генерации металлоносных флюидов, но и накопления их в достаточных для образования промышленных месторождений объемах. В равной степени полезно обосновать образование известных ассоциированных с гранито-идными массивами близких к ним по возрасту месторождений золота металлоносными флюидами, генерированными в гранитоидных унаследованных массивами очагах, а не в сосуществующих с ними базальтовых расплавах. Силикатные расплавы, как известно, представляют собой чрезвычайно динамичную субстанцию, которая во время своего длительного по меркам геологического времени существования испытывает множество трансформаций термодинамических и физико-химических режимов, многократных и разнонаправленных изменений фугитивностей, парциальных давлений, концентраций компонентов, обусловленных явлениями магматической дифференциации, подтоком вещества, дегазацией расплавов, неравномерным в объемах камер охлаждением, термо-бародиффузией, кристаллизацией минералов, фракционированием расплавов и т.д. Гранитоиды в верхних частях былых магматических камер предшествуют началу рудообразования, поскольку в них залегают многие месторождения. В связи с этим гранитогенная концепция предполагает генерацию горячих металлоносных флюидов, естественно, не в ранних наследованных вмещающих месторождения гранитоидами расплавах, а в поздних, сохранявшихся на больших глубинах магматических камер. Естественно также предположить, что в верхние (апикальные) части массивов гранитоидов из глубже-расположенных очагов остаточной магмы поступают не только создающие месторождения горячие металлоносные, вероятно газовые, флюиды, но и генерирующие последние остаточные расплавы. Породы, образованные в результате кристаллизации именно этих расплавов, могут служить источниками информации об их золотопродуцирующей способности. Таким образом, в объеме каждого конкретного месторождения вмещающий его массив сложен ранними гранитоидами, как правило, многих видов и разновидностей, и, возможно, поздними, с которыми в генетической связи, по версии концепции, состоят руды как производные одного источника - глубинного остаточного магматического очага. Среди всего этого многообразия по внешним признакам, цвету, составу, строению, как правило, сходных пород необходимо диагностировать те, которые достоверно представляют расплавы, от которых отделялись металлоносные флюиды, не вообще обогащенные золотом или соответствующие представлениям о том, каким требованиям они должны удовлетворять, но и способные создавать промышленные месторождения. Для этого необходимо при отборе проб для исследования и последующей интерпретации результатов располагать соответствующими критериями и признаками, которые в публикациях по проблеме, как правило, не обсуждаются. Вследствие этого возникают сомнения в корректности исследования и следующих из него выводов. Оснований для сомнений более чем достаточно. Одно из них - упомянутый выше факт отсутствия корреляции между пространственно-временной ассоциацией месторождений золота и массивами гранитоидов как обогащенных, так и обедненных золотом. Этот факт дает основание сомневаться в справедливости (корректности) популярного представления о том, что повышенные, высокие концентрации золота в минералах гранитоидов (скажем, в сульфидах) есть доказательство того, что оно концентрируется и выделяется с газовыми флюидами из расплавов, создавая промышленные месторождения. В равной степени это относится к представлению о том, что флюиды с высокими концентрациями восстановленной серы экстрагируют золото из расплавов и выносят его из магматических очагов в необходимых для создания промышленных месторождений количествах. Может быть, это так, а может, и нет, -расплавам иного, скажем, базальтового состава не возбраняется проделывать то же самое. Поэтому диаграммы, подобные, например, приведенной в [35], на которой в координатах lg(XMg/XFe) - lg(XF/XOH) для биотитов золотогенерирующих (?) гранитоидов показаны поля слабоконтаминированных, умеренно кон-таминированных, сильноконтаминированных, силь-ноконтаминированных и редуцированных гранитоидов и положение мелких, средних, крупных, гигантских месторождений золота в этих полях, отражают скорее гипотетические представления авторов, а не реальную ситуацию. Проблематично звено, способное связать дифференцированные по масштабам запасов месторождения с перечисленными полями диаграммы. Приходится констатировать, что реконструированные посредством изучения гранитоидов и отраженные на диаграммах режимы их кристаллизации, особенности режимов, обеспечивающие, по мнению авторов диаграмм, накопление золота во флюидах, выделение последних из расплавов, ограничены магматическими камерами. Дальнейшее функционирование флюидов вне магматических камер остается неизвестным, поскольку проследить пути их движения из магматических очагов в области рудообразования в недоступном подрудном пространстве не дано. Как следствие, остается открытым ключевой вопрос о происхождении создавших месторождения флюидов, так как прервана последовательность событий, а гра-нитоиды, в отличие от базальтоидов, не обладают специфическими особенностями, которые были бы унаследованы рудами и диагностированы в них. Редко фиксируемое участие кислых и щелочных полевых шпатов в золоторудных кварцевых жилах, например, может быть обусловлено не унаследованием последними состава гранитоидов, как это обычно объясняется, а доказанными, в отличие от теории [36], эмпирическими данными о подвижности глинозема в процессах кислотного околорудного метасоматизма (бе-резитизации) и концентрационной диффузии его из поровых растворов сравнительно высокоглиноземистых пород в заполняемые кварцем трещинные [37], в которых присутствуют необходимые для образования полевых шпатов щелочные металлы и кремнезем. Представление о золотоносных флюидах как о силикатно-солевых системах (вплоть до рассолов), предложенное в качестве одного из признаков генерации металлоносных флюидов в гранитоидных расплавах и, следовательно, генетической связи рудообразования с гранитоидным магматизмом [38, 39] во многих случаях не согласуется с фактами обычного выноса кремнезема из боковых пород до 50 мас. % от его первоначальной массы при их березитизации [32]. Последнее возможно только в случае щелочного режима ранних порций поступающих в область рудообразования металлоносных флюидов, их стерильности в отношении SiO2 [32]. Фиксируемая в вакуолях минералов руд обычно низкая соленость (до 20 % мас.-экв. NaCl) флюидов [40] также противоречит представлению о последних как о силикатно-солевых системах. Вместе с тем природа оставила в магматических породах и их соотношениях с рудами следы и свидетельства того, как она действовала, создавая месторождения золота. В месторождениях, образованных вслед за массивами вмещающих их гранитоидов и залегающих в обрамлении последних - раннепалеозойских Берикульском, Центральном, среднепалеозойских Зун-Холбинском, Зун-Оспинском, позднепалеозойских Кедровском, Бого-диканском, Уряхском [27-29, 41], составы послегранит-ных предрудных даек умеренно щелочных долеритов в «останцах» слабого изменения, сохранившихся при око-лорудной березитизации-пропилитизации, отвечают нормативным составам умеренно щелочных базальтов. Этот легко проверяемый факт означает, что к моменту внедрения ранних порций умеренно щелочных базальтовых расплавов сопровождающего рудообразование базитового магматизма остаточных гранитных расплавов уже не существовало. В противном случае, неизбежное смешение тех и других расплавов завершалось бы образованием гибридных даек пестрых составов, обусловленных переменными количественными соотношениями гранитоидной и базальтовой составляющих, которых в изученных месторождениях не обнаружено. Отсутствующие полностью раскристаллизованные остаточные гранитоидные расплавы не могут служить источниками металлоносных флюидов, которые поступают в области рудообразования после внедрения ранних порций умеренно щелочных базальтовых расплавов. Гранитоиды всегда предшествуют рудообразованию, базальтоиды сопровождают его. Приведенный факт свидетельствует о том, что пространственно-временная близость так называемых интрузивно-связанных, плутоно-связанных (pluton-related) [15, 17, 20, 23 и др.] гидротермальных месторождений золота с массивами гранитоидов еще не есть безупречное доказательство генерации металлоносных флюидов в гранитоидных расплавах. Грани-тоидные массивы могут выполнять более скромную функцию, чем им предписывает гранитогенная концепция, - месторождения с ними связаны лишь парагенетически. Предпосылки для написания иного сценария развития событий создают следующие ключевые альтернативные факты: 1) многоактное чередующее с металлоносными флюидами внедрение умеренно щелочных базальтовых расплавов; 2) инъекции вслед за расплавами в образованные ими, но еще горячие внутрирудные долеритовые дай-ки-флюидопроводники металлоносных флюидов, что оценивается как один из признаков единства источников тех и других - очагов умеренно щелочной базальтовой магмы; 3) фемофильная специализация базальтовых расплавов и золотоносных флюидов, подтверждающая вывод о единстве их источников; 4) наследование околорудными березитами калие-во-сернисто-углекислотного профиля внутридайково-го аподолеритового метасоматизма и образованных в аподолеритовых метасоматитах контрастных аномалий фемофильных элементов, доказывающее внутри-дайковый аподолеритовый, околорудный метасоматизм и рудообразование как следствие функционирования одних и тех же генерированных в базальтовых очагах металлоносных флюидов. Формирование антидромных гранит-диоритдолеритовых комплексов и рудообразующих систем в их составе обязано функционированию очагов базальтовой магмы. На раннем этапе очаги генерируют высокотемпературные «безрудные» флюиды-теплоносители, подъем которых по глубинным разломам сопровождается плавлением сиалического субстрата земной коры и образованием отвечающих его составу кислых расплавов, последующая кристаллизация которых завершается созданием гранитоидных массивов (плутонов) в сопровождении даек. Палингенное происхождение массивов доказывается изотопными отношениями стронция в гранитах, отвечающими метеоритному стандарту [4-7]. Дальнейшая эволюция базальтовых расплавов выражается в слабой дифференциации общего для всех обсуждаемых золотопродуцирующих систем явления. Базальтовые расплавы трансформируются в умеренно щелочные, генерирующие золотоносные флюиды, специализированные на Au, Ag, Hg, цветные металлы и комплекс фемофильных элементов K, P, Ti, Mg, Fe, Ca, Mn, определяющих петрохимические черты базальтовых расплавов. Умеренно щелочные базальтовые расплавы и следующие за ними металлоносные флюиды поднимаются из очагов генерации по глубинным контролирующим размещение в земной коре антидромных магматических комплексов разломам, металлоносные флюиды, кроме того, - по горячим внутрирудным дайкам-флюидопроводникам умеренно щелочных долеритов вслед за создавшими их расплавами через промежутки времени, в течение которых расплавы кристаллизуются, но образованные ими дайки не успевают остыть, - в холодном состоянии они были бы не способны выполнять флюидопроводящую функцию и, следовательно, аккумулировать струи металлоносных флюидов. Металлоносность фильтрующихся по внутрируд-ным дайкам долеритов флюидов доказывается образованием во внутридайковых аподолеритовых мета-соматитах контрастных аномалий золота и перечисленных фемофильных элементов, повторяющемся выше в околорудных метасоматитах и рудах в обрамлении контролирующих месторождения через флюидоподводящую функцию глубинных разломов. Последний факт в сочетании с образованием аподолери-товых и околорудных метасоматитов в условиях ка-лиево-сернисто-углекислотного метасоматизма, т. е. процесса одного петрохимического профиля, но разных температурных режимов вследствие охлаждения поднимающихся флюидов оценивается как свидетельство того, что те и другие метасоматиты и руды образованы в результате взаимодействия с разными породами одних и тех же металлоносных флюидов. В свою очередь флюидоподводящая функция глубинных разломов доказывается снижением до кларковых уровней контрастных аномалий титана и фосфора в околорудных березитах и запасов золота в рудах по мере удаления от глубинных разломов [31]. Кристаллизация высокотемпературных биотита и обыкновенной роговой обманки только в аподайко-вых метасоматитах свидетельствует о более высокотемпературных режимах фильтрующихся по горячим внутрирудным дайкам металлоносных флюидов сравнительно с температурными режимами околорудного метасоматизма и рудообразования, очевидно, вследствие охлаждения флюидов на путях подъема. Образование в аподолеритовых метасоматитах биотита поздней генерации в обрамлении полностью замещенных агрегатами относительно низкотемпературных хлорита, эпидота, серицита кристаллов авгита без признаков замещения пластинок слюды ранее образованными частично замещающими биотит ранней генерации перечисленными минералами обусловлено поступлением поздней порции высокотемпературного флюида после охлаждения предшествующей. Этот температурный признак пульсационного режима согласуется с признаками пульсационного режима поступления металлоносных флюидов при околорудном метасоматизме и рудообразовании [29, 40]. Биотит и обыкновенная роговая обманка - типо-морфные минералы внутридайковых аподолеритовых метасоматитов. При отсутствии данных о структурных соотношениях даек долеритов с рудноминеральными комплексами эти минералы служат единственными надежными признаками внутрируд-ного возраста даек. Совокупность приведенных непротиворечивых, напротив, взаимно дополняющих друг друга фактов и их очевидная, как представляется, интерпретация сводят к минимуму гипотетические мотивы в реконструкции реальных источников поздних золотоносных (металлоносных) флюидов, путей их подъема в верхние горизонты земной коры - области рудообра-зования - и обеспечивает понимание условий образования месторождений золота в объеме типовой модели золотообразующих систем, повторяющихся в разные эпохи и в разных геологических ситуациях, включая толщи черных сланцев. Согласно этой модели, гидротермальные месторождения золота образуются в составе повторяющихся во времени и пространстве, отвечающих формационному типу антидромных гранит-диорит-долеритовых флюидно-рудно-магматических комплексов в процессе и результате функционирования гидротермальных рудообразующих систем на завершающем базальтоидном этапе их становления. Все составляющие комплексов представляют производные одного петрорудногенети-ческого процесса. Между поздними месторождениями и массивами ранних гранитоидов существует лишь опосредованная парагенетическая связь. Связующее звено между ними - глубинные очаги базальтовой магмы - источники ранних высокотемпературных флюидов-теплоно-сителей, обеспечивающих по механизму палингенеза образование массивов гранитоидов и поздних металлоносных флюидов, образующих месторождения золота. Заключение Генетическая связь гидротермального рудообразо-вания, в приложении к золоту, - с умеренно щелочным базальтовым магматизмом в значительном возрастном диапазоне от позднего рифея до позднего палеозоя, доказываемая в месторождениях, образованных в разных - коллизионном на активных континентальных окраинах и внутриконтинентального рифтогенеза - геодинамических режимах [28], наводит на мысль о существовании металлогенической специализации на золото выделенного антидромного магматического комплекса. Дальнейшее накопление материалов в плане расширения и углубления доказательной базы предложенного альтернативного сценария, вероятно, усилит конкретизацию этого предположения. В свою очередь, если не будет установлена в аспекте связей с магматизмом конвергенция процессов образования гидротермальных месторождений золота, что вероятно, перспективы гранитогенной гипотезы по обстоятельствам, приведенным выше, представляются призрачными.

Скачать электронную версию публикации