Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Минеральный состав, зональность и условия образования плутоногенных золото-сурьмяных месторождений среди черносланцевых толщ

ВАК РФ 04.00.20, Минералогия, кристаллография

Автореферат диссертации по теме "Минеральный состав, зональность и условия образования плутоногенных золото-сурьмяных месторождений среди черносланцевых толщ"

МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ им. М.В.ЛОМОНОСОВЛ

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ Кафедра минералогии

На правах рукописи

' БАКШЕЕВ Иван Андреевич

МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ, ЗОНАЛЬНОСТЬ И УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ПЛУТОНОГЕННЫХ ЗОЛОТО-СУРЬМЯНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ СРЕДИ ЧЕРНОСЛАНЦЕВЫХ ТОЛЩ (НА ПРИМЕРЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ БЕСТЮБЕ, СЕВЕРНЫЙ КАЗАХСТАН)

Специальность 04.00.20 - минералогия, кристаллография

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

МОСКВА 1995

Работа выполнена на кафедре минералогии геологического факультета МГУ им. М.В.Ломоносова.

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук, профессор

Э.М.Спиридонов

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук, профессор

В.А.Нарсеев

доктор геолого-минералогических наук, профессор М.И.Новгородова

Ведущая организация - Кафедра минералогии геологического факультета Санкт-Петербургского Государственного.университета

Защита состоится "19" января 1996г. в /О час, в аудитории заседании диссертационного совета К.053.05.09 по минералогии и кристаллографии геологического факультета Московскою Государственного университета им. М.В.Ломоносова по адресу: 119899, г.Москва, Воробьевы Горы, МГУ, Геологический факультег.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ им. М.В.Ломоносова

Автореферат разослан

" " О^г^/ле 1995г.

Ученый секретарь С/

диссертационного совета ¡/^

кандидат геолого-минералогических наук ( Н.А.Ямнова.

1. Общая характеристика работы

Актуальность темы. Длительное время Советский Союз занимал второе место в мире по добыче золота. Это обеспечивалось п основном за счет россыпных месторождений России. Рудному золоту уделялось меньше внимания, в то время как другие крупные золотодобывающие государства давно ориентированы на исследование и отработку рудного золота. В настоящее время и в нашей стране акценты изучения и отработки смещаются к коренным месторождениям. Многие коренные Ли месторождения на территории России в значительной степени эродированы, чем и обусловлено большое количество россыпей. Актуальным является изучение месторождений - эталонных для тех пли иных золоторудных формаций.

В России в Якутии, на Енисейском Кряже, на Урале, Дальнем Востоке развиты золото-сурьмяные месторождения, многие - среди черносланцевых толщ. Длительное время не утихает дискуссия об их формационной принадлежности, соотношении золотой и сурьмяной минерализации, источниках золота и сурьмы в рудах. Представляется необходимым создание модели золото-сурьмяных месторождении. Удобным объектом для этого является эталонное гипабиссалыюе плутоногенное золото-сурьмяное месторождение Бестюбе Северо-Казахегапской золоторудной провинции, одно из наиболее крупных по добытому количеству золота в СНГ. Оно незначительно эродировано, малообъемное, протяженное по вертикали, вскрыто до глубины 1200м. Поль исследования. Гидротермальные золото-сурьмяные месторождения -моиоформацпонные (плутоногенные, телетермальные и вулканогенные) н полнформационные. Полиформационные, телетермальные и вулканогенные золото-сурьмяные месторождения изучены достаточно полно, плутоногенные месторождения - в меньшей степени. Многие золото-сурьмяные месторождения размещены в черносланцевых толщах. Поэтому основная цель этого исследования - получение комплексной геолого-минералогической и геохимической характеристики (модели) илутоногенных золото-сурьмяных месторождений среди черносланцевых толщ на примере типичного объекта этого типа - гипабиссальиого месторождения Бестюбе и каледонпдах Казахстана.

Задачи исследования. Уточнение геологической позиции н структуры месторождения, детальное исследование метасоматнтов и рудной минерализации, выявление минеральной зональности отложения н зональности рудных тел в зависимости от состава вмещающей среды, выяснение соотношений золотой и сурьмяной минерализации, определение источников гидротермальных флюидов, выяснение соотношений между сурьмяной минерализацией месторождения Бестюбе и минерализацией промышленных сурьмяных месторождений Тургайскоп группы, являющихся типичными представителями послеорогенной

телетермальной формации, поскольку Бесттобе и Тургайскне месторождения размещены в одной структурно-фациалыюй зоне.. Практическая значимость п научная новизна. Разработана комплексная геолого-минералогнческая и геохимическая характеристика (модель) плутоногенных моноформационных нолнетаднйных золого-сурьмяных месторождений. Впервые для месторождений каледонской С'еверо-Казахстанской золоторудной провинции проведено исследование изотопного состава кислорода и углерода карбонатов и кислорода сосуществующих кварца и шеелита, что позволило установить единство источника гидротермальных растворов для разных типов минерализации и практическое отсутствие примеси метеорных вод в рудообразующпх флюидах. Источник золотоносных флюидов глубинный, нарагенетическн связанный с рудоносными интрузивами. Показана значимость состава карбонатов березитов и лиственитов и золоторудных жил для выявления вертикальной зональности Аи месторождений. По составу карбонатов предрудных метасоматптов установлена прямая вертикальная зональность, обусловленная снижением температуры. На верхних горизонтах по составу карбонатов рудных жил установлена обратная вертикальная зональность, обусловленная существенным накоплением ГЬБ и СН4 под экраном вмещающих толщ. Получен прямой критерий малой величины эрозионного среза колонны золоторудных тел гипабиссальных месторождений - наличие на верхних горизонтах месторождения ферродоломита в березнтах и лнетвеиитах и маложелезистого доломита в сопряженных рудных жилах. В результате минералого-геохимического картирования установлена зональность рудных жил по распространенности минералов Ав, Си, РЬ в зависимости от состава рудовмещающей толщи. В отношении такая зависимость отсутствует. Источник БЬ, как и Аи, в рудах - глубинный. Уточнена последовательность отложения минеральных ассоциаций месторождения. На примере Бестюбс решена проблема образования крайне высокопробного самородного золота в Ли-БЬ месторождениях; такое золото возникает в результате наложения на раннюю золотую поздней сурьмяной минерализации двух стадий - на первой образуется ауростибит (не содержит Лй), на второй - ауростибнт разлагается с образованием регенерированного высокопробного золота. Выявлен новый для гоналпг-гранодиорптовоп формации тип послескарновой минерализации с

молибдошеелитом, теллурндами п сульфосолями В1, апатитом.....

рутилом; в частности установлен рутил, резко обогащенный \\г. Уточнена геологическая карта рудного поля. По ориентировке т рещин в осадочных породах и интрузивах установлен соскладчатый характер последних. Проведение радоновой н радиометрической съемок позволило уточнить разрывную структуру рудного поля, проследить разломы на глубину и

определить наиболее опасные в подземных горных выработках участки отработки.

Защищаемые положения.

1. Месторождение Бестюбе - топогип плутоиогенпых моноформацнонных, полистадийных золото-сурьмяных месторождений в чернослаицевых толщах. Его особенности: резкое преобладание золотой минерализации над сурьмяной и незначительный разрыв по времени образования между ними, наличие самородной сурьмы в чолото-сурьмяной ассоциации н как следствие развитие реакционных ауроетнбита, халькостибпта..., отсутствие метасоматптои аргиллизитовой формации, отсутствие сурьмянистых пирита, арсеноиирига п халькопирита," заметное количество минералов серебра (фрейбергпт, миаргирпт) в золото-сурьмяной ассоциации.

2. Установлено, что березиты-лиственнты, рудосопроиождающпе метасоматиты п золотоносные карбонат-кварцевые жилы Бестюбе порождены тремя импульсами гидротермальной деятельности; футитивность H:S существенно возрастала от первого импульса к третьему. В ходе процесса рудоотложения возрастала концентрация Sb. Послезологорудная сурьмяная литерализация порождена четвертым импульсом гидротермальной деятельности при более низкой температуре. Изотопный состав О п С карбонатов и О сосуществующих кварца и шеелита свидетельствуют о формационной природе гидротермальных растворов. Источник рудоносных гидротерм глубинный, связан с малыми рудоносными шпрузивамн парагенетпчеекп.

3. Показано, чго отсутствие кальцита отличает березиты и листвешпы гипабиссального месторождения Бестюбе от классической колонки березнтов. Установлена скрытая вертикальная зональность: прямая по составу карбонатов березитов-лпетвеннтов и обратная по coci any жильных карбонатов. Сочетание метасоматлтов с ферродоломш ом и золоторудных жил с маложелезпетым доломитом - свидетельство незначительной величины эрозионного среза гннабиссальных плутоногенных Ли месторождений.

-I. Установлено, что концентрированное отложение золота обусловлено миграцией в зоны флюидопроводнпков - околорудные метасоматиты и рудные жилы углеводородов и легких и средних битумов, образовавшихся в результате крекинга углистого вещества, который произошел в широком ореоле слабого прогрева - контактового метаморфизма черносланцспой толщи около малых интрузивов.

Ультраконцентрированнос отложение самородного золота на верхних уровнях колонны рудных тел, а в дальнейшем н появление самородной сурьмы обусловлено накоплением С'Ш иод экраном вмещающих пород. 5. Установлена зональность рудных тел по распространенности арсенопнрита, халькопирита, галенита, бурнопита, блеклых руд п

зависимости от состава рудсшмещающих юлщ, которые явились вероятными источниками Аэ, Си, РЬ в рудах. В отношении Аи и йЬ такая зависимость отсутствует, источник Аи и ЭЬ в рудах - глубинный. 6. Па примере Бестюбе решена проблема образования типоморфного для Аи-8Ъ месторождений весьма высокопробного (960-1000) золота; такое золото возникает в результате наложения на более раннюю золотую сурьмяной минерализации двух стадий - на первой (антимонит+сурьма) образуется ауростибит • (не содержит Лц), на второй (аптимонит+бертьерит) - ауростибит разлагается с образованием регенерированного высокопробного золота.

Мегоды исследования и фактический материал. В основу диссертационной работы положены данные, полученные автором в ходе полевых и камеральных исследований в 1990-1995гг. на золоторудном месторождении Бестюбе и других Аи месторождениях Северного Казахстана в составе Бсстюбинской партии ЦКЭ МГУ п Селетпнекоп партии кафедры инженерной геологии МГУ, а также в рамках работ по теме "Формы нахождения и закономерности концентрирования золена и серебра в ведущих типах золоторудных и золотосодержащих месторождений с целью совершенствования методов разведки, поисков и переработки руд", по программе "Российские университеты"' "Геомодель", гранта РФФИ по теме "Эпигенетический метаморфизм гидротермальных месторождений золота". Материалы для сравнения получены на Аи месторождениях Урала (Березовское, Кочкарскос) и в музеях Москвы, Санкт-Петербурга и Екатеринбурга.

Автор участвовал в уточнении геологической карты Бестюбинского рудного поля с использованием аэрофотоснимков, документации в карьерах и подземных горных выработках. С целью уточнения разрывной сгруктуры месторождения и выявления наиболее опасных участков при отработке месторождения с учасшсм автора на месторождении проведены наземная эманацпонная радоновая и подземная радиометрическая съемки масштаба 1:2000. Проведено минералого-геохимическое картирование горизонта -475м Центрального участка месторождения Бестюбе в масштабе 1:2000. Сделаны около 2000 замеров элементов залегания трещин и слоистости, по которым построены круговые диаграммы, построено 20 круговых диаграмм ориентировок оптических осей кварца из магматических пород, метасоматитов и рудных жил. Проведено етруктурно-петрофизпческое исследование 20 образцов пород и жильного кварца. В ИЭМ РАН в лаборатории моделирования рудных месторождений проведены эксперименты по моделированию колонки метасоматитов березитовоп формации.

В процессе исследования было изучено несколько сотен прозрачных и полированных шлифов, получено около 300 спектральных

анализов пород и руд, множество рентгенометрических и 5 термических анализов жильных карбонатов, около 1700 анализов рудных п нерудных минералов на микрозондах "СатеЬах" (ИФЗ РАН), "СатеЬах-8Х50" (кафедра минералогии МГУ) и "Сатэсап" (кафедра петрологии МГУ). 61 определение примесных центров Л13+ в кварце (лаборатория кафедры минералогии), 77 анализов изотопного состава кислорода, углерода и серы в шеелите, карбонате и антимоните, 10 нейтронно-активационных и микрорентгеноспектральных определений содержаний РЗЭ в карбонате и шеелите (ИМГРЭ, Г11Н РАН).

Публикации и апробация работы. Основные положения диссертации изложены в 13 печатных работах. Результаты исследований докладывались на IX Симпозиуме Международной Ассоциации но Генезису Рудных Месторождений (Пекин, 1994), на научных чтениях памяти профессора И.Ф.Трусовой "Проблемы магматической п метаморфической петрологии" (Москва, 1994), Уральской лечнен минералогической школе (Екатеринбург, 1995), Ломоносовских чтениях (Москва. 1995), XIV Симпозиуме по геохимии изотопов (Москва, 1995). представлены доклады на XVI Сессии Международной Минералогической Ассоциации (Пиза, 1994), XX Ассамблее Европейского Геофизического Общества (Гамбург. 1995). Результаты исследований включены в учебные курсы "Генетическая минералогия" и "Минералогия рудоносных метасоматитов" для студентов геологического факультета МГУ, пошли в два производственных отчета.

Структура п объем работы. Диссертация состоит из введения, г! глав, заключения, имеет общий объем страниц машинописного

текста, содержит 6(0 таблиц, рисунков, // приложений. Список литературы включает /^наименовании.

Благодарности. Автор выражает глубокую искреннюю признательность научному руководителю профессору Э.М.Спиридонову за помощь, постоянное внимание и поддержку. Автор благодарит заведующего кафедрой минералогии члена корреспондента РАН, профессора А.С.МарфунинЭ, старшего научного сотрудника Н.Н.Крнвицкую, старшего преподавателя С'.К.Ряховскую и всех сотрудников кафедры, чьи доброе отношение и конструктивная критика способствовали написанию работы. В период работы над диссертацией автор имел возможность пользоваться консультациями академика Д.В.Рундквнста. Автор благодарит сотрудников лаборатории микрозондовых исследований кафедр минералогии Н.Н.Конопкову и петрологии Е.В. Гусеву и Н.Н.Коротаеву за помощь в проведении анализов. На разных тгапах нолевых и лабораторных исследований принимали участие доцент кафедры исторической и региональной геологии А.Ф.Читалин, ведущий научный сотрудник ГЕОХП РАН В.Н.Уепшов, научный сотрудник кафедры инженерной геологии

Ю.Л.Фшшмонов, научные сотрудники кафедры петрологии Г.Н.Назьмова и Ю.С. Шалаев, всем им автор выражает искреннюю благодарность. Автор признателен заведующему кафедрой полезных ископаемых профессору В.И.Старостину за помощь в проведении пстрофизнческих исследований, заведующему лабораторией моделирования рудных месторождений ИЭМ РАН профессору Г.П. Зарайскому за помощь в проведении экспериментов, главного геолога рудника Бестюбе А.А.Воронова за помощь в проведении полевых исследований и сборе каменного материала.

2. О классификации Аи месторождений Основной тип месторождений золота нашей страны гидротермальный. Аи месторождения классифицируются по глубинности образования (Петровская и др, 1960-1976), по характеру рудонмещающих толщ (Некрасов, 1988 и др), на основе представлений о базовых формациях (Сидоров, 1987 н др.). В последние годы выделена метаморфогенно-гидротермальная (Буряк, 1982-1988; Летников и др., 1984) или плутоногенно-метаморфогенная (Нарссев и др.,1986) формация. Помимо них, известны телетермальные рудные формации золото-сурьмяная, золото-ртутная, золого-уран-селенпдная. няттлемептпая с золотом в областях текгоно-магматнческой активизации (Щеглов, 1976: Кругов, 1971 и др.). Наиболее аргументированными представляются классификации, учитывающие многосторонние геологические связи месторождений и особенно сопряженные с оруденепнем магматпгы (Шнейдерхен, 1955; Билпбин, 1955; Смирнов, 1964-1974; Котляр, 19681970; Сахарова и др., 1982; Нарсеев и др, 1986 п др.). По тину магматических образований, непосредственно предшествующих оруденешно или его сопровождающих, выделяются плутоногенные формации складчатых областей, вулкано! енные формации складчатых областей и их современных аналогов - островных дуг, а так же средпнно-оксаннческих хребтов, вулкано-плутоничсскис золоторудные гидротермальные формации. По классификации Э.М.Спиридонова (1992) гидротермальные Аи месторождения нашей страны можно разделить па:

золотые

1. гидротермальные плутоногенные (и близкие к ним, так называемые метаморфогенно-гидротермальные)

2. гидротермальные вулканогенные и вулкано-плутонпческие

золотосодержащие

3. гидротермальные 4. гидротермальные вулканогенные колчеданные и плутоногенные медпо- и колчеданно-полнметаллическне молибден-меднопорфпровые

5. тслетсрмальпыс золою- рптные, золот-селенпдные

сурьмяные и, реже, золото- 6. комплексные рСдкометальные

Золото-сурьмяная ' ассоциация свойственна многим гидротермальным месторождениям. Концентрация сурьмы в Ли месторождениях варьирует от следов до экономически значимых.

3. Обзор литературы по гидротермальным Au-Sb месторождений.

Проблема соотношения Au и Sb минерализации. Их источники

Традиционно гидротермальные золотые сурьмусодержащие и сурьмяные золотосодержащие месторождения относят к телегермальным, вулканогенным и плутоногенным (Федорчук, 1985 и др.). Л.Н.Индолев и др. (1981) и Г.Н.Гамяпнн (1991) выделили особую группу полиф-ормациопных месторождений. Гидротермальные месторождения с Au-Sb минерализацией формировались в зоне надвигов - Пезннок, Словакия (Peter, 1990). Ходжкисон, Австралия (Peters et al., 1990), зонах смятия -Южно-Китайская провинция (Федорчук, 1985); в зонах взбросо-едвигов -С'арылах, Россия (Индолев и др., 1980; Прушинская, 1982), месторождения Канадских Кордильер (Madu et al., 1990). Возраст рудовмещающих толщ от архея (Южная Африка) до раннего мела (Верхоянье).

Моноформационные полистадийные телетермсыьные

золотосодержащие месторождения джаспероидной формации являются ведущим типом Sb месторождений (Снгуаныпань, Китай; Тургай. Казахстан; Турал, Турция) (Федорчук, 1985; Gokce and Spiro, 1991). Месторождения расположены в зонах глубинных разломов и в оперяющих разрывах, которые являются рудоподводящими каналами и характеризуются длительным периодом активности. Метасоматиты принадлежат аргнллнзнтовой формации, нередко представлены джаеиероидамп. Рудные залежи - жилы, прожилки, пластообразпые п линзовидные тела. Минеральный состав: жильные - кварц, кальцит, флюорит, барит; рудные - антимонит (главный), сульфиды меди, свинца и цинка, киноварь, реальгар н аурипигмент. Золото в незначительных количествах появляется только на их глубоких горизонтах этих месторождений. Изотопный состав серы сульфидов широко варьирует 84S=-3.5^+15o:m (CTiongying et. al., 1994).

Полиформационные Au-Sb месторождении (Сарылах, Сентапчан, Якутия) детально описаны н работах Л.Н.Иидолева, Э.Я.Прушинской и Г.Н.Гамянина. В этих месторождениях совмещены существенно разновозрастные плугоногенпая золотая и телетермальная сурьмяная формации. Плутоногенное золото-кварцевое оруденение, как правило, мезоаблссалыюе, золото-сурьмяное - гппабиссалыюе (Гамянин, 1991). Рудные тела представлены жилами карбонат-кварцевого состава. Особенности этих месторождений: развитие метасоматитов двух типов -березптов и наложенных на них аргиллпзитов; отсутствие минералов серебра в золото-сурьмяных ассоциациях; развитие реакционных

минералов - ауростнбита; сурьмянистого пирита (до 21% Sb); основная масса самородного 'золота - весьма высокопробное (960-1000) регенерированное золото. Одинаковые сульфидные минералы для совмещенных формации имеют различный изотопный состав серы (Гамянин, 1991).

Моноформационные полистадийные вулканогенные Au-Sb месторождения расположены в вулканогенных структурах, обнаруживают четкую пространственную и парагенетическую связь с вулканическими породами- месторождение Моретон-Харбор, Канада (Kay and Strong, 1983). Метасоматиты - вторичные кварциты, пропилиты, аргиллизиты. Рудные тела, как правило, - жилы сложного минерального состава, с обилием сульфидов As, Sb, Си, Pb, Zn, типично наличие селенистых блеклых руд (хакит). Состав золота варьирует от низкопробного (кюстелит) до высокопробного (Шило и др., 1992). Характерна ярко выраженная вертикальная зональность п телескопированность оруденения (Федорчук, 1985). Вероятно, в ряду вулканогенных месторождений целесообразно рассмотреть и вулкано-плутонические. Эти месторождения характеризуются полиф-ормационноегыо оруденения. В этом отношении показательны месторождения Французского массива - Салсин, От Аллне и др., месторождения Иберийского полуострова - Валь де Рнбес, Испания, Гондомар, Португалия п др., месторождения Боливии. IIa площадях месторождений в равной степени развиты гранитопдные интрузивные породы и кремнекислые вулканиты. Метасоматиты принадлежа! различным формациям: это скарны, грензены, пропилиты, лиственнты. аргиллизиты, вторичные кварциты. Взаимоотношения магматических образований, метасоматитов и оруденения не всегда ясны. Во всех лих месторождениях совмещены ранняя высокотемпературная скарновая минерализации с Sn-W-Bi орудененпем, ранняя золотая минерализация, где основные концентраторы Au арсенонирит и пирит (до п кг/т Au), в то же время в рудных телах развиты и низкотемпературные минералы Sb, электрум, реакционные минералы - ауростибпт...

Моноформационные полистаОийпые плутоногенные Au-Sb месторождения. Литературные данные по этим объектам ограничены. Для плутоногенных месторождений характерны четкая пространственная п временная связь с гранитоидными интрузивами, метасоматиты березит-лиственитовои формации - месторождения Мерчисонской сурьмяной линии (Madisha, 1994), Канадских Кордильер (Madu et al.. 1990), Кварцитовые Горки, Казахстан (Спиридонов, 1995). Основные жильные минералы кварц п карбонаты (анкерит, доломит, кальцит, сидерш) (Кварцитовые Горки), иногда фукент (Гравелотт). Последовательность образования минеральных ассоциаций: ранняя шеелит-кварцевая, ппрнт-арсснопиритовая; полисульфидная с галенитом, халькопиритом.

сфалеритом, тетраэдритом; продуктивная с самородным 'золотом: сурьмяная с антимонитом. Золото находится практически полностью в свободном состоянии, ассоциирует с тетраэдритом, галенитом и халькопиритом. Арсенопирит и пирит содержат лишь первые г/т Ли. Пробность -золота 800-950. В ассоциации с; антимонитом золото характеризуется повышенной пробностью - 950-970 (Гравелотт, Кастерфилд) (Muff., 1978; Мустафин, 1994). На месторождениях слабо проявлена минеральная зональность. Изотопный состав серы антимонита близок к метеоритному: 5340=0++5в/м - месторождение Хилгров, Австралия (Farrand, 1978).

4. Au-Sb месторождения Северного Казахстана

С'еверо-Казахстанская каледонская золоторудная провинция приурочена к западному мегаблоку каледонид севера Центрального Казахстана, включающего Степнякский мегаспнклинорпй, Кокчетавский антиклинорпй типа срединного массива (микроконтинента) и прилегающие структуры (Богданов, 1968). Степнякский мегасннклинорий представлен С'тепнякскпм и Селетинским сннклннориями и разделяющим их Ишкеольмесским антиклннорием. Провинция с востока ограничена Селетинским глубинным разломом, с юга поздними каледонндами Центрального Казахстана, с запада герцинидами Тургая. Месторождения золота позднеордовикского возраста по вертикали и лагерали тесно сопряжены с мелкими многофазными интрузивами инверсионной тоналпт-гранодиоритовой формации - позднеордовикского крыккудукского комплекса (Спиридонов, 1995).

В гппабиссальных месторождениях (Бестюбе, Кварцитовые Горки) широко проявлена снн- п послезолоторудная сурьмяная минерализация, в мезоабнссальных (Степняк, Буденновское, Кара-Агач) -незначительно, в абиссальных ( Джеламбег, Аксу, Жана-Тюбе...) -отсутствует.

С. процессами пермско-триасовой активизации связаны золото-антнмошповые проявления, сопряженные с мелкими плутонамп вишневского монцонптового комплекса; проявления пятпэлементпой формации с золотом, сопряженные с дайками лампрофпров маныбайского комплекса: телетермальные сурьмяные

(золотосодержащие) (Тургайское месторождение в зоне глубинного Селетинского разлома) и таллиеносные Hg-Sb и Hg-As-Sb с баритом (в том же районе, отчасти в центре провинции). Руды Тургайского месторождения размещены в метасоматитах типа джасперондов, содержат антимонит, бертьернт, сульфосоли Pb-As-Sb, обогащены Мо.

В связи с тем, что Ли месторождение Бестюбе с обильной Sb минерализацией и золотосодержащие Sb месторождения Тургайской группы расположены в одной структурно-фациальнон зоне, представляется необходимым сопоставить сурьмяную мпнсралпзацшо

Бестюбс с минерализацией промышленных 8Ь месторождений Тургая, которые многими геологами ранее считались одновозраетнымп и однотипными.

5. Гипабиссальное Аи-ЭЬ месторождение Бестюбе 5.1 Геологический очерк

Рудное поле Бестюбе расположено в северо-западной части Селетинского синклинорня (структура типа аккреционной призмы) в его узкой части вблизи контакта с Ишкеольмесским антнклннорием, где простирания складчатых структур резко меняются с долготного на СБ. В основании синклинорня залегают вулканогенная бощекульекая серия <^1-2 и кремнисто-терригенная акдымская серия Сд-О], которые смяты в системы долготных линейных и брахиморфных складок. Вулканиты и яшмонды с резким несогласием перекрыты граувакками -юрьевской свиты аренига-лланвирна. Выше с несогласием залегают флишондные граувакковые изобильная свита лландейло и ерксбидаикская свита нижнего карадока. Основной объем рудного поля слагает более молодая черносланцево-терригенная толща, которая по своим литологическнм особенностям п геологическому положению (перекрыта терригенпо-извеСтняковой таукенской свитой ашгилла) может быть отнесена к маныбайской спите О2-3. Толща состоит из многократно чередующихся ритмов полимиктовых песчаников-гравелитов, тонкозернистых граувакковых и аркозовых песчаников п алевролшов. углеродистых и пиритоносных аргиллитов и алевролитов, тонкослоистых аргиллитов и линз-конкреций пирнт-глинисто-кремнисто-карбонатного состава (дистальный флнш), с единичными маломощными покровами шаровых лав базальтового состава. Г'раувакки содержат до 200-300 г/т Си п до 10 г/т РЬ; аркозы - до 10 г/т Си н до 30 г/т РЬ. Линзы-конкреции характеризуются повышенными содержаниями Мп, 'П. Р. С глубиной химический состав рудовмещающей толщи не изменятся.

Гранитопдьг позднеордовикского тоналпт-гранодпоритового крыккудукского комплекса слагают два небольших многофазных интрузива гипабиссальной фации Западный (более крупный п более эродированный) и Центральный. Интрузивы окружены узким (1-4м) ореолом бпотит-гиперстеновых роговиков и широким ореолом (>400м) слабоорговнкованных пород, обогащенных пирротином. Широко распространены дайки глубинного происхождения 'лого комплекса: плагиогр&йит-порфиры, гранодиорит-порфнры, кварцевые диорнт-порфириты, спессартнты. Дайки рассекают интрузивные тела и пересечены -золото-кварцевыми жилами. Наиболее поздние послерудные дайки кварцевых микрогаббро-долеритов секут золоторудные жилы. Состав интрузивных и осадочных пород в среднем отвечает габбро-диоригам. ' 1 111

Структура месторождения определяется протяженными соск-ладчатыми дизъюнктивами северо-восточного простирания, имеющими взбросо-надвиговый характер, и сопряженными разрывами северозападного простирания со сдвиговой компонентой. Внедрение Заиаднобестюбинского интрузива произошло на пересечении тгих разломов, что определяет его форму. На Западном участке месторождения развиты жилы двух систем: северо-восточного и субширотного простираний. Первые приурочены к трещинам скола, вторые к трещинам отрыва. Детальными структурно-петрофизпческнмн исследованиями установлена идентичность ориентировки микротрещнн в породах, мезотрещин в массиве и крупных разрывных нарушений [5]. Послсрудные дайки внедрились по разрывам, которые ранее использовали гидротермальные растворы, нередко они следуют вдоль наиболее крупных и богатых золоторудных жил Южная-3 и Южпая-4.

Структура Центрального участка более сложная, что, по-видимому, обусловлено значительно меньшими размерами интрузива и широким ореолом слабого ороговпкованпя. Объемная форма многих жил здесь напоминает "кочан капусты" (Смолин, 1975). Узкие изоклинальные складки нарушены многочисленными продольными взбросами, надвигами, сдвиго-взбросами, а; также поперечными и диагональными сбросами, взбросами, сдвигами и сбросо-сдвигами. Широко развиты крутопадающие дайки пла1 иограннт-порфнров и кварцевых днорит-порфнритов северо-восючного простирания мощностью до 8 м. Отмечаются и маломощные ]-3 см дайки, имеющие иногда птигматигообразпую форму, свидетельствующую о поступлении расплава под давлением в условиях сжатия. По данным массовых замеров установлена практически одинаковая ориентировка трещин в осадочных и интрузивных породах - свидетельство соскладчатогО характера интрузивных образований. Данные детальных мнкроструктурных исследовании кварца золоторудных жил показывают, что ось растяжения (Й]) в момент становления жил была направлена по восстанию жил -свидетельство формирования в условиях сжатия.

Проведение наземной эманационион радоновой и подземной радиометрической съемок позволило установить границы рудоносных участков и тем самым разделить рудное поле на четыре крупных блока [4].

*

5.2 Минеральные ассоциации месторождешш и параметры их образования _Таблица 1. Минеральные ассоциации месторождения Беспобе_

Ассоциация скарноидои и известковых скарнов Андрадит-гроссуляр, андрадит, диоиепд. салит, "П-андрадит, кальцит, пирротин

Ассоциация иослескарновых пирротин-мусковит-кварцевых жил с ВьМо-минерализацией Кварц, гидроксилмусковпг. хлорит, доля- | мит. кальцит, апатит, рушл. молпбдо-шеелит, шеелит, У-рутил. \У-рутил. пирротин, халькопирит, пирит. сфалерш. арсенопирит, ЬИ-Не-кобальтин, нпкельлп-ннеит, галенит, висмутин, РЬ-внсмупш. висмут самородный, тетрадпмнт. РЬ-тетради.м1г1, тетраэдрит, кобеллш, козалнт. густавит. Вь буланжерит, хедлшп

Молибден-порфировая минерализация Кварц, серицит-мусковит, анкерит, молибденит, пирит, арсенопирит. хлорит, рутил

а Р в я ^ 0 в. К В * 8 1* <м М § 0 1 Дорудных бе-рсзитов-лнст-венитов и шеелит-кварцевых жил Кварц, гидроксилмускошп. мусковт-фенгит. Р'е-доломпт, ферродоломпI. хлорш (рипидолит. пикнохлорш. брунсшпш). шеелит, пирит, анатаз, рутил, ильменит

Ранних сульфидов Кварц, альбит, мусковит, хлорш (Р'е-рипидолит). Ак-инрит, арсенопирит

Карбонат- полпсульфид- ная Доломит, Ге-доломпт, арсенопирш. ппрш. Аз-пирит, халькопирит, сфалерлт-1, галсшп-I, бурнонит, теннаптнт-тетраэдрит-1. I алс-нит-П, буланжерит. тетраэдрит-П, джем-сонит, цинкенит, тетраэдрит-П I. сфалерш-11

Продуктивная золото-1, золото-П, Ag-тeтpaздpит-¡Y

Сурьмяная Кварц, доломит. Ре-доломит. кальки I антимонит, сурьма, пдмупдпт. ппррошн моноклинный. пирротин промежуточный, халькостибит. ауростибнт. Ар-тетраздрнт (фрейбергит). миаргприт

Кальцит, антимонит. бертьерш. халькопирит, сфалерит , золото-П 1

Ассоциация мстамор-фитов прениг-пумпел-лиитовой и цеолитовой фаций и сопряженных жильных образований Пренит, кварц, гидрогроссуляр. хлорш. эпидот, Не-пумпеллипт, фтрапофиллш. хлорит (днабантит), иарагожи. кальцш. вермикулитоподобный минерал, рек 1 ори 1. К-ректорнт, бейделлит. альбит, марказш. макинавит. валлерипт. точплинит. клейофап. пирит, смайтит

Молибден-порфировая минерализация. Крутопадающие молибденит-кварцевые жилы мощностью от первых мм до 2-Зсм, изредка до 15 см пространственно сопряжены с интрузивами и дайками крупновкрапленных плагнограннт-порфпров. На Центральном участке чти жилы образуют штокверк, который имеет одинаковое с интрузивом крутое западное склонение. Молибденит-кварцевые жилы сопровождаются оторочками кварц-сери цптовых метасоматитов и секутся дайками кварцевых диорит-порфиритов и золото-кварцевыми жилами. Молибденнт-2Н содержит <100 г/т 11с. По данным исследования флюидных включений в кварце Т=335-225°С.

Ассоциация березитов-лиственитов и золоторудных жил. Березиты и лиетвениты и шеелит-кварцевые жилы. Тела мет асомапттов контролируются трещинной структурой месторождения. Березиты развиты по кварцевым диоритам, плагногранитам и кварцевым песчаникам, распространены относительно мало. Лиетвениты развиты но габброидам и грауваккам, распространены шире. Наиболее распространены метасоматнты промежуточного состава. Мощность околожнльных ореолов 0,1-0,5м; мощность ореолов березптизации но плагногранитам до 30-50 м. Вертикальная протяженность тел метасоматитов от первых до нескольких сот метров. Метасоматнты тонко- п мелкозернистые. Березиты и лиетвениты слагают кварц, фенгпт-мусковит, фенгит, карбонат (доломит п ферродоломит), рутил, пирит п арсенопирит. От внешних частей метасоматнческих ореолов к внутренним в светлых слюдах снижается доля фенгптового компонента. В светлых слюдах метасоматитов более глубинного Западного участка повышено количество пирофиллнтового компонента. От внешних частей ореолов к внутренннм увеличивается глиноземистость хлоритов, что отвечает росту Т°: при этом, в мстасоматитах более глубинного Западного участка железистость хлоритов возрастала, а менее глубинного Центрального снижалась [11]. Карбонаты - низкомарганцовистые доломиты характеризуются широким интервалом железистости (0 от 13 до 68 мол.% в зависимости от положения в рудно-метасоматическон колонне. В нижней и средней частях колонны развиты доломит н Не доломит (Г устойчива и невелика); в верхней части колонны развиты доломит, 1-е доломит и ферродоломит' (величина и размах Г существенно выше) (фиг. 1). Это прямая вертикальная зональность, совпадающая с зональностью индивидуальных зерен карбонатов метасоматитов [11].

м -100

-300

-500

•700

Фш .1.

крупно-, средне- п мелкокристаллический. Определения концентрации Л13тцентров в кварце методом ЭГ1Р покачали отсутствие изменении мот iiapaMeipa с глубиной. Шеелит слагает кееноморфиые выделения и i незла с поперечником до 10 см. Красновато-коричневый до оранжево! о unci минерала, обусловленный примесью бптумондов. характерен для шеелитов золото-кварцевых ассоциаций илу тонотенных месторождении (Бестюбе, Березовское, Джеламбет. Мурчи i а\' и др). Шеелит Бестюбе' крайне беден Мо (до 3 г/г), беден TR (в среднем 121) i /1 [V)). в ю.м числе ^ Ce, La; относительно обогащен L:.u, Nd, Dy, Cid. Потожшельння аномалия liu обусловлена восстановительными условиями формирования. При наложении продуктивной минерализации шеелт становится бесцветным пли бледно-желтоватым (органическое вещество выгорает).

По данным исследования индивидуальных газово-жидкпх включений минералов тыловой зоны колонки берези тов-листвеми юн. жильного кварца и шеелита параметры их образования cooiBeiciiseiino Т=3)25-305°С и Р= 1,6-0.9 кбар; Т=315-270°С и Р=1.0-0.9 кбар: 1^310-305 С и Р=1,2-1.1 кбар, Ссо:=3.8-3,4 моль/кт р-ра. С\ти = 0.У-0.7 моль/Kl р-ра. Температуры образования березитов и лпственитов по хлорш-мусковитовому геотермометру: для верхних частей месторождения -280°С. для наиболее глубоких ~350°С, ао2=Н)-"-И0--™. as:= 10 чНИ

Ассоциации рудосопровождашщих мепшеоматшнов и ранних сульфидов. Вдоль контактов жил с продуктивной золотой мпнералп ¡aunen развиты узкие оторочки (1-50мм) рудосопровождаюшпх метасомаппов. развивающиеся по дорудным метаеомаштам п нередко замещающие тыловую зону колонки. Эти мегасоматиты обычно слагают кварц, сернцпг-мусковит. хлорит и обильный арсеиопприт в виде мелких (О.п мм) и мельчайших (0,0п мм) призматических кристаллов, реже в уплошепныч кристаллах размером до 1-3 мм. Поданным минералого-i еохпмпческо! о каршрования lopnioiiia -475м Центральною участка максимальные

30

60

f, иол.%

30

м

-100

-300 -500 -700

Вариации железистости доломитов березитов и лпствепитов с глубиной: Л - Центральный участок, Б - "Западный участок Кварц, слагающий до 90% объема рудных жил. молочно-белый.

♦

60

содержания арсснопприга характерны для березитов по кварцевым диориг-порфнрптам н плагиогранит-порфирам, залегающих среди черносланцевой пачки. В целом, арсенопнрит обогащает полосу северовосточного направления, соответствующую распространенности пачки черносланцевых пород среди маныбайскон толщи. Вероятно, черносланцевые породы явились источником Аэ в рудах. 'Г0 образования рудосопровождающих мегасоматитов но хлориг-мусковитовому геотермометру ~270°С.

Карбопат-пописупъфидная ассоциация. Большая часгь карбонатов рудных жил принадлежит этой ассоциации. Карбонаты занимают 3-5% объема жил, сульфиды -1%. Карбонаты представлены зональными по составу доломитами и Ре-доломитами двух зарождений. В таблице 2 приведены химический состав и свойства типичных жильных карбонатов.

Таблица 2

NN Химический состав, Объем элементарной Сте- Удел

мол.% ячейки Vjl* пень упо-рядо чен- Ы!Ы Й вес

до- фер- кут- рассчитанный экспе- но- Р .

, ло- ро- наго по химическому римен- сти г/емЗ

мит доломит -рит составу по модели таль- 11ЫЙ L\p

1 2

А 73,4 22,7 3,9 322,59 323,98 323,37 0,44 -

Б 74,3 16,9 8,8 322,96 324,33 323,31 0,74 2,89

В 54,5 43,0 2,5 324,21 325,33 324,72 0,54 2.99

Примечания. 1 - полностью упорядоченные доломит, ферродоломит. кутпагорпт; 2 - полностью неупорядоченные доломит, осрродоломит, кутнагорит. Оценки параметров решетки неупорядоченных и упорядоченных доломита, ферродоломита и кутнагорита взяты из (Reeder and Wenk, 1983). А- Центральный участок, горизонт -45м, жила скв. 1222. Б- Центральный участок, горизонт -75м, жила 1-32г. В - ЗаИадный участок, горизонт -45м, брекчиевая трубка.

В рудных жилах более глубинного и Западного участка доломиты содержат до 5% минала кутнагорита, в рудных жилах менее глубинного Центрального участка - до 10% [6]. Установлена эволюция состава и ассоциации карбонатов и сульфидов: доломит и Ре-доломит (Г 19-69% чаще 25-40%) —> доломит и Ре-доломит (Г 15-34%)+арсенопирит -> доломит (Г 16-20%)+ галенит+халькопирит —► доломит (Г 11-

14%)+бурнонит+теннантит-тетраодрнт-1 -> доломит-!I (l'v-18°o) [I. 3. 7] Тренд состава доломита обусловлен ростом as:. Темпера; ура формирования карбонатов 290-270°С; CVu:=3.3-3,6 моль/кг р-ра. Для карбонатов первого зарождения вне ассоциации с сульфидами установлена обратная вертикальная зональность: резкое снижение Г па верхних уровнях колонны рудных тел (фиг. 2) [6].

30

60

30

60

-100

-300

-500

-700

Фиг.

4»

м

-100

•300 -500 700

f, мол.%

1%

♦ Ш!

♦ О

Вариации железист ости доломитов I зарождения золоторудных жил с глубиной: Л - Центральный участок, В - Западный участок

Промежуточная упорядоченность доломтов (табл 2) соответствует' гппабиссальным условиям формирования месторождения Бестюбе и свидетельствует об отсутствии существенною послерудпого метаморфизма [7].

По данным минералого-геохпмнческого картирования максимальные концентрации бурнонита приурочены к местам скопления галенита и халькопирита, буланжерит распространен относительно мало Максимальные концентрации блеклых руд и бурнонита образу кч дугообразную полосу вокруг интрузива - свидетельство иных источников ХЬ в рудах, чем Аз, Си. 1'Ь. Источники 8Ь - i лубинные.

В целом для месторождения и в том числе по резулькиам минералого-геохимического картирования горизонта -475м Центрально] о участка установлена зональность рудных жил по ассоциациям сульфидов карбонат-полнеульфидной н продуктивной минерализашш в зависимости от состава рудовмещающпх толш (табл. 3). 'Эти данные свидетельствуст и том. что именно вмещающие толщи служили источником Си и РЬ рудных тел.

Тенннатит-тетраэдрнт-1 (сурьмяннс-тост'ь. 8ЬУА8+ХЬ,°.. -33-82) возник главным, образом при замещении халькопирита и арсепонпрпIа, составляет ~1% массы блеклых руд. Тетраэдрит-! I зарождения (84-100) -

преобладающая часть блеклых руд месторождения Бестюбе - возник при свободной кристаллизации, а также при замещении халькопирита и/или бурноннта. Для руд Центрального участка, где обилен бурнонит, тетраэдрит в ассоциации с галенитом является продуктом его замещения: 4СиРЬ8Ь8з+гп8+6СиРе82+82р-р -> 4РЬ8+5Ре8г+ СиюгпРе8Ь48:з. Тетраэдрит-Ш (97-100) составляет -3% массы блеклых руд, развит локально и ассоциирует с джемсоннтом. Состав блеклых руд II и III зарождения в объеме месторождения выдержан.

Таблица 3. Эволюция сульфидов карбонат-полисульфидной и продуктивной минеральных ассоциаций месторождения Бестюбе _в различных по составу вмещающих породах___

Основнък: грауваккж, степняшты... Крсмвсглсльк: аркозы, пл агисгр аяжты... Срехвже: полжмжкты, кварцевые жиоржты...

ылькспирит ШЛСЕЯ7 ж(1Л1Коиирмт+Г0ЛСНЯ7-1

теннвнта-г-тетраэ1рж?-1 бул*н»а*рят4-г»лй- ^рнорнт+тйнняятжт-

ит тсгрмдржт-1

булаяжержт+сем-сеавт +*жгмсонит •яггрмяржт-П+галкшгт-П ±бул!1нжержт±*жгм сопит

тстраадрдт-Ш ДЖЕМСОНЖТ+ шга-кенжт тстраэхрит-Ж+ хяхмеовжт

вьиокопробное золото-I

Ая^гетрамржт (фрейбергж?)-1У+нжпсспр©бное золото-П

Примечание. Подчеркнуты наиболее распространенные образования.

Карбонат-полнсульфидная и продуктивная минеральные ассоциации рудных тел Бестюбе порождены гидротермами с золото-сурьмяной специализацией; причем в ходе рудоотложения по мере понижения Т° происходило постепенное накопление БЬ и истощение РЬ и Аб: тренды блеклых руд 8Ь-тенннатит —> тетраэдрит ( табл. 4) и РЬ-8Ь сульфидов галенит-» буланжерит—> джемсонит —> цинкенит (табл. 3). Фиксации БЬ в виде антимонита при этом не происходило, так как вся масса "БЬзЗз" связывалась в сульфосолях Си, РЬ, РЬ-Си, РЬ-Ре. Самородное золото тесно ассоциирует с тетраэдритом и с РЬ-8Ь сульфосолями.

Таблица 4. Средний химический состав (мас.%) блеклых руд _золотоносныхкарбонат-кБарцевых жил Бестюбе_

Компоненты Зарождения блеклых руд

I (п=7) II (п=17) III (п=13) IV (п=6)

Си 39,13 36,65 31.74 22.59

Аё 1,13 2,55 8,61 20,69

4,39 3,56 2,86 3,56

Ре 3,36 3,46 3,98 3,12

Мп следы следы 0,02 следы

СМ не обн. не обн. не обн. 0,02

Н8 не обн. не обн. следы 0,11

А» 6,03 0,85 0,28 0,34

8Ь 20,53 28,34 27,81 25,92

131 не обн. не обн. не обн. 0,26

8 25,98 25,02 25,02 22,74

Сумма 100.55 100,43 99,46 99,35

Примечание. 1-Ш - Микрозонд "СатеЪах", анал. Э.М.Спиридонов. IV: микрозонд "С'атеЬах-8Х50", анал. Н.Н.Кононкова. Аи, Те, 8п, Хе, РЬ - не обнаружены.

Продуктивная ассоциация. Самородное золото слагает зерна размером до нескольких мм в кварце, характерны мелкие зологины в блеклой руде. Для жил Бестюбе характерны скопления мелкозернистого золота в виде лент, прожилков, полос, гнезд неправильной формы; мощность прожилковидных скоплений самородного золота достигала 410 см, обычно первые мм при длине до многих метров. Масса гнезд достигала десятков кг Аи. Иногда самородное золото образует жилки мощностью до 1,5 см при общей мощности жилы 3 см (жпла Забытая, Центральный участок), что обусловлено высокими концентрациями осаднтелей Аи - органического вещества. Широкий ореол слабого прогрева вмещающей черносланцевой толщи обусловил крекинг углеродистого вещества с образованием углеводородов п легких и средних битумоидов, которые в дальнейшем мигрировали в околорудные метасоматнты и рудные жилы, что обусловило концентрированное отложение золота. Накопление СШ под экраном вмещающих пород обусловило ультраконцентрированное отложение самородного золота на верхних уровнях колонны рудных тел, а в дальнейшем н самородной сурьмы.

Установлено самородное золото двух зарождений, из них резко преобладает золото-1 (табл. 3, фиг. 2). Пробносгь золога-1 800-960, обычно 860-900, она устойчива во всем объеме месторождения. Золотпны зональны: содержания серебра постепенное увеличиваются от центра к

краю. Максимальные концентрации золота приурочены к широтным пли субширотным жилам или участкам жил. что свидетельствует о юм. что рудоподводящпми каналами для юлотоносных гпдротерм служили широтные и субишротные трещины и разрывы и что источники золоы глубинные.

Ац-тетраэдрпт (френбергит)-1 V сурьмянистостыо 96-100 ранни крайне редко: только в наименее глубинном Центральном участке Вестюбе в ассоциации с золотом-П (до элеюрума). Золою-|| характеризуется низкой нробностыо 650-740. Золото I и II различаююя по содержанию 1^: в золоте-1 - следы, в золоте-11 - до 1.8%. Резкое различие по содержанию в одном и том же минерале - надежный критерий разновозрастности этих образований. Фрейберпп и золото-II можно рассматривать как "остаточные дифференцнагы мало! о обьема" продукт ивной минерализации.

450 400 350 300 250 200 150 100 50 0

Фкг 3. ВжрЕхцжж пробисстж саморцизго juvua Au ышч-илжипэт Бястоб»-Цмктр

(п = 890)

Сурьмяная минерализация. Развита в основном в висячем бок\ icx золотоносных карбонат-кварцевых жил. чье простирание субширотное: реже обособленно. Мощность жил с сурьмяной минерализацией обычно 5-30 см.

Сурьмяное орудеиение двустадийное. Ранние образования слагают: кварц, доломит, Ре-доломпг, кальцит, апшмошп. сурьма, макннавнт. изредка гудмупдит. Антимонит содержит от следов до Ил"» As. Самородная сурьма развита в жилах среди бедных серой пшрузпвных н ороговикованных пород. Не количестве.) достигает 40% от содержания антимонита. В единичных жилах на Западном и Центральном участках юлотая и сурьмяная минерализация совмещены: сурьмяная

650

700

750

800

850

900

950

минерализация является цементом брекчий из обломков золотоносного кварца. В участках совмещения развиты реакционные ауроешбт, халькостибит и пирротин. Халькостибит и пирротин заместили халькопирит. Ауростибит замещает самородное золото, высвобождающееся прп этом серебро фиксируется в новообразованных фрейбергитс или мнаргирите. Реакции образования (состав минералов реальный): ЗAu8Ag2+42CuFeS2+56Sbp.p+l 18Ь23зр-р-» ЗС1^<\£2Ь'е2^Ь.^п+ 24Аи8Ьг+18Си8Ь82+6Реб87 (Западный участок) и 6А1«^2+ 24Си1;ей:+ 988Ьр-р -> ЗFeбS7+48AuSb2+6AgSbS2+ЗCu8Лg2Fe2Sb4Slз (Центральный участок). Частые находки в рудах Бестюбе ауроегибита заставляют пересмотреть технологическую схему их переработки. Наличие Лg-содержащих минералов в сурьмяной ассоциации - типоморфный признак плутоногенных золото-сурьмяных месторождений. Температура образования кальцита и доломита жил сурьмяной минерализации по

кальцит-доломитовому геотермомстру /\novitz е1 а1. (1987) ~120°С, что хороню коррелнруется с данными исследования флюидных включений в кальците и кварце Т=160-110°С. Наличие самородной сурьмы, макинавита, реакционных ауростнбита, халькостибнта и ипрротппа свидетельствует о низкой авг ~10-22 и восстановительных условиях формирования.

Поздние образования слагают кальцит, антимонит, бертьерит. Поздняя сурьмяная минерализация возникла при более высокой 1017, чем ранняя. При ее совмещении с ранней произошел распад ауростнбита и халькостибнта и возникли очень высокопробное золото (960-1000) двух типов - "горчичное" с пробностыо 990-1000 (псевдоморфозы по ауросгпбиту) и мелкие правильные кристаллы (регенерированное) с пробностыо 960-990 в мелкозернистом антимоните - и халькопирит в агрегатах антимонита.

Жилы с сурьмяной минерализацией рассекаются иослсрудпымп дайками кварцевых мпкрогаббро-долеритов Оз-Б] возраста.

Вероятно, механизм гипогепного распада ауроегибита является ключом к пониманию возникновения высокопробного золота в полиф-ормацпонных месторождениях Верхояно-Колымской провинции. В них месторождениях сурьмяная минерализация многостадийная п схожа с Бестюбе, но там обе стадии сурьмяной минерализации проявлены гораздо более интенсивно и широко.

Эпигенетический метаморфизм месторождения. Па месторождении в небольшой степени проявлен нослерудный нпзкоградный метаморфизм преннт-пумпеллпнтовой и цеолитовой фаций. Среди его производных локально развитые мегапороды с гидрогроссуляром, Промптом, апофиллитом... с прожилками кварц+кальцнт+ректорит+пирпг...; в том числе лпетвепптоподобпые

породы, -заместившие отдельные участки даек спсссартитов, граувакки... По минеральному составу и составу минералов эти последние резко отличаются ог типичных лнственнтов: хлорит (диабантит), парагонит, альбит, вермикулитоподобный минерал, альбит, кальцит, рскторит. В метарудах пирротин замещается марказитом, валлериитом, смайтитом. По данным исследования флюидных включений в кварце кварц-кальцитовых жил, сопряженных с [юродами цеолитопой фации метаморфизма, температура их формирования 155-140°С.

5.3 Изотопный состав кислорода, углерода и серы ведущих жильных и рудных литералов . Установлен удивительно однообразный изотопный состав кислорода сосуществующих кварца и шеелита Бестюбе и других золоторудных месторождений: б1?0Кв=+10,2^+16,53/£Э, 818Ош«л=+3,4-н+5,5 расчетные величины З'Юто флюида соответственно +3,5*+9,8%в и

+4,4-^+6,3'ТЬ. Установлено соответствие температур формирования сосуществующих кварца и шеелита, определенных но флюидным включениям и по и зотопным данным, что свидетельствует о равновесной кристаллизации этих минералов и едином флюиде их породивших. Выявлена глобальная прямая зависимость для различных золото-кварцевых месторождений березнтовон формации: гип-. мсзо-, и абиссальных Урала. Казахстана и Северной Америки в координатах ólsO(B-6lsOniee.n. Это свидетельствует о примерно одинаковом температурном режиме образования в них ассоциации кварц-шеелит. 13 тоже время для сосуществующих кварца и шеелита W месторождений, сопряженных с гумбептами выявлена обратная зависимость в тех же координатах, что свидетельствует о неравновесной кристаллизации и снижении температуры в ходе процесса рудоотложения.

Установлен примерно одинаковый изотопный состав кислорода и углерода карбонатов карбонат-полисульфидной ассоциации рудных жил Бестюбе и других илутоногенных месторождений золота Казахстана, Урала, Восточной Сибири. Канады, CUJA.

Расчетные величины б018н:о=3,8-5-6,0'/м флюидов, ответственных за формирование жильных карбонатов Бестюбе, свидетельствуют о формационной природе гидротерм и практическом отсутствии участия метеорных вод на этапе формирования золоторудной минерализации. Однако для всех этапов гидротермальной деятельности характерен удивительно устойчивый изотопный состав углерода карбонатов, что свидетельствует о его глубинном, наиболее вероятно мегаморфогеииом, происхождении 61-1С=-4,1+-4,6".м и едином источнике флюидов.

Изотопный состав серы антимонитов Бестюбе близок к метеоритному 3348=:+2,5-4-2,0,Й1).

Полученные данные не противоречат гипотезе (Спиридонов, 1995) о метаморфогенном источнике флюидов, ответственных за образовании илутоногенных Аи месторождении.

Формирование кальцита жил, сопряженных с низкограднымн метаморфитами, происходило из флюида, контаминированного метеорными водами 518Он2о=-4,1%о.

5.4 Минеральная и геохимическая зональность месторождения Установлена скрытая вертикальная зональность по составу

карбонатов березнгов и лиственитов: в нижней и средней частях рудно-метасомэтической колонны (Западный участок н нижние горизонты Центрального участка) железистость устойчива и невелика, в верхней части колонны (верхние горизонты Центрального участка) - величина и размах желсзпстостн существенно выше. Зональность обусловлена некоторым снижением температуры образования в условиях низкой аэз.

Установлена вертикальная зональность по составу карбонатов рудных жил - доломитов первого зарождения вне ассоциации с сульфидами: в нижней и средней частях колонны рудных тел (Западный участок и нижний и средние горизонты Центрального участка) железистость возрастает по восстанию жил к верхним уровням, что обусловлено снижением Т в условиях низкой а]-^* в верхней части колонны (верхние горизонты Центрального участка) величина и размах железистости резко уменьшаются к более верхним уровням, чю. вероятно, обусловлено существенным накоплением Н2Й иод -экраном вмещающих пород па этане формирования карбонат-полисульфиднон минеральной ассоциации.

Получен прямой критерий малой величины эрозионного среза колонны золоторудных тел гипаблссальпых Ли месторождении - наличие на верхних горизонтах месторождения ферродоломнта в березитах п лиственитах и маложслезистого доломита в сопряженных рудных жилах.

5.5 Соотношения БЬ минерализации Бестюбе и месторождений

Тургайской группы Сурьмяное оруденение Бестюбе является двустадийным: ранние образования - кварц, карбонаты, антимонит, сурьма; поздние - кальцит, антимонит, бертьерит. В участках совмещения Ли минерализации и ранней сурьмяной развиты реакционные ауростибит, халькоетибит, пирротин. Высвобожденное при образовании ауростибпта Ац фиксировалось в новообразованных фрейбергите и мнаргирите. При совмещении ранней и поздней сурьмяных минерализации произошел распад ауростибпта и халькостибнта с образованием очень высокопробного золота и халькопирита.

Ли и 8Ь минерализация Бестюбе находятся в возрастной вилке между дайками глубинного происхождения Оз возраста (плагпогранит-

порфиры, спессартиты...) и дайками микрогаббро-долеритов 0.4-81 возраста.

Телетермальные золотосодержащие месторождения Тургайской группы с промышленной сурьмяной минерализацией расположены в зоне глубинного Селетинского разлома у восточной границы СКЗГ1. Сурьмянорудные жилы рассекают девонские осадочные отложения и наложены на монцонптовые гранигоиды пермскою возраста. Руды размещены в метасоматитах джаснероидного типа и содержат антимонит, бертьерит. барит, сульфосолп РЬ-Аз-БЬ (твиннпт и др.), киноварь. Антимонит содержит до 100 г/т Мо. Золотая минерализация незначительного масштаба проявлена только на глубоких горизонтах месторождения. Изотопный состав серы антимонита месторождений Тургайской группы иной (8348=-3,1^-5,бр.»в), чем состав серы антимонитов Бесгюбе.

Таким образом, послезолоторудпая сурьмяная минерализация Бестюбе и промышленная телетермальная сурьмяная минерализация месторождений Тургайской группы - это разновозрастные, минералогически и геохимически различные образования.

Заключение

На примере месторождения Бесгюбе получена достаточно полная комплексная геолого-минералогнческая и геохимическая характеристика (модель) плутоногенных Аи-йЬ месторождений среди чсрносланцевы.х толщ. Месторождение характеризуется преобладанием золота над сурьмой, незначительным временным разрывом по времени образования между золотой и сурьмяной минерализацией, заметим количеством минералов серебра в золото-сурьмяной ассоциации, развитием реакционных минералов ауростпбнта, халькостпбита... Образования березптовой формации п послезолоторудпая сурьмяная минерализация порождены несколькими импульсами гидротермальной деятельности. Изотопный состав О и С карбонатов и О сосуществующих кварца и шеелита свидетельствуют о формационной природе гидротермальных растворов, отсутствии сколько-нибудь заметного участия метеорных вод в растворах, ответственных за формирование золоторудных тел месторождения. Источник гидротермальных растворов, ответственных за формирование как образований березптовой формации, так и послезолоторудной сурьмяной минерализации - единый, глубинный, связан с малыми рудоносными интрузивами парагенетнчески. Для месторождения Бестюбе установлена вертикальная зональность по составу карбонатов метасоматитов: в нижней И средней частях рудно-метасоматнческой колонны Бестюбе развиты доломит и Ре доломит (железпетость устойчива и невелика); в верхней части колонны развиты доломит, Бе доломит и ферродоломит (величина п размах желешетости существенно выше) - что прямая вертикальная зональность, которая

совпадает с зональностью индивидуальных зерен карбонатов мстасоматитов. Для карбонатов золото-кварцевых жил установлена обратная вертикальная зональность: резкое снижение железистостп па верхних уровнях колонны рудных тел. Для выявления зональности золотых месторождении необходимо проведение массовых анализов карбонатов. Концентрированное отложение золота обусловлено наличием и обилием углеводородов в метасоматитах и карбонат-кварцевых жилах. Зональность рудных жил по ассоциациям сульфидов карбонат-полисульфидной ассоциации в заметной степени обусловлена составом вмещающих пород. Образование высокопробного регенерированного золота и сурьмяной ассоциации обусловлено гииогенным распадом ауростибита.

Публикации по теме диссертации

1. Бакшеев И.Л. Карбонаты березитов и сопутствующих рудных жил плутоногенного золото-кварцевого месторождения Бестюбе (Северный Казахстан) // Проблемы магматической и метаморфической петрологии. Тезисы докладов на научных чтениях памяти профессора Н.Ф.Трусовои. Москва, 1994. С.2

2. Bakshecv 1.Л., Guseva H.V., Spiridonov Е.М. W-rutile from post-scarn vein mineralization of the Bestiubc deposit, Northern Kazakhstan.// 1МЛ-94, 16th General Meeting of the International Mineralogical Association. Abstracts. Pisa, Italy, 1994. p. 25-26.

3. Spiridonov E.M., Baksheev I. A. Carbonate peculiarities of deposits of plu-tonogenic gold-quartz formation on the example of Bestiubc mine. Northern Kazakhstan.// IAGOD-94 - The 9th Symposium of International Association on the Genesis of Ore Deposits, Abstracts, Beijing., China, 1994 p. 112-113.

4. Филимонов IO.JI., Никулин В.И., Зыков Д.С., Бакшеев И.Л. Оценка проницаемости древних разломов в районе рудного поля Беспобе (Северный Казахстан), по материалам радоновой съемки// Вестник Моск.ун-та. 1994. Геология. С'ер.4. N1, с.89-90.

5. Bakshecv I.A., Chitalin A.F., Filimonov Yu.L. Palcotectonic formation conditions of the Bestiube deposit, Northern Kazakhstan, on petrophysical and mierostructural investigation. //Annales Geophysicae, Supplement of Volume 13, 1995.

6. Спиридонов Э.М., Бакшеев И.А., Устинов В.I I. Карбонаты березптов-лисгвенитов и сопровождающих золоторудных жил - индикаторы зональности плутоногенного месторождения Беспобе, Северный Казахстан //Доклады АН. 1995. Т.346. N3. С.1-6.

7. Бакшеев И.А., Гусева Е.В., Спиридонов Э.М. Карбонаты плутоиогенной золото-кварцевой формации, Северным Казахстан. Статья 1. Жильные карбонаты месторождения Беспобе // Всстппк Москлп-та. 1995. С'ер.4. Геология. N3 с.36-46

8. Спиридонов Э. М, Бакшеев И.А., Устинов В.И. Изотопно-геохимические критерии условий формирования гидротермальных плутоногенных Au и W месторождений березитовой и гумбеитовой формаций // XIV Симпозиум по геохимии изотопов. Тезисы докладов. Москва, 1995. С.217-218.

9. Спиридонов Э.М., Бакшеев H.A., Куруленко P.C., Середкпн М.В. Условия и параметры образования плутоногенных гумбентов и березптов, W-содержащпе минералы сопряженных рудных жил //Летняя Уральская минералогическая школа-95. Екатеринбург, УГГГА, 1995. С. 116-119.

10. Спиридонов Э.М., Шлыков В.Г. ... Бакшеев Pi.А.,... Минералогия и петрология пренит-пумпеллиитовой и цеолитовой фаций и сопутствующих жильных образовании Урала, Крыма и Казахстана // Ломоносовские чтения-95, Геологический ф-т МГУ, Тезисы докладов, Москва, 1995. С.45.

11. Бакшеев H.A., Спиридонов Э.М. Карбонаты плутоногеннон золото-кварцевой формации, Северный Казахстан. Статья 2. // Вестник Моск.унта. (в печати)

12. Baksheev I.A., Spiridonov Е.М. On vertical zonation of plutonogenic Au deposits (on the example of Bestiube in North Kazakhstan) // 30th IGC Beijing, 1996 Abstracts (in press)

13. Спиридонов Э.М., Бакшеев И.А., Захаров Д.В. Эволюция состава блеклых руд гнпабиссального плутоногенного золото-галенит-сульфоаитимонидового месторождения Бестюбе в Северном Казахстане. // Изв. вузов. Сер. Геология и разведка (в печати)