Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Закономерности формирования и размещения плутоногенных месторождений золота в северной части Центрального Казахстана

ВАК РФ 04.00.11, Геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений, металлогения

Автореферат диссертации по теме "Закономерности формирования и размещения плутоногенных месторождений золота в северной части Центрального Казахстана"

п

МОСКОВСКИЙ ГОСЩРСТВЕШЬЙ УНИВЕРСИТЕТ имени М.В.ЛОМОНОСОВА

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ Кафедра полезных ископаемых

На правах рукописи Спиридонов Эркст Макоович

УДК 553.411:551.22:549.263(574)

ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ И РАЗМЕЩЕНИЯ

1ШТОНОГЕШШ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЗОЛОТА В СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ ЦЕНТРАЛЬНОГО КАЗАХСТАНА'

Специальность 04.00.11 - геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений, металлогения

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание'ученой степени доктора геолого-минералотаческнх наук (в форме научного доклада)

Москва - 1991 г.

Работа выполнена в Центрально-Казахстанской экспедиции геологического факультета Московского Государственного Университета имени М.В.Ломоносова

Официальные оппоненты: член-корреспондент АН СССР,

профессор Ф.А.Летников (ИЗК СО АН СССР)

член-корресповдент АН СССР, профессор А.С.Марфунин (МГУ)

доктор геолого-минералоютескгос наук, профессор В.А.Нарсеев (ЦНИГРИ)

Ведущая организация - Всесоюзный научно-исследовательский

геологический институт ВСЕГЕИ

Защита состоится "_"_1992 г. в_час. в ауд.

на заседании Специализированного Ученого Совета Д.053.05.26 при геологическом факультете ШУ им. М. В. Ломе носов?

Адрес: 119899 Москва. М1У> Геологический факультет

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологаческого

факультета МГУ.

Диссертация в форме научного доклада разослана __1991 г

Ученый секретарь Специализированного Совета доктор геол.-мин, наук

. -, > • * ВВЕДЕНИЕ

'■-. >1;. Несмотря на то, что тлеющиеся данные по гидротермальным месторождениям золота в значительной степени обобщены (для континентов Земли - w.lindgren, 1919; В.А.Обручев, IS34; W.H.Emmons, 193?; G.Scheiderhöhii, IS4I; Ю.А.Енлибин, IS55; И.С.Рохасов,1364; Н.И.Бо-родаенский, 1968; С.Д.Шер, .1972,1374; Н.В.Петровская, 1973; R.w. Boyle, 1979; Золоторудные месторождения СССР, I985-I988;B.£.Nes-bitt, 1988; З.М.Некрасов, 1988 и др.; для морских акваторий -Не-kinlan, 1985; M.D.Bannington, I.M.Peter, S.D.Scott, IS86 и др.), современное состояние геологии диктует необходимость генетической типизации месторождений золота. Один из способов ее решения видится в детальном изучении конкретных золоторудных формаций, отдельных рудных провинций, при одновременном исследовании магматических и рудашх образований с равной детальностью.

Актуальность проблемы определяется тем, что существенная часть геолого-разведочяых и поисковых работ в СССР ориентирована на золото, а -многие гидротермальные месторождения золота нашей страны являются плутоногенными (или близкими к ним "метаморфоген-но-гидротермадьянми'' ).

Связи магматических образований и гидротермальных месторождений золота изучаются в различных аспектах более столетия. Во многом проблема до сих тор не имеет приемлемого решения. Одна из причин в том, что в геолого-петрологлческих исследованиях акцент делается на региональных материалах, рудные поля изучаются недостаточно, орудекение представляется весьма упрощенно; с другой стороны, в металлогенических исследованиях столь не упрощенно представляются магматические образования. Другая причина в том, что золотое оруденение при таких исследованиях обычно рассматривается "спрессовано", не изучаются раздельно геологические связи конкретных рудных фордацяй.

Известно, что в кайнозойских и мезозойских золоторудных провинциях обычно не Ескрыты эрозией наиболее глубинные месторождения' соответствующего возраста, тогда как в допалеозойских провинциях редко сохраняются допалеозойские малоглубишше месторождения. Многие золоторудные провинции являются полицшлическими и (или) приурочены к складчатым областям линейного типа, зачастую в заметной степени подвержены послерудному метаморфизму, что существенно усложняет юс изучение. Наиболее крупная в палеозоидах Центрального Казахстана каледонская Североказахстанекая золоторудная провинция (СКЗП) выгодно отличается тем, что является м-.

нециклической; приурочена к складчатой области нелинейного типа; в ней практически отсутствует послерудныи метаморфизм; величина эрозионного среза в различных участках варьирует от I до 10 км и более, в ней представлены плутоногенные месторождения золота гип-абиссальнне, мезоабиссальные, абиссальные; большинство гидротермальных концентраций золота принадлежит одной рудной формации; почти все местороддеюи вскрыты шахтами со средней глубиной отработки более 300-500м {в отдельных случаях до 900м) и скважинами до 1200-1500м; детально изучена геологически (Ю.А.Билибин, Е.Л, Шлыгин, В.С.Коптев-Дворников, Н.А.Фогелыяк, Л.В.Булыго, В.М.Шуль-гз, Д.В.Хорсшилов, Г.Н.Казьмова, Ю.С.Шалаев, автор и др.).

Цель работы - характеристика плутоногенной золото-кварцевой формации, сопряженной с инверсионной тоналит-гранодиоритовой формацией складчатых областей. .

Задачи исследований. I.Уточнение геологического строения и истории формирования СКоП; изучение минерагении и геохимии золота в СКЗП, места и времени формирования золоторудных концентраций; определение соотношений золотого оруденения и келезорудного скар-нового, внсмут-молибден-вольфрам-медного послескарнового, медно-молибден-порфирового, уран-молибденового, полиметаллического. 2. Изучение золотоносных плутонитов тона лиг-1ра ноди орито в о го комплекса и даек глубинного происхождения; решение проблемы степнякс-кого интрузивного комплекса - топотипа формации шслебатолитоЕых (добатолитовых?) золотоносных малых диоритовых интрузивов; установление индикаторных пород золотоносных интрузивов; выявление петро геохимических и минеральных признаков рудоносных плутонитов различных фаций глубинности. З.Воссоздание геологического строения, истории формирования, эпигенетических преобразований золоторудных полей и месторождений.

Объекты. Фактический материал и матодчка исследований. Диссертация основана на результатах работы автора. Проведены геологическая съемка и поисково-сценочные работы(1Э68-1Э87т.г.),теш-тические исследования(1959-1968 и 1987-1991г.г.).многолетнее подземное геологическое картирование золотых месторождений,для центральной часта СКЗП составлены и подготовлены к изданию 15 планшетов Госгеолкарты-50(Спиридонов и др.,1987). Автоо принимал участие в составлении 4 планшетов Централъноказахстанской серии масштаба 1:500000. Методом объемного геолого-геофизического и миие-ралого-геохимического картирования (ОГТК) масштаба 1:25000 до глубин 0,6-1,Зкм исследовано рудное поле Аксу, наиболее сложное

для СКЗП с полихрошшм и'полиформационкым А-и, гч>, Си,' Ыо, и оруде-нетем (Спиридонов и др. ,1983). Это первый опыт крупно- и средне- ' масштабного объемного картировать золоторудных полей в СССР.Прогнозы, полученные при ОГГО, в значительной степени подтверждены (Филипьев и др.,1988¡Балашов и др.,1991). С использованием результатов ОГПС произведен подсчет запасов по глубоким горизонтам мес-топовдения Кварцитовые Горки, запасы которого успешно защищены в 1КЗ СССР (с участием автора),и проводятся масштабные геолого-разведочные работы в рудном поле Аксу.

Детально изучено реальное геологическое строение, минералогия и геохимия месторождений золота СКЗП; Кварцитовые Горки(3,5км2, 1:10000-1:200,глубина до 1,2км), Аксу(3,5 км2,1:5000-1:500, до 1,5 км), Дхеламбет(6 км2,1:10000-1:1000,до 1,4 км), Бестюбе (3 км2, 1:5000-1:1000,до 0,6км), Жана-Тюбе(1 км2,1:5000-1:1000, до 0,3км), Буденновское(0,5 км? 1:5000-1:1000,до 0,6 км), Степняк (1,5 км2, 1:2000-1:500,до 0,5км). Для воссоздания документальной картины строения минеральных агрегатов руд по каздому из этих месторождений изучено по нескольку сот крупных образцов(для первых четырех болеё 1000 из кавдого), отобранных и по латерали.и по вертикали, в том числе на флангах месторовдеяий, где зачастую сохраняются от замещения ранние минеральные ассоциг рш. Изучены геология,минералогия и геохимия месторождений золота и золотосодержащих руд СКЗП:с Аномальное, Акбеиг, Атансор, Байкальское, Байлюсты, Беркембай,Восточный Дяселамбет, Густые Борки, Декабрьское, Домбралы, Западный Бетам, Зорьевсное, Караагач, Караул-Тюбе, Кызылту, Новоднепровское, Первомайское, Подманыбайское, Сазы, Северное Байлюсты,Северное Карасу, Северомамайское, Селегинское, Оулотумар, Таукен, Тур-гайское, Тускуль, Ударное, Чуваки, Шгогикбай, Широтное. Материалы для сравнения получены автором по геологии, минералогии и геохимии месторождений золота плутоногенных: Акбакай.Мзйозек(Центральный Казахстан), Береэовсное,Золотая Гора(Средний Урал); вулканогенных: МайкаинДорткудук (Центральный Казахстан), Кайрагач.Кочбу-лак(Узбекистан), Зод(Армения), Агинск е,Озерновское(Камчатка); метаморфизованных: Кочкарское(Южный Урал).

Магматические и золоторудные образования СКЗП исследованы автором с равной детальностью; проведен фацнальный анализ сопряженных магматических и рудных формаций. Золотоносные интрузивы изучены в рудных полях(масштаб 1:1000-1:10000), вне рудных полей •(1:25000,частью 1:200000): Крыккудукский, Стелняксккй, Куртукуль-ский,. Джеламбетские, Атансорский, Аккудукский, Ка ра а га ч ский, Бай-

кальский, Лидовскяй, Яблояово-Иттейменский, Дологайский, Таукенс-кий, а такяе Ащикольский, Буландино-Аккулъский, Аркалыкский, Западные, Жаман-Комтасскш, Северокарасуйские, СтепаноЕские,Еасиль~ ковский, Зеревдинский^Погошаевский и др. Материал для сравнения получен по золотоносным интрузивам Центрального и Юкного Казахстана, а гадяе Среднего и Шного Урала, Северного Кавказа, Приморья, Южной Калифорнии. Детально изучены ореолы контактового метаморфизма золотоносных и безрудних плутонов СКЗП различных Фаций глубинности и мульткгкзтшс серия послегранитовдных до- и внутризоло-торуд.тагх даек глубинного происхюэдешот. Для расшифровки происхок-денкя лампрофяров спессартитовото ряда изучены установленные в них хромшпикелиды; материал для сравнения получен по хромшпинели-дам доорогеяних и оротеяних базитов СКЗП, других регионов Казахстана, Кузнецкого Алатау, Горного Крыма.

Б диссертации использованы оригинальные аналитические данше: силикатные анализы горных пород(>1500) и шнералов(>200); микро-зоццоЕые анализы шшералов горных пород(>2500) и золоторудных концентраций (силикаты>100, карбонаты>100, оксиди?50 сульфиды и слогкные сулыТлдзГ^бОО, блеклые рудц^ОО, теллуридьг^ЗОО, самородное золотох>3000...); многие сотни полных оптических определешй^ полевых шпатов, пироксенов, агфхболов, биотита интрузивных и дай-ковых пород к метасокатитов; рентгенометрические анализ!^ (>600); сотни шлиховых аяализовх шгматитов и метасоматитоз; сотни количеств ениых м-шеральных подсчстовхгорншс пород и руд; терыомапшт-ше анализ11х(т1рроткн 50 обр.,титанокагнетит 60 обр.); спектры отражения рудных минералов (>200); рентгенофазовые анализы метасоли тытовх(>250); помпнерольние балансы размещения самородного золота в рудахх(20); дзшералыше балансы распределения* Аи, Ае, Не, Те, Бе, в рудах Квариитовнх Горок; термобарохямические акали-зы(>ЗООобр.); многие сотш! определений кларковых содержаний Аи, , Аз, Не, Си; несколько тысяч определений Аи, Ag, щ в рудах и око-лорудшх метасоматитах; химические анализы Те и йс в руАах и рудных минералах(>150); высокочувствительные определения к^ в самородном золоте (60), Бг.Ко и та в шеелите (30), Ее в молибдените (30); количественные определения Бг, Ва, ак, 1а., нь, кь, Та, 21х-, нг, 501, и, X в глугокитах (40обр.); полуколичественнне спектраль-ше анализы горных пород, руд, метаооматитов и их шшералов на широкий круг злементов (>80000); определения изотопного возраста шгматитов и метасоматитов (К/Ах, слюды, амфиболы, >70) и изотопного состава н> (>30); битумологический анализ руд и около-

рудных метасоматитов(?ТООобр.); анализ газовой фазы шгматитов(20 обр.) (х- в основном выполнены автором). Практически весь объем диагностики рудных минералов Еыполнен автором с помощью электронного шшро зонда.

Научная новизна. Впервые разработана достаточно полная модель плутоногенной эдцротермалько'й золото-кварцевой формации, сопряженной с инверсионной стелнякит-тоналит-гранодиоритовой формацией складчатых областей; найдены различия ее минерального состава и иных золоторудных формаций. Установлено, что золотое оруденение представляет только один и наиболее поздний из многочисленных эпизодов послеинтрузивной гидротермальной деятельности. Выявлены плу-тониты,типоморфные для золотоносных интрузивов, найдены петрографические критерии отличия интрузивов-сателлитов и самостоятельных тел, решена проблема происхождения послегранитоидных дозолоторуд-ных даек лампрофиров. Установлены петрогеохимические и минераль-ше признаки золотоносных интрузивов и золоторудных концентраций гипабиссалъной, мезоабиссальной, абиссальной фаций, критерии величины их эрозионного среза, минеральные и геохимические признаки рудных столбов и глубокопрошшающих месторождений.-Доказано, что \и, Не, ¡ЗЪ, Те в золоторудных концентрациях имели глубинные источники. Разработана схема минеральных фаций среды рудоотложения плутоногенных золото-кварцевых месторождений. Показана некорректность выделения золото-скарновой и золото-силикатной(родинтатовой) формаций. Показано, что молибден-меднопорфировая формация,сопряженная с тоналит-гранодиоритовой, не является базовой(материнской) для золото-кварцевой. Уточнены различия минерального состава плутоногенных и вулканогенных гидротермальных месторождений золота и причины этих различий. Доказана непрерывность состава самородного золота в области Аи1ооо_Либ70АБззсг Установлены и изучены И минералов, утвержденных Международной Минералогической Ассоциацией в качестве новых минеральных видов, в т.ч. новая группа минералов золота - группа билибинскита-Совдановита.

• Разработана методика средне- крупномасштабного объемного геолого-геофизического картирования золоторудных полей в складчатых областях.

Апробация работа. Материалы диссертации докладывались та 2 Международных я 30 Всесоюзных и Региональных совещаниях; а такке на Ломоносовских чтениях М17, научных конференциях, симпозиумах и'семинарах в МШ.МСШ, ВСЕГЕЯГ, ИГН АН КазССР, КазШС, ИГ и Г УРО.и СО и ДВГЙ- Д8НЦ АН СССР, Минералогическом музее им.А.Е.Ферс-

мана. Результаты петрографических и стратиграфических исследований включены в корреляционные схемы 1977,1986,1991г.г. для Казахстана. Конкретные результаты работы, включая оценки прогнозных ресурсов для значительной части территории СКЗП,. отражены в 14 отчетах, внедренных в ПГО Центрказгеология и Севказгеологш. По теме диссертации опубликовано более 140 статей и 3 монографии(с соавторами)

Автор с благодарностью вспоминает своих учителей В.С.Коптева-Дворникова, Е.А.Кузнецова, А.А.Богданова и коллег по Степнякской экспедиции МГУ,'с которнми начал свои исследования(Г. Н.Назьмова, Ю.С.Шалаев, П.Ф.Емельяненко, В.И.Фельдман и др.). Большое содействие и помощь в полевых исследованиях мне оказали геологи Целиноградской ГРЭ(Е.А.Кореньков, О.П.Казанцев, В.И.Шульга и др.), ГОК Каззолото(Е.П.Балашов, М.П.Филипьев, Н.А.Климов, А.А.Воронов и др.), ПГО Центрказгеология(В.М.Шульга, Л.Б.Булыго, В.М.Щибрик, •В.М.КукоЕа и др.), ПГО Совказгеология(Т .Н.Демент, С.Б.Янковский и др.), Степногорской ГРЭ(В.И.Пигульский, В.А.Волков и др.). На протяжении 23 лет автор получал помощь, советы, проводил совместные изыскания с товарищами по работе в Центрально-Казахстанской экспедиции МГУ: О.В.Минервишш, Е.А.Бабичевым, И.З.Филипгович, Д.Н.Архангельским, В.И.Борисенком, Д.К.Фроловым, М.З.Новиковой, Н,Ф.Соколовой, Л.А.Щеголевой и др. Ряд существенных вопросов обсузздался с В.И.Смирновым, Н,В.Беловым, Г.П.Барсановнм, Г.А.Крутовым, Ю.А. Зайцевым, В.С.Поповым, Ф.М.Спиридоновым. Всем им я сердечно благодарен. Автор благодарит сотрудников шлифовальной мастерской и лаборатории микрозовдового анализа ка$едры петрографии 1ЛГУ за высокое качество работ и постоянную доброкелательность.

I. ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА РАЗНОТИПНЫХ 1ВДР0ТЕРМАЛЬНЫХ МЕСТОРОВДЕНИЙ ЗОЛОТА И НЕКОТОРЫЕ ИХ ПРИЧИНЫ Гидротермальное месторождения золота объединяют в три формации: малых глубин(рудн с обилием сульфидов, с низкопробным золотом, с сульфосолями А-е...), средние глубин (руда умеренносулЕфщ-ные, с относительно низкопробным золотом...), больших глубин(руды малосульфидные, с высокопробным золотом.. ,)(Н.В.Петровская и др.,1960-1976). Эта почти общепринятая в СССР классификация не отвечает современному уровни геологии. Кроме того, среди месторождений больших глубин масса богатых сульфидами, среди месторождений "малых глубин" нелвло' уботосульфидных с высокопробным золотом; ряд месторождений со Есеми признаками приповерхностных формировались на глубинах 1,5-г км; на таких ае глубинах зафиксировано образование месторождений золота с характерными признаками

месторождений "больших глубин". Классификация гидротермальных ме-сторддений Au преимущественно по характеру рудовмещающих толщ (Е. -М.Некрасов,1988 и др.) или на основе представлений о базовых формациях (групп большеобъемных месторогденкй вкрапленных и массивных сульфидных руд)(А.А.Сидоров,IS87 и др.) малоубедительны. Наиболее аргументированы классификации Г.Шнейдерхёка(1955) и Ю.А.Билибина (1955) и близкие к ним (Б.И.Смирнов,1964-1974;В.Н.Котляр,1968-1970; М.С.Сахарова и др. ,1982;В.А.Нарсеев и др.,1-986 и др.),которые учитывают многосторонние геологические связи месторождений и особенно соцряженные с оруденением магматитн. По типу пиитических образований, которые непосредственно предшествуют или сопровождают ору-денение, Евделяются плутоногенше формации складчатых областей, вулканогенные формации складчатых областей и их современных аналогов - островных дуг, а такне срединно-океэнских хребтов, вулкано-плутонические золоторудные формации. Существенное значение в генезисе золотого оруденения, придается процессам регионального метаморфизма, предце всего черносланцевых толщ, - выделена формация ме-таморфогенно-гидротермальная(В.А.Буряк,I£82-1988;Ф.А. Летников и др.,1984 и др.),иначе плутоногенно-метаморфогенная(В.А.Нарсеев и др., 1986). Данные месторождения близки к плутоногешшм, постоянно сопровождаются небольшими интрузивами гранитоидов и послегранито-идных даек(Мурунтау,Сухой Лог и др.),иногда целиком расположены в ореолах экзоконтакгового ороговикования - налояены на роговики (Бакырчик и др.)

Известны телетермальные рудные формации с золотом в областях тектоно-юшатической активизации (А .Д.Щеглов ,1976 ;Г. А .Крутов, 1971 ).

I.I. Вулканогенные гидротермальные золоторудные формации

Они являются принадлежностью вулканогенных поясов окраинно-коктиненталышх и структур типа островных дуг. Гидротермальные системы современные и древние открытого типа, изливавпшеся на повех-ность суши или на дно морей и океанов, или полуоткрытого типа, так или иначе сообщающиеся с поверхностью. Главная особенность месторождений - образование при кизком(обычно менее 0,08 кбар) и сильно изменчивом (до I атм) давлении (рис.1,А). Прямые оценки Р для руд, которые по геологическим данным возникли на глубинах I-I,5км,чаще <£40-80атм (Ю.В.Ляхов,1968;В.А.Коваленкар,В.Ю.Прокофьев и др. ,1988 и др.). Низким давлением при рудоотлогекии обусловлены ничтожные содержания Hg в блеклых рудах и сфалерите (в парагекезе без гонора ри) 142,68,87]. Рудообразоваяие ж вулканическая'деятельность синхронны или тесно чередуются, пути движения гидротерм практически

мегаморотхзанше

Р, квар

Рис.1. Вариации давления яри формировании золотых месторождении различных типов.

Месторождения: А - Кочбулак, 5од. Балей. Вайхк (Новая Зеландия), Крипл-Крик, Дуранда (Мексика), Катдай (Аризона). Фнайседа (Португалия) и др. Б - Лебединое, Лаоасун п по. В - Берёзойское. Ирокиндинокое. Колым-сше, Карийское (Забайкалье), Абитиби (Канада), Пенин-с-ула (Аляска), Самкванг (Корея), Догеллай (Сев.Уэллс), Кварцитов!) е Горки,Бестюбе,Степняк,Диеламбет,Аксу (Сев. Казахстан), Г - Колар,Кумак,Вабигон,Голд Белт.

до поверхности сильно прогреты и рудоносные растворы в шло измененном виде достигают поверхности или приповерхностных участков. ■ В результате кристаллизация рудных агрегатов происходит из пересыщенных растворов, чем обусловлены "колломоофные" структуры руд. Характерна резкая и контрастная минеральная и геохимическая зональность месторождений, неоднократное чередование низко-, средне-и высокотемпературных минеральных ассоциаций. Зачастую это месторождения ксенотермального типа.

Для вулканогенных месторождений от современного до архейского возраста установлены сходные минерально-геохимические особенности, характерны генетические связи минералов кремнезема,сульфидов,карбонатов, барита .флюорита .минералов Ма и других, которые очень напоминают парагенезы минералов в отлокениях современных горячих ис-T04HHK0B(D.2.Hewett et al.,1960;M.D.HanüAngt;on et al.,1986 и др.). Типичны значителыше объемы предрудных метасоматитов, обычно продуктов сернокислотного (точнее н^-н^о^,hci-h2so;v,hp-hci-h2so4...) ощелачивания - вторичное кварциты, опалиты, аргиллизиты, зодитц [9ÓJ. Повышенной окислительный потенциал вулканоген!шх гидротерм обусловлен не только их контаминацией метеорными водами с о2,но и насыщением элементарной серой(зачастую селенистой). Высокая активность s2 в гидротермах при низком(!) Р и повышенной Т определили сернокислотный характер растворов с низкой fcpa* низких величинах pH и a^g/ajjggQ^ отношение Ag/Au в растворах больше I (D.R.Cole et al.,1986), что объясняет главную особенность вулканогенных золотых руд.

Местороздения типа Куроко (золото-колчеданные, золото-колчедашо-полиметаллические,золото-серебро-бариг-голиметаллические).Жильные минералы - кварц,барит,ангидрит, гипс, пирофиллит, каолинит .диктата, алунит,зунпит,судоит,тальк...; самородные - электрум,золото,серебро .сурьма, мышьяк, стибарсен. Характерны сульфосоли Cu-As.Fb-Aa.Fb--As-Sb,Pb-Ag-Aa,Ag} сложные сульфиды Sn (моусонит.станноидит...), Bi (аннивит...), V (колусит.сульЕанит), йе (реньерит... ),те(голд-филдит...), In (рокеэит), \ч (кпддкрикит), Sa-tío (хемусит), т1(во~ генит); селениды Bi,Eb,Ag,Au-Ag ; теллурвды Bi,Au-Ag,Hg; сульфиды Ag,Au-Ag(айтенбогардтит.кридллеит); дисульфиды Cu,Cu-Fe; ассоциации пуригтборшт, - т.е.минералы о высшей степенью окисления As^+, Си2+, минералы и минеральные ассоциации, образованные при высоких fо и fs .

.Месторождения ?ранси&ьва некого - карпатского типа (классические эпитергальные золото-серебряные, золото-серебро-адуляр-кварцевие,

золото-киарц-гвдрослвдистые,золото-геллуридные,золото-селенидные): Бая-де-Арьеш.Сэкэрымб.Криги-Крик.Евле? ,Зод, Дукат, Озерновское, Агинское..., но и Колгурли, месторождение залегающее в толпах и интрузивах архея, однако сопряленное с мелкими трубообразныьга телами дацитов и риодацитов позднепротерозойского возраста. Нередко это месторождения субвулканического уровня, многие из них контролируются кальдерами. Лильнне минералы - кварц,халцедон,аметист,опал, адуляр, барит, а нпвдрит, целестин, гипс, флюорит, аксинит, алунит, диккит, бейделлит, педрослюды, пирофиллит, галлуазит,судоит, Ы~тосудит... ¡самородные - электрум,кюстелит,золото,серебро,сера.теллур,висмут, мышьяк,олово,свинец; интерметаллиды • дяскразит,алларгентум,малъ-донит,ауростибит...; сложные сульфиды гъ-аб, рь-аз-эь, рь-б1-ае, Аг (прустит - пираргирит.стефанит...), ¡За (станнин,кёстерит,моу-сонит,мохит,каяфильдит...), 1п (сакураит), Бп-Мс(хемусит),Мо(каста ньит), Bi.Be (гелььин); теллуриды и сульфотеллуриды Аи, Аи-Ае, Аи-си (костовит),'б1, не, бь(теллурантимонит;, Аи-рь-зь(кагкагат); селениды, теллуроселенидо м., рь, Аб, аи-ай; сульфлды, селеносу-льфпди Аи-Ае(айтенб01врдткт,пе1ш1ш1т,петр0вскаит). Характерны минералы 1вд(родохрозит,кутнагорит, Мп-кальцит,олигонит,родонит, бу ста мит, т ефроит, а ллега нот, фриделит, а ла ба вдин, побнерит, гельвин, оксиды),сложные сульфиды, силикаты и оксиды V (колусит,роскоэлит, V-мусковит, V-турмалин, кулсонит[27], V-гематит, V-касситерит[4ф.

У ряда месторождений (Челопеч,Кочбулак и др.- золото-сульфидно-кварцевый тип) многие характеристики промежуточные между золото-колчеданными и классическими жильными эпитермальныш золото-серебряными.

Большинство вулканогенных гидротермальных месторождений золота от убогосульфидных до колчеданных обладает сходными минерально-геохимическими особенностями. Характерны Еысокоглиноземистне шшералы, обычно глинистые; электрум,иостелит; барит и другае сульфаты; шшералы Мп; сложные сульфиды Ад, В1, За, V, Мо, бо, 41, Ве, Т1; самородные теллур,висмут,олово; из теллуридов - наги-атат,колорадоит,костовит,теллурактимонит,вулканит,сульфоселено-теллуриды В1; из блеклых руд - тетраэдрит-А$,аргентотетраздрит, богатые Сц2+ голдфилдит,тетраэдрит-Те,тетраэдрит-Б1; парагенезы гшрит-кзорнит, ш:рит+ге{латвг,антимонит-к;ульфоантимониды Интеллу-риди.диккит^двмортьерит+зерли^+молибдениг, электрум+молибденит, яагиагит+бурнокит+сильванит, -хбллур-ьАе-теллурантимониттКОстоЕит-; фамаганит, топаз+самородная сера чалу кит+голдфид,;ит...: повышен-{ше содержания Зе в сульфидах и теллуридах, НН^ в адуляре, алу-

ните и слюдах, Li в глинистых минералах, Ре слюдах (iv.Lindgren, I898-I934;P.L.Ransome I901-1906;Р.Браунс, 1906;J.Е.Spurr,1905-1923;' A.Helke,I934;F.l.Stillwell, 1933-1953;Н.В.Петровская,1940-1987;В.П. Логинов, 1944-1981; J .A.lioble, 1°50 ;ф. Л. Смирнов, 1959; H.L.Marlcham, 1960;Е.К.Лазаренгсо и др. Д963;Ш.О.Лмирян,1Э60-1987;Ю.С.Еершн и др.,I965-I98S;А.Л,Сидоров,I965-IS87;Ii.Г.Atro.peena,IS7I;Н.Е.Савва и др. ,1974; T.Nishi jama et al. ,1975; H.Shikazono ,1378; u. С.Сахарова и др., 1977-1989; В. А .Кона лешсер и др.,1979-1389; P.Huber et al.,I98I; М.М.Ботова II др.,I98I-TS85;Eldridge et al. ,1983; A.E.Smith, et al., I985;E.H,Hickel et al.,I986;A.Б.Кольцов И др.,1986; S.P.Altaner et al.,I988;M.E.Генералов,I990;[42,50,54,59,68,71,81,91,92 и др^.Ти-поморфны минералы, содержащие в одной структурной позиции As, Sb, Sa, Те, Gs(Bi,Mo,w...), - лоцошт,колусиг[47^!.юусонит[44 и др], Особо показательны блеклые руда - промежуточные твердые растворы серий: теннантят - тетраэдрит - голдфидцит - аннивит - хакит -жиродит [6i|, iK состав мохет слуяить мерилом степени "вулкаккчнос-ти" рудных концентраций ¡71,87}.,'

Широко развиты зональные по составу кристаллы рудных минералов. 1Так, ядра залотин нередко слоаены высокопробный золотом, вокруг него зона электрума, который окружен кюстелитом, внешняя зона нередко цредставлена серебром. В вулканогенных месторождениях на более глубоких .горизонтах обычно разиято более крупнозернистое золото.

Месторождения типа Карлин - Лухуми близки к типичным эпитермалъ-нцм: сопряжены с субвулканическимя телами брекчий, расположены в ореолах аргиллизитов, характеризуются тонкозернистыми рудами с пылеватнм золотом, баритом,флюоритом,марказитом, золотоносным пиритом и арсенопиритом,антимонитом. Особенности их - обилие золото-органических соединений, сульфидов Аа(ауригмтаент,реальгар,ва-кабаяшшшт.гетчелит...), сульфидов а!1(карлшшт,эллпснт,лорандит, христит,..), минералов Нз(киноварь,метацшшабарит,галхаит.колора-доит/. Аналогичная минерализация представлена осадками металлоносной геотермальной системы Бродлендс вулканической зоны Таупо в Новой Зеландии (Б.Д.Вейсберг и др.1982).

Обилие в рудах вулканогенных месторождений s, Se, Аз, кн^, Р(Т1,Hg) обусловлено обилием этих компонентов в вулканических газовых струях, возгонах и конденсатах из них. Наличие в этих рудах Mn, V, Sn, Ge, Mo, w, Be частью обусловлено теш же причинами (Л,М.Лебедев,1988), а в большей степени обусловлено, вероятно, выщелачиванием из вмещающих пород под действием HF-HCi-HgS-^SQ^

•Г - 12 -

раёт'воров, при глубоком разложении силикатов (до "кремневого скелета" или "каолинового ядра") с частичным или полным выносом всех элементов, кроме si и Ti(+А1); темноцветные минералы были источником Мп, т, 2а, полевые шпаты - w, Ве, те и другие - мо и Ge ; концентрирование в рудах Sn, w, Ве определялось фуютивностью ? во' флюидах, обилие серы привело к фиксации большей части этих элементов в сульфидах.

1.2. Вулка ногшутонические гидротермальные золоторудные формации ' ' По ряду параметров-они занимают промежуточное положение (рис. 1,Б). Г*ногие из этих месторождений (Алданские и др.) сопряжены с латит-монцонитоеыми комплексами складчатых областей и их рамы. 0дни местороаденш(Куранах,Лебединое и др.) по особенностям минерального состава близки к вулканогенным, - с золото-селенидно-теллуридной минерализацией, с теллуристыми блеклыми рудами,колу-гатом.аурипитаентом,киноварью...(А.И.Фасталозич и др.,1940; A.A. Йим и др.,1988 и др.); другие(Дарасун и др.) - ближе к плутоно-генным; те и другие с отчетливой латеральной и вертикальной зональностью, в т.ч. скрытой (вариации состава сульфосолейРЪ-As-Sb).

1.3. Плутоногенные гидротермальные золоторудные формации

Плутоногенные месгороздения формируются в условиях закрытой

системы, т.е.при повышенном Р. Величина Р определяется положением верхней кромки гидротермальной системы, расположенной как правило близ верхней кромки интрузивов или несколько выше. Саше низкие оценки Р по ГЗКВ в ранней генерации жильных кгарца и карбоната составляют 0,3-0,6кбар, что отвечает минимальным глубинам формирования 1-1,5км; максимальные оценки до 3,5 кбар (~10-12км) (рис. 1,В). Повышенным F при рудоотлокекии обусловлены повышенные содержания Hg в золотых рудах, теняантите,тетраэдрите и сфалерите [68,75,86].

Плутоногенные месторождения с возрастом от кайнозоя до раннего архея формировались в условиях относительно устойчивого Р на фоне плавного снижения Т (в пределах каждой рудной стадии),т. е. в относительно упорядоченных условиях. Характерна слабо контрастная (до исчезновения) вертикальная минеральная и геохимическая зональность. Типична значительная протяженность золотого ору-денения по вертикали: 3500м, с учетом эрозионного среза 5000л -Кслар(Индия), 3000м - Морро-Велыо(Брвзилия), 2000-2500м - десятки месторождений Гаш, Ка[!ада, Австралии.

Типичны небольшие ойъемы околорудных метасоматитов - берези-тов, листванитов ,* гумбеитов (продуктов углеккслотного и серово-

дородно-углекислотного вшцелачивания). Слабокислые Н^СО^ и н2э -н2со5 золотоносные гидротермы(существенно хлоридные.с ничтожными содержащими с низкиш и ) выщелачивали из рудовмещзю-ЩИХ ТОЛЩ ЗЮ2, Ре, Си, 2п, Р§, Ш.,2Со' И V», НО не Мп, ¡Зп, йе, Мо, Ве. При повышенных величинах рН и ан „/аН23С^ отношение Ае/Аа в растворах меньше I (0.й.Со1е еЪ а1.,Й86), что объясняет ведущую особенность состава руд плутоиогенных месторождений. Эти месторождения формировались в восстановительных условиях.

Руды отличаются ничтожным содержанием р, йе, &1, ае, Ве и м., низким.Мл и Мо; Те/!3е>1. Минеральный состав руд плутоиогенных золото-кварцевых месторождений обычно прост. Характерны: высокопробное золото (элекгрум редок); пирит,арсенопирит,пирротин; бедные Мп карбонаты; бедный Ag,Bi1Sb,Аз галенит; сгетлые слюды с ничтожными содержаниями р[17]и Бйинственная минеральная форма 41 - шеелит,бедный Мо и тн. Сульфосоли только и>-ЗЪ,Си-В1-РЬ,Аз-РЬ -8Ь,ЕЬ-В1. -Блеклые руды бедны Си2+,В1, практически лишены Те, Бе [57,60,68,86].. Из золотых месторовдений только плутоногенше содержат минералы системы Аи-Си¡75,96]. В них отсутствуют собственные минералы Мп, V, Не, самородные Те и Аз. На более глубоких горизонтах месторождений развито более мелкозернистое золото.'

Плутоногеннне месторождения Аи сопряжены с тоналиг~1ранодио-ритовнмя и монцонитовыми, реже с иными гранитоидными формациями. Для месторождений, сопряженных с тоналит-гранодиоритовой формацией, из самородных минералов установлена сурьма[18,9б], из интерме-таллидов - ауростибит[16]. Руда месторовдений, сопряженных с мон-цонитовой формацией, изобилуют минералами 31, из самородных установлен висмут, из интерметаллвдов - мальдонит [43].

1.4. Телетермальные золотооудные формации Золото-сурьмяная формация. Месторождения этой формации похожи на золото-антимонитовые плутоногенше. В последних широко развиты сереб^осодержавде минералы, самородное золото наиболее серебристое, самое низкопробное в ряду плутоиогенных месторождений [22,28, 60,70,9^. Телетермзлъные Аи-эъ местороздеюш чрезвычайно бедны А5 и минералами Ад; здесь с антимонитом сосуществует самородное золото с пробностыо 960-1000; в сурьмяных рудах развит пирит, содержащий до 18-20 то.% зъ[37].

Золото-ртутная формация. Относительно.редкие и своеобразные месторождения выделяются наличием самородной ртути, высокортутистых амальгам Аи и Аи-Ай, подчас ,в ассоциации с теллуридами Аи-Аа, рь, Не, магнолитом Нз2Те^0?, шохда присутствует самородный теллур.

Таким образом, месторовдения формировались при высокой ?02 и весьма низкой

Золото-уран-селенидная формация. Эти телетермальные месторождения развиты в краевых частях щитов(Богемский,Балтийский). В ассоциации с уранинитом и широким кругом селенвдов РЬ.Си.Ай.гв.Не.тх (в их числе полная серия твердых растворов халькопирит СиГе32 - эске-борнит СигеБе2) развиты самородное золото»фишессерит,селенистые блеклые руды (теннантит-Бе.хакит,изредка жиродит) с примесью таллия [61,68,75].

Пятиэлементшя формация с золотом. Во многих месторождениях формации (Конгсберг и др.) золото присутствует в ввде редких включений электрума или кюстелита в зернах серебра. Некоторые друпхе ( Бу-Аззер и др.) содержат существенные концентрации самородного золота в ассоциации с карбонатами и с арсенидами И-Ее-Со. Высокопробное золото нередко включено в бобовикн никелина-крутовита-геро-дорфита в хлорит-карбонатных жилах с лёллингитом, с гнездами и прожилками самородного мышьяка [80"].

1.5. Метаморфизованные золоторудные формации

Ыетаморфизованы в той или иной степени все месторождения, обычно это незначительные эпигенетические преобразования.

Классическим метаморфизованным месторождением является Коч-карское золото-сульфидно-кзарцевое с теллурвдами (Ю.Урал)(Н.А.Ершова,1979 и др.). Западная его часть метаморфизована в фации ро-говообманковых роговиков: плагиогранитоиды перекристаллизованн; пропилит и лпствешты (по микродиоритам и спессартитам даек и пород меланократовых включений в гракитоцдах) превращены в "та-башки" (роговики с реликтами дайковых структур); березитн перекристаллизованн, хлорит и мусковит в лих замещены биотитом, развиты порфиробласты плагиоклаза с обратной зональностью: в ядре альбит-олигоклаз, во внешней зоне битовнит; килыше кварц и карбонаты и рудные минералы перекристалгазоваш в храпобластовые агрегаты, развиты новообразования биотита,роговой обманки,диопси-да,пирротина; в рудах возникли двойные телл^риды и сульфотеллури-да РЬ-В1: кочкари^,раклвджит,алексит - продукты взаимодействий теллуровисмутита с алтаитом и тетрадимита с галенитом при высоких температурах, с последующей закалкой [82].

Повидамому оценки давлений 5-6 нбар при "формировании" жильного кварца глубоких горизонтов местороздешй Колар, как и почти чисто углекислый состав флюидов в этом кварце(В.Б.Науков и др., 1988), свидетельствуют в пользу того, что это месторождение ме-

■ таморфизовано. Отчетливые признаки метаморфизма проявлены и на ряде других месторождений (рис.1,Г).

ххх

Большая часть золоторудных концентраций СКЗП обладает характерными признаками ппутоногенных месторождений. Многие из них являются золото-теллуридныш, но-кочкарит, раклиджит, алеясит в них отсутствуют, как и другте признаки явлений лослерудного мета-морфизш.

2.СЕВЕР0-КАЗАХС1АНСШ КАЛЕДОНСКАЯ ЗОЛОТОРУДНАЯ ПРОВИНЦИЯ 2.1.Геологическое строение и история геологического развития СКЗП приурочена к западному мегаблоку каледонид севера Центрального Казахстана (Степнякский мерасишшшорий, Кокчетавокий антиклинорий типа срединного массива и прилегающие районы).С востока СКЗП ограничена Селетшским глубинным разломом вдоль западного ограничения Еременьтау-Ниязского антиклинория, с юга - поздними каледокидаш Центрального Казахстана, с запада герцинидами •Гургая. Данная область существенно отлична от восточного Примай-каинского мегаблока, где широко развиты тапербазиты алытинотипные и субщелочные, олистостромовые толщи, покровно-надвиговые структуры, незначительно - граттеоиды, золотое оруденение вулканогенное колчеданного типа. Для восточного мегаблока постулируется развитие на коре океанского типа. В западном мегаблоке широко развиты гранитоиды, незначительно гипербазиты и олистостромовые толщи, золотое оруденеше преимущественно плутоногешое; мигштизя-рованные метаморфические толщи протерозоя от Кокчетавского антиклинория и Эскулинскох-о купола до Ишкеольмесского антиклинория и Бременьтау-Нияза сформировались в процессе карельского,а главным образом готского тектогенеза, для них характерны структуры гнейсовых куполов [38,76]. Континентальная кора региона двухслойная: известные на поверхности гнейсово-метаморфические толщи амфиболи-товой фации [49] отвечают "гранитному" слою, который подстилается гранулитовым, судя по ксенолитам роговообманковых гранужтов и двупироксеновых гнейсов в Степняксном и других плутонах. Кратони-зация интенсивно шла в среднем рифее[74]и достигла кульминации к концу рифея - вецда, что фиксируется развитием сверхглубоких расколов, по которнм внедрились ультраосновнне-щелочные расплавы и карбонатиты красномайского комплекса. Контуры континентальной массы фиксированы цепочками россыпей рутила и циркона в кварцевых песчаниках Е^-У (авдреевская сыта Кокчетавского антиклинория, святогоровская свита ЕременьтауОбразование оверхглубо-

ких разломов могло быть спусковым механизмом явлений деструкции континентальной земной коры, т.е.началом образования каледонской геосинклинали. Раннегеосинклинальный этап. Базальная для каледо-нид черносланцевая баимбетская свита Степнякского мега синклинория близка шарыкской свите Кокчетавского и ниязской свите Еременьтау-Ниязского антиклинориев; включает доломиты и ангидриты; является связующим звеном между карбонатно-терригенным вендом Западного Казахстана и эвапоритовым вевдом Сибири [72]. Офиолитовая ассоциация (спилит-кремшсто-терригенная ижкеольмесская свита У-е^, спилит -толеитовая сазияская свита -е^таббро-пироксенит-долеритовый комплекс, а лышнотипный дунит-гарцбургитовый комплекс) в довольно полном виде развита в Ишкеольмесском антиклинории[30,7^. Толеиты сазинской свиты аналогичны низкотитанистым толеитам океанского' дна,которые появляются при полном разрыве сплошности континентальной коры(А.М.Альмухамедов,1986);величина раздвиха составляла не менее нескольких км. (фюлитовая ассоциация формировалась в окраинном бассейне океанского типа,т.к.более молодая вулканическая формация включает бонинитовую серию[79]. Послеофиолитовне колчеда-ноносные контрастные и постепенные вулканогенные и вулканогенно-кремнистые формации г-е^бощекульская серия в Селетинском синкли-норик;€2-01а1- кварцитогорская.урумбайская...свиты в Ишкеольмесе и на востоке Степнякского синклинория;тассуйская...сбиты западной части Степнякского синклинория; типично сочетание вулканитов известково-щелочной,толеитовой,шошонитовой,бонинитовой серий [78]. Мощность раннехеосинклинальных толщ 5-9 км. В наиболее прогнутых участках они метаморфизованы в условиях прениг-пумпел-лиитовой фации я содержат скопления аксикита [49]. В конце ранне-геосинклинального океанического этапа возникли покровно-надвиго-вые структуры, произошло тектоническое окучивание, на контакте Степнякской структуры и Кокчетавского микроконтинента в зонах меланжа с гипербазитами возникли цоизитигы (зона поддвига).

Ранняя частичная инверсия (вероятно в среднем арениге) сопровождалась воздаманием, складчатостью, внедрением плагиограни-тоидов селетинского комплекса. Развитие бедных К гранитоидов и убогое содержание рь и Ба в колчеданных рудах в Ишкеольмесском антиклинорш - свидетельство эволюции земной коры этого района на раннегеосинклинальяом этапе в сторону незрелого типа. Позднегеосинклиналькый этап. В позднем арегшге - ляанвирне сформировались фшшевые прогиои на востоке Степнякского и в Селетинском синкллнорилх,в отдельных участках Ишкеольмеса .В конце ллан-

вирна оформилась зола глубинного Целиноградского(Омско-Целиноградского) разлома, разделяющая Степнякскую гону с вулканогенным ордо-, виком и Иикеольмес-Селетпнскую зону с терригеншш ордовиком. О2 и сагская1 лидовская, юйлисорская и маятасская свиты Степнякского синклинория формировались в'условиях вулканической островной дуга, окаймляющей с СВ, -В и ЮВ Кокчетавстшй микроконтинент [8, 30]. 0? и ^2-3 еркебидаикская,маныбайская и тзукенская

се. :тн Селетинского синклинория и Ишкеольмесского антиклинория формировались в условиях флишевого прогиба.сопряженного с островной дугой[5б]. Мощность отложений верхов аренига-ашгилла Степнякского синклинория более 10 км, Селетинского сишшшория более 4 км, Ишкеольмесского антиклинория 0-1,5 км. Среди толщ нижнего палеозоя и допалеозоя СКЗП доля карбонатных пород,гл.обр.известняков<2%.

Вулканиты ллавдейло и карадока Степнякского синклинория имеют ярко выраженные петро геохимические признаки островодужшх. Их сопровождают интрузивы габбронорит-клишппроксенит-долеригового куртукульского и габбро-диорит-долеритового жамбайсорского комплексов. Крупше плутош куртукульского комплекса включают тела ол'виноеых клкнопироксенитов с ильменит-титаномагнетитовшл оруде-нением фузивного типа [25,35]. Последняя вспышка вулканизма остро-эодужкого типа - образование субазрального кожестауского комплекса ашгилла со вторичными кварцитами. Вулканиты позднегеосинкли-нзльного - островодужного этапа в целом более основные,менее щелочные,менее К, чем раннегеосишишнальные, что свидетельствует о эволюции земной коры к незрелой.

• В наиболее прогнутых структурах Степнякского синклинория по-зднегеосйшшшальные образования метаморфизованы в условиях пре-нит-пумпеллнитовой фации, в другое участках - цеолитоЕой фации.

В конце островодужного этапа главная инверсия (вероятно в среднем-позднем ашгилле) сопрововдаласъ воздыманием, интенсивной складчатостью, развитием надвигов. В аятиклинорних зонах возникли структуры с линейной и брахиморфной складчатостью, с относительно пологим залеганием зеркала складчатости. В синклинорных зонах возникли системы крутопадающих линейных складок и сопутствующих им осепараллельных разрывов обычно взбросового типа; вертикальные смещения по осепараллельным ("кливажным") разломам составляют до 1,5 км; в ряде участков по системам сближенных крутопадающих "клива ясных" разломов произошло расчешуивакие складчатых структур (в Селетинском синклинории в районе Бестюбе и др.).

Главная инверсия сопровождалась и завершилась внедрением

грандиозных масс граниговдов крыккудукского и зеревдинского комплексов. Рисунок пегрохшической зональности крыккудукского комп-, лекса 03 существенно иной, чем у гранитовдов формационно сходного селетинского комплекса' 0|,-в течение островодужного этапа земная кора региона претерпела значительные преобразования. Гранитоиды инверсионного комплекса буквально "затопили и зацементировали" Степнякский мегасинклинорий и Кокчетавский антиклинорий,чем обусловлена редуцированность орогенных образований. Орогенный этап. Эпигеосинклинальная моласса Б-^ широко развита южнее СКЗП, на территории СКЗП локально, как и континентальные тра-хириолитовая формация Б, вулканогенная моласса С-^, моласса фа мена. С зонами разломов СЗ и СВ направлений сопряжены системы грабенов и горстов, трещинные интрузивы монцонитоидов тассуйского комплекса э, кольцевых интрузивов стандартных гранитов боровского комп- . лекса 22_Г11 и редкометальных Ы-Р лейкогранитов караОуланекого комплекса Б2[1б,7б). Определяющее значение имели СЗ разрывы (Кок-четав-Атансор-Еременьтаусккй и др.), четко проявленные на космических снимках.

Эпикаледонский этап. Позднекаледонскаяи раннегерцинская.активизации не проявлены. Позднегерцинская активизация проявлена в самых восточных районах (влияние герцинид Иртыш-Зайсанской области) и на западе Кокчетавского массива (влияние герцинид Тургая-Урала). Эта пермская,пер.мско-триасовая активизация проявлена оживлением сети разломов СВ направления,внедрением кольцевых плутонов монцонитоидов вшанёвского комплекса Р^, даек щелочных лампрофиров и эссексит-долеритов машбайского комплекса ^-Т-]- ¡67].

В центральной части СКЗП пермско-триасовая активизация проявлена в ничтожной степени,что фиксируется незначительным развитием шпиатпческнх и гидротермальных образований соответствующе- ■ го возраста,а такие великолепной сохранностью к/Аг изотопных датировок рашекаледонских плутонитов и гидротермалитов.

2.2. Рудше формации и их размещение

В зонах зеленосланцевого диафтореза метагорфитов протерозоя отмечены незначительные концентрации дц в метаморфогенных кварцевых килах; вероятный возраст диафтореза и^. 2»

Раннегеосикклинальные золото-колчеданные месторождения., со- ' деркапше элект-рум,сульфосоли Ар, В1шнерзлизацию,колусит,моусо-нит, связаны с субаулканическши и жерловыми телами взрыва кремнекислого сссгава бощекульской серии в Селетинском синклинорий, урумбайской свиты в Ишкеольмесе, свиты тассу на севере Степняк- _

ского синклииория; масштаб их невелик,суммарные за пасы. Аиле превышают первые десятки т. Позднегеосинклинальные золото-барит-иолиме-' таллические концентрации небольшого масштаба (тела вторичных кварцитов с гнездами и прожилками барита и кварца + пирит,рутил..,касситерит, станноидит,^-электрум,тетраэдрит-Ай; руды обогащены Эп; величина Ад/Аи 10-20, Те/3е~0,5)связаны с кожестауским субвулканическим аццезит-плагаориодацитовым комплексом Степнякского син-клинория. Вторичные кварциты, в том числе оруденелые, пересечены и ороговикованы гранитоидами крыккудукского комплекса.

С интрузивами и дайками крыккудукского комплекса сопряжена масса рудных концентраций СКЗП - Аи, Си, Ре, V/, Со, Те, отчасти Мо, бъ, Бе, они охарактеризованы ниже. С раннеорогеняыми многофазными шгрузивами монцонитоидов тассуйского комплекса связаны железорудные скарны (Глеген); юлибден-меднопорфнровые проявления, обогащенные турмалином и золотосодержащие; березиты и листвениты и жилы и штокверки плутоногенной золото-кварцевой формации; с интрузивами гипабиссальной фации.связаны концентрации Аи висмут-су-льфосольного типа, типичен парагеяез айкинит+самородный висмут, установленный Н.П.КрикуноЕой в Акбеите, а также относительно низкопробное Аи.сульфосоли РЬ-Вз. .самородный Те (Спиридонов и др., 1983,1987); с интрузивами абиссальной фации сопряжены концентрации Аи ьисмут-теллуридного типа с высокопробным Аи (Таукен).

С позднеорогенннш региональными зонами разломов СБ и СЗ простираний связаны ореолы щелочных углекисло-натровых(содовых) гидротермальных метасоматитов - эйсктов и сопутствующее и-Ыо, и-Р, 2г-1Т-Мо оруденение (Л.В.Хорошилов и др.,2978 и др.). С позд-неорогенными разломами субширотными и СЗ связаны барит-полиметаллические проявления с низкопробныиАи и мышьяковистыми сульфосоля-ми; величина л%/Аи в рудах 50-100; эта минерализация часто наложена на более древние месторождения Аи (Жана-Тюбе и др.) и и-мо.

С процессами пермско-триасовой активизации связаны золото-ан-тимонитовые проявления,сопряженные с мелкими ппутонами вишнёвско-10 комплекса; проявления пятиэлементной формации, с золотом[80], сопряженные с дайками маныбаЯского комплекса: телегерг,ильные су-рьмяше(золотосодерхапдае) (Тургайское'месторождение в зоне глубинного Селетинского разлома у восточной Гранину СКЗП) и таллиенос-ные Нц-БЬ и %-Аа-БЪ с баритом (в том же районе,частью в центре СКЗП). Руды Турка я размещены в метасоматитах дааспероидного типа, содержат антимонит,бергьериг.,сульфосоли РЬ-Ав-бъ, обогащены Мо. Таллиеносчая минерализация'представлена штокверками жил и прожил-

ков кварца,карбонатов,барита, рудные - реальгар,антимонит,киноварь, сфалерит, твингат и другие сульфосоли Fb-As—Въ,тенн2нтит—Hg, парареальгар .ауркпитаент,дюранусит,нлртцит,sb-талхаит,Аз-1рузде-вит.элллсит, изредка самородное золото[и,33,66,75].

3. ИНВЕРСИОННАЯ ГОЗДНЕОРДОВЖСКАЯ СТЕГЖКИТ - ТОНАЛИГ -- ГРАНОДИОРИТОВАЯ Ф0Р1АЩИЯ СЕВЕРНОГО КАЗАХСТАНА

Инверсионные (или как их часто рассматривают - соскладчачые, коллизионные) плутонические формации представляют наиболее распространенные типы гранитоидов складчатых областей,- батолиты пёстрого состава, комплексы или серии габбро-диорит-гранодиориювые.то-наллт-хранодиоритовые, адамеллит-плагдогранитные и т.п.(Ю.А.Кузнецов, Э.П.Изох,Т.Н.Иванова,Т.Б.Ферштатер,В.С.Попое,H.A.Ершова и др.). Эти гракитоиды рассматривались как базальтоидные, или как андезитоидные(Г,Б.Фер;итатер и др.),или как гибридные образования (продукты контаминации-гибридизации гранитных расплавов ксеноген-ннм материалом - П.Н.Кропоткин,В.С.Коптев-Дворников,Х.М.Абдуллаев и др.; продукты смешения базитовых расплавов и по рождении: ими же палшгенках грашговдных расплавов - В.А.Жариков и др.), или как производные пергичных тоналит-гранодиоритовых расплавов(Э.М.Спиридонов и др.). Крыккудукский (и зерендинский) комплекс является .. классическим представителем инверсионных формаций.

Значительная часть плутонов залегает в сводовой части и на склонах антиклинориев и антиклинальных зон в синклинориях, ццс размещена и масса интрузивных тел габбровдов (преобладают) и грани-тоидое иного типа;большая часть этих образований(роговообманковые габбро, габбро-нориты до оливкновых габбро; кварцевые сиенито-ди-ориты и др.) ранее включались в состав крыккудукского и подобных комплексов(крыккудукский троктолит - габбро-норит - трондьемито-вый комплекс по Ю.А.Еилибину,1940-1961;гибридные габбровые фации ■ крыккудукского комплекса по В.С.Коптеву-Дворникову,1952-195Б и . др.). Детальное изучение региона позволило "очистить" крыккудукский комплекс от чуждых образований и отразись реальнук сложность и пестроту его состава[2-5,7,8,15,19,25,35,48,67,73,76,77,84].

3.1 Общая характеристика формации

Крыккудукский комплекс является сзмки молодым ордовикским образованием СКЗП. K/Ar возраст плутонитов и пород даек по биотиту и роговой обманке обычно 440-455 млн.лет. Изохронный йЪ/Зг воз раст гранитоидов Зерендинскэго плутона около 440 млн.лет(В.С.Го-лубев и др.). В молассах ^ присутствуют обломки гранитоидов крыккудукского комплекса, в том числе оруденелые.

3.4. О роли процессов контаминации и гибридизма верхне-

корового уровня. Об ассимиляционной специализации на золото '

Ранее считалось, что для соскладчатых гранигоидпых комплексов характерны постепенные переходы от габброидов до лейкогранитов.что вариации состава магматитов обусловлены явлениями гибридизации и контаминации гранитоидных расплавов веществом пород рам!(11.Н.Кропоткин, В. С.Ко птев-Дворников и др.); в результате этих процессов хранитоиды могли быть "заражены" элементами, которыми богаты породы рамы - ассимиляционная специализация(Х.М.Абдуллаев и др.).Другой подход к тем же югугокитам состоял в том, что они являются продуктами магматического замещения пород раш и наследуют та геохимическую специализацию. Так, повышенная золотоносность батолитов нестрого состава Алтае-Саянской области по Ю.Г.Щербакову обусловлена повышенной золотоносностью "исходпых"для них вулканитов базитового состава. Работы последних десятилетий показали ничтожное значение явлений магматического замещения для плутонов верхней часта земной коры(В.А.®ариков,1987 и др.).

Классическая характеристика явлений контаминации-гибридизации -ранйтоидных расплавов дана В.С.Коптевым-ДворшиоЕымЦЭбЗ), в основном на примере кршскудукского комплекса. Результаты наших геологических и петрографических исследований заставляют эти представления существенно уточнить. Большая часть тоги, что описано как гибридные породы крыккудукского комплекса - это габброида самостоятельных докрыккудукских комплексов. Постепенные переходы между габброэдами и гранитоидами отсутствуют, соотношения интрузивные, нередко с зонами закалки в эндоконтактах. Постепенные переходы медду храяитоидаш и апобазитовыми роговиками отсутстауют, ширина зон перехода до 0,5 см. "Пироксеновые диориты", нередко развитые на контактах гранитовдов и карбонатных пород и которые 'рассматривались как типичные гибридные породы, являются эндоскар-нами. Сиенито-дпоритн, развитые местами вдоль контактов гранитои-дов крыккудукского комплекса с известняками, принадлежат более молодому Б комплексу. Сам крыккудукский комплекс многофазный,в пределах конкретных интрузивных фаз колебания состава относительно невелики (табл.1).

Для рассматриваемой проблемы представляет интерес химический состав мелкозернистых пород обособленных ничтожных по размерам интрузивных тел, расположенных в непосредственной близости от крупных плутонов; в пределах этих мельчайших интрузивов состав пород устойчив, признаки гибридизации - контаминэгош отсутствуют, их со-

став очевидно близок составу исходных расплавов. Состав тоналитов мелких обособленных тел й средний состав сильно дифференцированного крупного(450км2) интрузива. I фазы Крыккудукского массива практически одинаковы (табл.2), как и состав пород I фазы Степнякско-го ИСТ.Аналогичная картина и для более калийных гранитовдов I фазы: состав ничтожных(п10-л100 нР) интрузивных тел кварцевых сиеки-то-диорптов, залегающих среди известняков(последняя колоша табл. 2), идентичен среднему составу дифференцированного основного ин- •

Гайдаи 2

Химический состав город I фазы некоторых интрузивов крьшкудуксдого комплекса

Плутоны КрнккудукскиЯ Степ-. Селе- Атансорский

основной интрузив обособ. НЯ11- тин- основной интрузив обоооб.

мелкие скай окий мелкие

Площадь, км3 450 0,03 0,2 20 12 < 0,01

Компонента размах 1 х X X X 1 _ размах х \ X

1.(69) (12) (30) 1(30) \ (2)

В102 , иао.% 1 54,02 - 6Э,46'60,82 60,55 61,23 58,61 '1 55,98 - 67,76 61,25 61,17

тюг 0,11 - 0,851 0,56 0,60 0,50 0,67 0,28 - Х,021 0,62 0,59

0,05 - 0,41| 0,20 0,20 0,21 0,25 0,02 - 0,501 0 ,22 0,24

А1203 15,15 - 19,66126,42 56,68 16,59 16,47 14,35 - 19,65)16,13 16,98

Ге203 + ГеО 2,43 - 8,95 ' 6,05 5,33 5,69 6,97 4,17 - 8,95 , 6 ,59 6,17

М1О 0,05 - ОД7 1 0,10 0,12 0,10 0,13 0,04 - 0,22 , 0,10 0,12

1'еО 0,88 - 4,68 | 3 ,73 3,80 2,77 3,59 0,47 - 3,75 ,29 2,21

СаО 4,08 - 7,92 1 5,65 5,42 5,35 5,39 3,05 - 8,08 | 5,66 5,72

иа20 2,46 - 4,09 | 3 ,86 3,91 3,73 3,55 3,02 - 4,40 | 3,69 3,72

Ч> 0,36 - 2,22 1 ,37 5,81 1,91 2,32 1,44 - 3,50 2,39 2,47

Сг , г/т 21 - 69 31 33 33 45 ............ '1 39 - $7 1 51 49

Бг 240 - 810 ' 600 620 640 570 260 - 970 , 600 580

и 0,4 - 1,85| 0,65 0,67 0,75 1,95 1,2 — 2,7 1 ,75 1,65

Аи , мг/т 0,7 - 4,8 | 2,7 2.5 2,9 2.5 —......—1----- " 0,8 — 3,91 2,4 2.8

К / ВЬ 365 - 440 410 425 390 320 310 - 380 ' 335 330

ть/и 1,2 - 3.5 | 2,4 2,4 2,7 4,0 2.2 - 5,3 ' Э ,8 3,9 '

■ яъ/Та 9 - 22 | и 55 15 24 1 2Т

ЬаЛъ 2,2 - 19,4 7,5 8,1 9,4 16,2 1 1 16,7

Примечание. В скобках - число анализов.

трузива I фазы Атансорского массива, залетающего среди базальтои-дов; к юш близок состав пород I фазы Селетинского массива, залегающего среди'вулканогешо-кремниотых толщ И^.. Уровень содержаний Са аналогичен а гранитоидах, залегающих среди полимиктовцх и кварцевых песчанчков (Стегшяк) и среди известняков (малые тела у Атансора). В гранитоидах Кршскудукского и особенно Атансорского массивов масса ксенолитов базитового состава, в т.ч. глубоко трансформированных. Однако, легрохишческие данные однозначно свидетельствуют против сколько-нибудь существенной контаминации грани-тоидов I фазы.

Для граштоидов П фазы: состав мелкозернистых резкопорфиро-видных плагиогранитов небольшого (300 м2) обособленного интрузива и средний состав располоненного рядом дифференцированного Черняховского массива плагаогранитов (30 клг) практически одинаков»

Для ранней фазы: в ИСТ Бестюбе и Степняк до 5С$ объема занимают породы ана гибридные (по Т.М.Дембо)- в Бсстюбо кварцдиоритоло-добные (магматизированнне и мишатизированние роговики по полими-ктовим песчаникам^, в Степняке меланогабброподобще (магматизиро-ваннйе и мнгматезированные роговики по туфам базальтов и мелано-базальтов), тогда как состав ортомапматитов - степнякитов Еестю-бе и Степняка весьма близок [2,15].

Итак, эффекты гибрвдиза щи-контаминации верхнекорового уровня для стетякит-тоналит-гранодиоритовой формации незначительны, как и металлогеническое значение этих эффектов. Состав пород мелких обособленных интрузивов граяитоидов можно использовать для оценки состава исходных расплавов, аналогично породам зоны закалки дифференцированных плутонов габброидов.

3.5. Петрографические признаки интрузивов - сателлитов и обособленных (самостоятельных) тел

Малые интрузивы - сателлиты крупных нередко заметно дифференцированы; структуры их пород мало отличаются от таковых крупных интрузивов; в них также мало сохранятся минералы - продукты- ранней кристаллизации: в грагатовдах пирсксены почти полностью замещены роговой обманкой, титаномагнетит - агрегатами магнетита и титанита. Степень отжига полевых шпатов, титаномагнеигта, роговой обманки в породах интрузивов-сателлитов мало отличается от пород крупных интрузивов.

Породы шлых обособленных интрузивов обычно мелкозернистые до тонко-мелкозернистых, нередко порфировидные и резкопорфиро-видще, в них в значительной степени сохранились минералы ранней

0 Тг02,маоД

I-

3-

0 ТгОг.мао.?

Д А ДДдА

.1-

■дл » .г

.¥& ч:

у х+2

+ >+0 X , 1 Ъс,

,«8>* ®

.. л

©

Б

ЮА

л

вес V

Б5 В \

3-

А1,$.е.

>1

+4

л

X Х°х

в

ЮА

5'с Кб

2^482724 2ДЮ 1^76 1^521,28 1,04 15 1-:-1-Г-1-1-1-1Р, кбар'.

At203.Mao.ii

13

II

Ге/Ге+Ыа,^ 601 -

50403025

И0000ИШЫШШВИИ

+

++ .+

2

3 4

5 6 7

8

10 ' II 12 13

ев 1 к в в,

■! +■

ФГ®

Д У.

/о:

ДА. . 4

* + ** XX

X * х X XX о"* X

х +3+*

6»» I

60

То 80

Са/Са+Ка+К,?

—1— 90

Рис.3. Состав п условия образования роговых обманок ранней генерации в породах крупных плутонов и их сателлитов(1,2), обособлениях самостоятельных мелких интрузивов(3-11), даек глубинного про-исхоздения(12-13) крыккудукского комплекса.

I - хранитоиды П фазы(Крыккудукский, Аккудукскяй, Яйлокоео-Итте;1менский, Булаядино-Аккульскщ, Селетинский массигк). 2-6 -юналиты и- кварцевые диориты х фази (массивы: 2 - Крыккудукский, Аккудукский, Буландино-Аккульскяй, КуртуКульский, Атансорский: 3 - мелкие около Крыккудукского; 4 - Степнякский; 5 - Западный; 6 - Дяеламбетский). 7-11 - степнякиты ранней'фаэы (.«массивы: 7 -Бестюбияский; 8 - Степнякский, 9 - Лвдоеский, 10 - Дяеламбетский, II - ЕяяоаксуЗский). 12-13 - диорит-порфириты, микродиориты, квар-цеЕые дяорит-порфириты (12 - вкрапленники, 13 - основная масса).

со о

+

в

б

+

стадии кристаллизации: авгит, ромбопироксен, титанома5гнетит(с небольшой-промежуточной степенью распада), обогащенный хлором апа-етичдо 2% oí), Tí -амфибол.

Особый интерес представляют данные по амфиболам (рис.3; оценки давлений по M.C.Johnson,и,J.Hutherford,1989). Состав и условия образования ранних генераций роговой обманки существенно различны в малых обособленных интрузивах и в крупных плутонах и их сателлитах; кристаллизация амфиболов в малых обособленных телах начиналась на значительно больших глубинах(до~20 км), чем в крупных интрузивазфбычно<12 км). Данные по амфиболам даек глубинного происхождения четко коррелируются с данными по аьфиболам шгутонитов. Данные по амфиболам степнякитов - ещё одно свидетельство, что ИСТ обособленные плутоны, а не сателлиты крупных.

Оценки глубин (Р по составу амфибола) и Т кристаллизации (по составу сингенетичиых амфиболу титаномагнетита а ильменита), позволяют подсчитать геотермический градиент для вмещающей среды -ради плутонов: сгепнякиты ранней фазы, Бестюбе и Джеламбег !s45°/i<m; тоналиты I фазы. Степняк «45°/км.

- 3.6. Фации глубинности интрузивов

По геологическим данным становление плутонов, в т.ч. ИСТ,происходило на глубине от 1-1,5 до 10 км и более. Эти данные подтверждают а) смена фаций контактово-метаморфизованных пород: пирок-сек-роговиковая для малоглубинных, роговообманково-роговиковая для более глубинных; вокруг наиболее глубинных плутонов наряду с роговиками развиты амфиболито- и гнейсо-роговики, шгматизирован-кыё роговики; б - г) оценки давлений по б), составу поздней генерации амфибола в равновесии с биотитом, кварцем..., а) составу графических кварц-полевошпатовых срастаний, г) сфалерит-пирротин -пиритовому геобарометру Скотта в роговиках. У малоглубинных интрузивов среди жильных пород отсутствуют пегматиты. Это позволило выделить фации глубинности интрузивов - гапабиссальную(1~3 км), мезоабиссальную(3-7 км), абиссальную(7-10 км и более)[15,19,77, 84]. Наиболее отчетливо глубина становления проявилась в особенностях степнякитов (рис.4, табл.З). Гипзбиссальная фация. Оценки давления при образовании роговиков: .ИСТ Кварцитовые Горки~0,5кбар, ИСТ Будёяпонскийкбар; для степнякитов: Бестюбе 0,9кбар, Кара-агач 1,2кбар. Внутрикамерная магматическая дифференциация степнякитов проявлена слабо, для них характерны зональные по составу пироксены, преобладание пироксенов над роговой обманкой,, широкое развитие ильменита наряду с титакомагяетитом, ильменит часто пре-

У-

. s-

VU

обладает; в делом низкая" и широко варьирующая сте-йммпш ¡пень *>асг1ада «"аномагне-тита; в сгепнякитах Бестюбе фации эндоконтакта степьяь распада 0,33, центральной фации 0,59-0,71, е пегматоидкых гнездах 'среди степнякитов 0,81. Мезоабиссалькая Фация. Оценки даЕлешш для степнякитов Степняка 1,3кбар, для тоналитов Степняка 1,5-1,Гкбар; для адамел-литов Селетинского плуто-:на 1,9 кбар. Внутрякамер-ная магматическая дифференциация степнякитов проявлена умеренно,степ-!някитн сопровождаются !небольшим количеством |йацнальных и фазовых ква-'рцевых лабуадоритов, количества пироксенов и роговой обманки в них примерно равны, титаномаг-нетит преобладает над ильменитом. Абиссальная фация. Оценки давления

Рис.4.Вариации состава степнякитов на диаграммах А. Н.Заварицкого ("с"-цветное число,"ь"-анортитовое число) и Al-Fe-Mg по 16]. Интрузивы: 1-Западнооестюбинскии, П-Стетякский, Ш-Зэпадшш ,1У-Центрально~ дгеламбетский

для степнякитов Центральнодкеламбетского ИСТ 2,3 кбар, Ювдоджела-мбетского ИСТ 3,5 кбар, Южноаксуйского 3,4 кбар; для гранодиори-тов интрузива около месторождения Еана-Ъобе 2,2 кбар. Внугрнка-мерная магматическая дифференциация степнякитов проявлена отчетливо: широко развиты полосчатые комплексы степнякиты - кварцевые лабрадорита - кварцевые мелано габбро, иногда обильны и фазовые кварцеЕые анортозиты. Длл степнякитов характерно резкое преоблг-дание роговой обманки над пирсксенами, тстаномагнетита над ильменитом, несколько пониженная железистооть темноцвегянх и повышен- . míe содержания в них максимальная и слабо'изменчивая сте-

пень распада тктаномагнетита.

Хорошим показателем степени распада титаномагнетита является отношение содержаний и.02 в ильмените ламеллей и в магнетите матри-ш: оно увеличивается от 5 в степнякитах гигабиссальннх ИСТ до

.„Т%блкга 3 "

Состав и свойства минералов степкякитов из интрузивов разных $адай глубинности

Фации ЗЛишбиссальная Мезоабиссальная Абиссальная

Кятруэиш Бестюба, Байкальский, Иэобилыме, Караагач, Буд8я-яовский Степняк, Лидово-кий, ДолопаЯский, Степавовский Джвламбетские, Шноаксуйский

состав Плагиоклаз «0 А0 0,4 0,45 Оа50 цНа^д^^д 0,8 0,7 Са5в,г1'а4Х,4к0,ч-0,9 0,9

К-я* ' А„ полегой впаг ' »в 0,35 0,25 0,45 0,35 0,8 0,55

• Тита нома ' СР яетит 0,59 (0,33-0,81) 33,3 0,92 (0,88-0,96) 33,2 0,98 (0,97-0,99) 29,1

Ромбический рантай пироксен поздний 0а3.1*вб7,3Лг9,б За3,9^50,9^5.2 ' (ДО Са„.1аМб1^0Гв51> СаЗЛМ8бб,6ГвЗО,0 0аэ,7Меев,оГв2а,з

ранний | Авгит ПОЗДНИЙ 1 (ДО Са4811832гвг0) ^з.^за.^гу.б Саад,аМв«,5^16,3

'<" Роговая 1 , обманка Г»3УГе,/С 47,5 31 44,2 32 35,8 37

* ). йштит У«3 | У ,шс.5{ 54,6 9 • 0,33 52,9 22 0,12 46,0 31 0,07

1 Апатит . 01,иао.% 0,13 0,31 0,76

1 Ильменит *ег 5,6 10,1 16,0

Примечания. «0 - степень упорядоченности оптическая. - степень упоря-

доченкооти рентгеновская. СР - степень распада (отжига) : СР = . ■ Т (в матрица магнетита) /?егТ\04 (а титакомагкетите, вал.).

¡220 в абиссальных ИСТ[77] .Степень распада титаномагкетита в интрузивных породах к окружающих их роговиках близки; Различная степень окислительного отжита тихакомагнетита, повышенное содержание в амЬиболах и ильменитах в породах более глубинных ИСТ, преобладание в них роговой обманки над пироксенами и титаномагнетита над ильменитом, обилие анортозитов очевидно обусловлено ростом Ри Q от малоглубинных к глубинным интрузивам.

3.7. Фации контактово - мегаморфизованных пород Роговообюнковая йация. Роговики по туфам базальтов:пирротин й21-магнетит-лабррдор-салит-роговая обманка (Ирмовский); по песчаникам с монтморилонитовым цементом: V -ильменит-куммингтонит-оли-гоклаз+кварц (Караколь); по шритоноснам глинисто-кремнистым известнякам: пирротин ^бд-гроссуляр-волластониг (Ичкеульмес); по терригенно-ангидрит-доломитовым городам: магнезиалъко-силикатные роговики с диопсвдом,форстеритом,доломитом,Mg-кальцитом, сульфат-скаполитом,магнетитом,флогопитом,пирротином FegSip (Ю.Аксу)... Во многих случаях ассоциации роговообманковой фации развиты по роговикам пироксеновой фации; таковы апомеланограувэкковые роговики Восточнодаеламбетского интрузива: Ып-Cr-Ai титаномагнетит-эденит-битовнят-бронзит.

Пироксеновая йащм. Роговики по аргиллитам: ильменит-кордиэрит-гиперстен-биотиг-лабрадор-кварц (Кв.Горки); по вторичным кварцитам: силлимакит-кварц (Аккудук); по глинисто-карбонатным породам богатым лейкоксеном: диопсид-гроссуляр-й. гроссуляр-ип салит- и. андрадит-шорломит (Бестюбе). Роговики по терригеккым отложениям маныбайской свиты, богатым ш сидеритом и пиритом,содержат зональные хранат (пироп-альмандин спессартия-шроп-альмандан пироп -спесоартин-альмавдин), Кп ферропгаерстен,Ыа,ильменит,биотит,Лабрадор, пирротин ?egSI0 (Буденковское).

Роговики по пиритоносным породам совместно с пирротином нередко содержат кубанит или халькопирит. Известково-силикатные роговики содержат только грандитовне гранаты: гроссуляр 21%, аплом

андрадит 23%(п 220). Роговики с кларковыми количествами Au (3-5 мг/т) иногда содержат единичные дендритовые зерна самородного золота невысокой пробы размером до 0,1 мм(Спиридонов,1966); представляется, что в данном случае произошла собирательная пере-криоталлизация золота, рассеянного в исходных породах. : 3.8, Признаки величины ерозиояяого среза интрузивов Признаками малой величины среза золотоносных интрузивов являются I) наличие в них мощной "пробки" трансформированных рогови-

ков; это породы рамы гшутона, вынесенные расплавом при внедрении в узлах пересечения разломов,- ИСТ Бестюбе,Степняк; 2) очень боль-" шая ширина контактового ореола в сравнении с самим интрузивом;так ' у Центральнобестюбннского ИСТ с попер'ечником- 50-150 м ширина ореола пироксеновых роговиков менее 5 м, а слабо ороговикованных ("биотитизировашшх") пород до 600-800 м.

3.9, 0 происхождении адамеллитов

В составе формации значительное количество адамеллитов,особенно в Кокчетавском актиклинории. Для адамеллитов Зерендинского и др. плутонов характерны крупные выделения млвропертита("лошадиные зубы"); если исключить из йород эти крупные выделения калишпата, то остаток отвечает плагио1ранитам. Ряд исследователей(С.А.Скоро-спелкин и др.) рассматривали крупные выделения калишпата как пор-фиробласты, полагая, что адамеллиты являются метасоматитами.кали-шпатизированными плагио1ранитами. К адамеллигам Зерендинского и Васильковского плутонов Кокчетавского актиклинория близки адамеллиты Булаядшо-Аккульского, Селетинского и др.. плутонов Степняк-ского мегасинклинория. Нами детально изучены селетинские адамеллиты:4 размер зерен и степень упорядоченности калишпата тесно кор-релируются с зернистостью адамеллитов; распределены пойкилокрис-таллы келишпата относительно равномерно; крупные выделения калишпата пересечены кон актами жил аплитов и жильшх гранитов, что исключает наложенный, метасоматическяй характер пойкилокристаллов калишпата.

3.10. Петрохимическая структура формации

Ортомаплатиты формации представляют типичную известково-яело-

чную серию невысокой железистости. Общими их особенностями являются повышенные содержания А.1, бедность щелочными элементами, особенно к и йъ, чем обусловлена повышенная величина анортитовой составляющей "с"; довольно устойчивая железистость интрузивных пород всех фаз. Все типы пород пересыщены.кремнеземом. Разница между составами пород ранней и I фаз, I и И фаз приблизительно одинакова; общая тенденция эволюции гракигоиднзя, характер камерной дифференциации для каждой из интрузивных фаз обладает рядом специфически черт. Низкие содеркания Cr, Mi, Mg, lin, Ti, низкая величина Hi/Co (табл.4) подтверждают генетическую связь степнякитов о гранитоидным (тоналиг-гранодиоритовым) магматизмом.

. Ортомагматиты формации занимают промежуточное положение мезду т.наз. гранитоидами базальтоидного и корового происхождения, по .многим параметрам отличаются от тех и другах; по большинству пет-

рогсохимических параметров (табл.4,рис.5) они близки к типичным тоналкт-гранодиоритовым ("адамеллит-п.иагиохранитнш") сериям с "мантийнтш'соотношенияш Зг86/3г8^0,703(верхкеисетская, шартав-ская-березовская,Ср.Урал; пластовская-кочкарская,Ю.Урал и т.п.);

Таблица 4

Состав пород инверсионной степяякит-тонэлит-гранодиоритовой формации СКЗП

|ЯЯТр}3. ршм X ' 3 _____>

)тяш пород к I • 9 Г 1 К I 3 И К Д

а 19 27 34 7 132 104 ■ 62 31 67 43 79

ШО.Х (4,37 54,56 и,С« 51,14 И, 87 42,23 60,34 56,89 71,6« 70,73 69,13

И0а о,зо 0,08 0,44 0,59 0,65 0.» 0,83 0,36. 0,20 0,28 0,31 I

0,30 0,33 0,1» 0,17 0,20 0,13 0,24 0.12 0,11 0,09 0,12 '

17,3« - 16,84 20,13 13,33 16,68 . 16,07 13,33 13.79 14,41 14,20 14,03 |

. »»Л* 1.0 7,74 в,25 3,44 3,31 3,20 «,0« 3,33 3.44 2,97 3,22 4,31 |

ЫаО 0,1« <1,14 0,14 0,1« 0,11 0,10 0,12 О.07 0,03 о.об 0,08 |

■ «*> «,30 3,7! • 4,64 в,44 3,43 2,36 2,70 1,10 0,97 1,15 1.42 <

1 со 7,2« з,об 9,28 9,38 8,47 >,10 . 9,59 4,81 3,23 2,99 2,31 I

-г" 3.22 г.бв 2,'2 3,11 3,73 3,82 3,(5 4,03 • 4,44 4,05 3,98 ,

' ф 1.33 1,78. 0,77 0,77 1,63 1,34 2,39 2,53 1,20 г,7в 2,88 1

3,24 1.4Э 2,11 1,1» 1,12 1,10 1,20 1,34 С,72 0,83 0.78 |

1 ож , г/г «в 67 а 02 33 24 47 50 1 и 32

1 V МО Я 1Ю 1эо 111 110 . 30 п и 83 и

1 ЯА 40 41 44 44 31 33 30 13 21 13 17 ;

с» 29 23 27' ' • 27 2« 18 и 14,3 8,1 4.« 3,1

оя 70 а в) К 47 а а 94 23 И 17

' Еа 70 зв 43 34 50 59 61 43 ' 3» • 40 33

п 7,0 8,9 3,0 5,3 3,3 8,0 9,0 3,3 ».0 10,1 14

ег «3 ИВ баз 660 «ов 625 589 ' 530 400 815 460

Вя лги э» 410 655 <90 6М 790 730 800 ИМ 1100

«о 1,3 1,1 1.1 1.» 1.3 I,» 1,9 2.2 3.1 1.7

, ш 0.« С,9 ' 0,6 0,3 1.3 1.1 1,1 1,4 1.3 1.9 3,0

л г,г 2.6 2,1 2,6 3,0 1,7 2Д 1.3 1.3 1,1 1

зь 7,3 4.9 2.3' 3,3 4,0 3,3 '.» 7,3 3,3 -8,8 в,7 1

и 0,24 о,гэ 0,2 0,2 0,42 0,41 0.40 0,61 0,41 0,37 0,83

и 130 из 57 43 115 124 ПО 165 125 112 103 '

и 3,4 3.1 2,0 3,6 3.3 3,6 4,8 4,3 4,3 4,8

о 3,1 в,а 2,4 3,в 3.7 5,8 7,7 10,7 6,3 9,3 14,8

и 17 13 7 12,5 10,5 :г 19 12,3 14,5 20,5

» 39 КЗ ы 19 33 42. 62 ев 23 <1 104

1 а. го 24 27 20 14 20 ¡6 22 9,5 18

в» 27,а гз 29 29 31 19,5 19 11,3 14,4 8,1 8,2

и 17,« Л,в 37.0 11,2 14,5 15,Б 27,7 15,4 21,5 20,2

, Оя л 34 гг 21,7 23' 31,5 (3 23,3 44 39,2

т 4,3В з,вг 3.0 4,0 г, и 3,30 4,40 3,60 з,ы 3,7«

* 1,эе 1,40 1.40 1,1! 0,97 0,30 1,10 0,34 . 0,7? 0,72

I» 0,33 0,69 0,60 0,74 0,62 0 .70 0,75 0,73 0,41 0,82

г, 3,76 1,60 1,10 1,93 1,38 1,00 1.72 2,58 1.99 1,75

1я е,2? 0,26 0,13 0,33 0,23 0,47 0,23 0,42 0,15 0,41

в 385 440 37й 460 350 180 т 220 33 27 ПО 1

411 »«г/1 9, в 7,2 9,4 7,7 3,4 2,7 2 1 3.2 1.8 2.0 2.9

В.Айву). £ т ямрюшв дяоряти, К I гошлятя {Кдаядая, Сменяя я яр.). X I кмццвмв ОМИЯТЩИОРИТИ (Атшноед, СвЛвТММКЯХ). 3 I пжяодяорятм, В , МП-ОГ>«»ИТИ (Крнккдок, КСЛОНОНО-И«С,?1М»Ж1* Я Др.} К I ДОСПИ Ш1ЯМи>>»ОМ|* (¿шхльсхи! К др.). I I ядшюлдям (Се,.втяяаияв, я др.).

100

то-

Ранняя

Са ш

Р")» Цо Хи ft

Юг

и 6i aii в^ ¿г ft

I фаза

Я» ija

Р» Т|> Ко ЧЬ т,,

id W si ai Ч ¿с ЛГ

IOC/.,

10-

X-

ii фаза

1а' rf"

»1 Но Ijt

I Gd D'f

*Л

•з

величина 8габ/Бг8? в наиболее калийных типах гранитоцдов нашей формации • - адамеллитах Зереидинского плутона 0,703-0,7035(данные В.С.Голубева и др.). Наши грашгаоидц являются петро-геохимическими аналогами раннеархей-ских серых тоналот-гракодиоритовых гнейсов, первично-норовых гранитои-дов И.Д.Батиевой и И.В.Велы<0еа(19С1), гранитоэдов Р типа В.С.Попоез (12881991).

Спектры тя в 1раш1то:щах всех фаз формации близки. Для степнякитов ранней фазы характерен Ей максимум, что коррелируется с ведущей ролью накопления Сз-плагиоклаза в их пет-рогенезе. Для гранитоэдов поздней фазы характерен небольшой Ей минимум.

Формация представлена 3 петрохи~ мяческиш типамг. Пяутонитн На (штага о гранитного) типа размещены в син-клинорных структурах, к-На (адамел-литового) типа в антшшшорных структурах, существенно На (гранодиори-тового)типа занимают промежуточное положение (региональная петрохши-ческая зональность сходного типа установлена для инверсионных формаций гранитопдов Алтае-Саянской обла-Калдай из этих типов

ft А'

Рис.5.Спектры редких земель в интрузивных породах степ-някит-тоналит-гранодиорято-вой формации СКЗП. Буквенные обозначения соответствуют табл.4.

ста, Зап.Забайкалья, Сев.Кавказа [41]и др.). связан с автономными очагами шидаобразоважгя. Характер летрохи-мической зональности не позволяет рассматривать т она ли т - гра! г одио-ритовую формацию как коллизионную.

Установлена устойчивость величин На A, K/Rb и многих других геохимических признаков для плутонитов всех фаз конкретного лотро-химического типа. От Na к к-Иа граштоидам увеличивается содержание когерентных с калием къ, Ва, РЬ, а также нъ, Hh, и,растут въ/Та и La/Yb, снижаются к/Rb, Zn/РЪ, Zr/Hf. Установлена выдержанность величины о/к в породах каздой фазы, независимо от типа щелочности [15]..

аза

3.11.Минеральные признаки гиутокитов различной щелочности

Для плутонитов Не типа и существенно Ш типа характерен пара-

генез плаглоклаз+биотит, они кристаллизовались в условиях I поля щелочности Д.С.Коржинского. Для плутонитов К-На и отчасти сущест- ; венно На типа более характерен парагенез калишлат+роговая обманка, ' они кристаллизовались преимущественно в условиях 2 поля щелочности. В степнякитах На типа ранняя генерация амфибола представлена низко Ti паргаситом и магнезиоферрихастингситом, тогда как степ-някиты более щелочных типов содержат титанистые паргасит и магне-зиоферригастингсит, а изредка низко Ti кёрсутит(рис.З); более ти- . танистые амфиболы богаче К, Содержания Kb в биотите из платаогра-нктов 510 г/т, из храдатов плагаоклазовых 700 г/т, из адамеллитов 750 г/т. Очень показательно количество первичного титанита: в ни- > зкокалиевых плапго гранитах 10-20 г/г, в адамеллитах 1000-12000, j > в среднем 3500 г/т. '

3.12. Пегматиты

Большинство пегматитов слабо дифференцированы. Наиболее диф- г ференцированы гранитные педлатиты абиссальных плутонов П фазы, в их кварцевых ядрах встречены морион и розовый кварц, на контакте кварцевого ядра и калишпатовой блоковой зоны - Ре-спессартин, в графической зоне - Fa-биотит до лешщомелана о 4-5% ЫаО и ильменит с 10^ Мао. С пегматита!® иногда сопряжены пирогенные кварцевые и полевошлат-кварцевые килы. Содержания Аи во всех этих образованиях от следов до 9, в среднем 0,9-1,2 мг/т.

3.13. Фации диагенеза интрузивных пород

По слеш гматическне преобразования, которые обычно рассматривают как "аЕТометаморфические", представляется более давильным именовать диагенетическими. В той или иной степени в интрузивных телах всех фаз прошли процессы окислительного отжига с замещением первичных роговой обманки и биотита менее железистыми с выделением магнетита. Процессы окислительного отжига титаномагнетита и отжига полевых шпатов в степнякитах ИСТ разной глубинности рассмотрены в разделе 3.6 (табл.3); Г начала огаигн 710° при log -17, основная ступень при 650-550° и log f0 -19,5 -21,5. Т начала отжига в кварцевых диоритах и тоналитах в транитоидах П фазы -550-530°.

Наиболее широко процессы диагенеза проявлены в крупных Плутонах граиитоидоз П фазы; неизмененные гранитоидн содержат амфибол , с f 50,3-55,6, реже до 58,5 и Са/Са*-На*-К: 40,75 и биотит с f 50,6-, | 55,5,. анида до 65,6 и с 3,5-5,5 тс.% и.о2 .Установлены три фации

диагенеза. Аккудукская Фация. Магматические роговая обманка и биотит не затронуты; плагиоклаз с цромеяуточшм структурным состоянием; калишпат - промежуточный ортоклаз; титаномагнетит и ильменит в небольшой степени 'замещены титанитом и магнетитом; фация гапабиссальная, низкого Pjj20* Еас:тлъковская - Зерендинская фация. Магматическая роговая обманка устойчива;биотит полностью изменен, f 40 -37 и 3,2 -2,1% тю2; плагиоклаз низкий; калишпат нерешетчатый микроклия-пертит (Васильковка) и решетчатый максимальный мик-роклин-лертит (Зеренда); титаномагнетит полностью отояяен; Fe-Ti оксида почти полностью замещены вторичными титанитом и магнетитом; фация абиссальная, относительно низкого Р^ д. Селетинская (Тяция. По первичной роговой обманке повсеместно развиты параморфозы маг-незиогорнблендита (f 45-*34 и до 26!) и актинолита, с Ca/Ca+Na+£= =0,81-0,96; биотит полностью изменен, f 39-36 и Ti02<3£; плагиоклаз промежуточный-низкий; калишпат нерешетчатыи промежуточный микроклин до низкого ортоклаза; титаномагнетит почти полностью замещен агрегатами тнтанит+магнетит; фация мезоабиссалькая (до абиссальной), относительно "высокого Р^о» Е°лее высокая степень диагенетических преобразований свойственна плутонитам адамеллито-вой серии, что отчасти объясняемся повышенной растворимостью Fe в высокотемпературных флюидах с К (но не с Wa). Содержания Au в свежих и диагенетически измененных гранлтоидах практически одинаковы, в измененных, выше дисперсия содержаний.

3.14.Ранние метасомэтиты,сопряженные о интрузивными массивами Все типы метасоматитов формации, как и интрузивные породы, весьма бедны фтором и фторофильными Во, за, №>, и ... Магнезиальные скарны магматической стадии развиты в экзоконтак-тах степюшитов и кварцевых диоритов Южноаксуйского ИСТ абиссальной фации там, где они граничат с доломитам и кремнистыми доломитами баимбетской свиты. Центральные зоны тел магнезиальных скарнов форстеритовне, шпинель-диопсвд-форстеритовые; внешние зоны - фассаитовые, шпинель-фассаитовые, форстерит-фассаитовые;около-скарновые метасоматиты ортоклаз-оалитовые[5^. Околоскарновые ка-льцифиры - форстеритовне. Эндоскарни отсутствуют. Магнезиальные скарны по акгздрито-долошговым шродам обогащены пирротином и скаполитом. В крупных телах скарнов развита гадроксилфлогопито-вая (¡»0,3 mü.% F; К/А г возраст 444 чля.лег).магнетитовая, медно-пирротиновая минерализация (Р~2,5-3,3 кбар по сфалеритовому геобарометру \ Магнетитовая минерализация развита там, где скарны замещены серпентином и тремолитом.Содертжот Ац в магнезиальных

скарнах с обильной медно-пирротиновой минерализацией до 0,6 г/т, обычно менее 0,1 г/х.

Известковые скарны. Экзоскарны обычно гранатовые и салит-грапатовые, околоскарновые порода салит-шгагиоклазовые. Преобладающая часть скарнов, в том числе на месторождении Ре Атансор, связаны с контактовнш ореолами гранитоидов I фазы; наблюдались интрузивные брекчии, обломки которых гранатовые скарнн, а цемент - гранитоиды П фазы, и пересечение скарнов дайками жильных 1ранит-аплитов П фазы. В других участках скарны развиты в ореолах обособленных интрузивов гранитоидов П фазы, на контакте Селетинского плутона ада-меллитов развиты экзоскарны месторождения си.ичкеульмес. Этими соотношениями определен возраст процессов сторнирования. - '

Минеральный состав и состав граната ранних экзоскарнов сильно изменчивы,- это биметасоматические образования; поздние скар-новые ассоциации с гранатом выдержанного состава вероятно инфиль-трационные. Общими особенностями состава гранатов скарнов всех типов являются низкие содержания Мп, Тй, а*, йе. Т^ГЖВ в гранатах 560-510? растворы хлоридные(ЯаС1, КС1, СаС12) с соленостью

ДО 20$ ЗКВ.КаС1,

Эадоскарны развиты обычно рядом с экзоскарнами, площади эндо-скарнировашшх пород существенно больше. Полеше шпаты гранитоидов замещены низким олигоклазом,темноцветные-салитом и титанитом. Известковые гидросиликатные скарны и послескарноваЯ минерализа- • ция. Гидросшпжагяые скарны(агрегаты андрадита,эпидота,актиноли-та,геденбертнта,кварца...; Т~ 480-430°) слагают систему гнезд, жил и прожилков среди более ранних скарнов и вдоль тгх. контактов с роговиками, а также обособленные килыше тела и штокверки в интрузивах. Минеральные ассоциации этих метасоматитов разнообразны и сильно зависят от состава среды. Гидросиликатные магнетит-актинолит-геденбергитовые экзоскарны месторождения Ре Кузган на • контакте ороговикованных известняков и туфов базальтов содержат яелезнстый пирротин Ре-^з^ [24]. Гидросшшкатные экзоскарны Ичке-ульмеса, залегающие, в пиритоносной черяосланцевой баимбетской свите, богаты халькопиритом,пиритом; характерна млогостадийность образования данных скарнов при существенных колебаниях £о2 и андрадит+гештит+халькогирит гроссуляр-андрадит+геденбергит+ магнетит+ильЕаит(с Ь% мао)+карбонат андрадит+^шадот+мумето-вит+халькопирит+кварц+пирит.. ^40].

Процессы гидроситакатного скаряирования широко проявлены на месторождении Атансор: экзоскарпа дашкесавит-магнетитовые,гранат-

-магнетитовые, актинолят-граяат-магнетитоЕне, э гшдот-ма гнетитовые слагают рудную полосу(полоса привноси Ро). Она сопровождается ип-рокой полосой обеленных гадросклгасатноскарнироЕанных роговиков и 1ранитовдов (эпвдот-йльблт-олигоклаз+актпнолпт+хлорит+дашкесаЕшт), когорой соответствует отрицательная аномалия магнитного поля; измененные роговики содержат в 3 раза меньше магнетита по сравнению с исходными; интенсивно скаряированнне гранитояда (0-50 м от контакта) содераат 0,01-0,2 кг/т магнетита, сильно скарнированные (50-100 м от контакта) - 8 к г/т, слабо измененные (100-250 м от контакта) - 13 кг/т, неизмененные - 25-28 кг/т(Н.Я.Яденко,1968); это. полоса выноса Ре, железо переносилось в хлоридню: растворах и осаждалось на известняках, хлор фиксировался в дашкесаните (фер-ригастингсит с 1,5-3,5 мас.5? сл., часто калиевый, £=¿0-93) и эпи-доте(0,5$ С1). Вертикальная зональность тел гидросиликатных скарнов Атансора: на глубине в кварцевых сиенито-диоритах - дашкеса-ниг+карбонат+пярротин, выше в ближнем экзононтакте - дашкесанит+ магнетит+пирит.выше в дальнем экзоконтакте - магнетит+дашкесанит, верхняя зона в известняках - магнетит+таггемит.

При гидросшгакатном скарняровании из гранитоидов произошел заметный вынос не только .Ее, но и Си, Со, я.

Относительно широко развита "малотоннажная" послескарновая средне-низкотемпературная минерализация - гнезда,прожилки,килы как среди скарнов, так и вне их(кварц,карбонаты,гидроксилмусковит, хлориты.шеелит,пирит »халькопирит.пирротин,оксиды Ре,апатит,суль-фоарсенида Со и Со-Ре,сульфиды и теллуриды В1,суль$осолиВ1-РЬ...) (Т~ 350-330-270°...). Сложные структурно-текстурные взаимоотношения перечисленных минералов' свидетельствуют о сложной неодноактной истории формирования рудных минеральных агрегатов, о широком • развитии процессов замещения, имевших узко локальное распространение [32,40 и др]. ПослескарноЕая минерализация Ичкеудамеса с шеелитом, молибденитом, пиритом, аллоклазитом,кобальтином,сульфотеллу-ридами Вз., висмутином возникла при существенно более высокой £д (в более сернистой вмещающей среде),' чем послескарновая минерализация Бестюбе(молибдошеелит.моноклинный пирротин Ре^,теллуриды В1,самородный В1) и Атансора(аллоклазит,лёллингат,саф$лорит).Шеелит малоглубинной послескарновоЯ минерализации обогащен Бг до 3-5$, своеобразной минеральной формой вольфрама является да-рутил (до 8-10^ ), слагающий ядра зональных кристаллов рутила (Бестюбе). Для послескарновой минерализации мпоморфен никельлиннеит ЯЮорЭ.. Наиболее низкотемпературные (Т~ 210-145°) послескарно-

вые образования - калыздтоше и аметист-кальцитовне жилы с гёти-том, ферростильпяомелашм.

Скарноворудные тела о шолескарноной минерализацией Атансора пересечены дайками микродиоритов, диорит-порфиритов, гранодиорит-порфиров О3 комплекса.

Золото инертно при процессах скарнирования. Известковые скар-1Ш со значительным количеством сульфидов и 'сульфоарсенздов содержат от следов до 0,8 г/т Аи,обычно менее 0,2 г/т. Содеряания Аи в скарновом пирите 0,1-0,9 г/т, халькопирите 0,1-2,4 г/т, пирротине 0,1-0,3 г/т, кобальтине и аллоклазите до 3,5 г/т.

Магнезиальные и известковые скарнн содержат существенные концентрации Аи (а г/т и более) только в тех участках, где скарны лиственитизированн и пересечены средне-низкотемпературными карбонат-кварцевыми жилами и прожилками с сульфидами и золотом; процессы лиственитизации не связаны генетически с процессами снарниро-вангт, отделена от них внедрением многих генераций даек глубинного происхождения и формированием Мо-Си-порфирового оруденения. Таким образом, понятие "золото-скарноЕая (золото-алшомшшатная) формация" не имеет генетического смысла.

Квзрц-гидооксиладскоэитовне метасоматиты нередко развиты в грани-тондах П фазы мезо- и абиссальных плутонов и особенно в их диффе-ре'нциатах-лейкогранигах,пегматитах. Метасоматиты обычно содержат гранат (пироп-спессартин-альмандан до альмандин-спессартина) ,тур-ыр тин (железистый дравит до шерла), стильпномелан, монацит, рутил, циртолит, полинраз. Это продукта высокотемпературного 580-520°' гидролиза биотита и части полевых шпатов гракитоддов с выносом 8Ю2 (десиликация) в паровой фазе при высоком (~3 кбар) давлении. 3.15. Ранние дайки глубинного происхождения и сопряженные с ними метасоматиты

Первые генерации даек глубинного происховдения по составу близки к гранитоидам П фазы и их дифферевдиатам. Нередко с ними ассоциируют тела взрывных пневмато-гидротермальных брекчий н(или) К пропшштн (табл,1).

В Селетияском мезоабиссальном плутоне К пропили ты эпвдот-ак-тинолитовой фации богаты альбитом и менее карбонатом, пренитом, ортоклазом, инида Ре-пумпеллиитом, кйарцем; Т 520-470°,соленость растворов до 35$ экв.fiaCl.log -I9.log гв ~ -4. Широко развиты более молодые. пропилите хлорит-эпидот-альби^-ортоклазового состава, часто со значительным количеством карбоната, пренита.пум-пеллиита, реже кварца, магнетита, титанита, халькопирита; Т 480-

'410°,соленость растворов до ЗС$ экв.КаС1. Во внешних зонах ореолов пропилитов преобладает На, во внутренних - К, Калиевые пропилите сопровождаются Ио- и мо-Сц-порфяровой минерализацией, молибденит содержит~350 г/т Re. На участки К пропилитов наложены ореолы кварц-серицитовых метасоматитов: K/Ar возраст 440 млн.лет; Т. 390-240,обычно 330-290°; log f0~-32, log fs~-9; в тыловой зоне колонки развиты высоко К щдрок§илмусковит-ф1н1ит, рутил,, апатит; в центре ореолов размещено итокверковое Mo-Си оруденение.

Верхней части Mo-Cu-порфировой рудяо-машатической колонны отвечает месторождение Кызылту в краевой части Селетинского плутона, тде широко развита тела адамеллит-порфиров, 1рибообразнне тела взрывных брекчий, масса кварц-серицитовых метасоматитов, Си резко преобладает над Мо, молибденит богат Ее(в среднем 670 г/т), руды с 0,20 г/т Au и Ag/Au=30-50. Средней части колонны отвечают месторождения Селетинское и Аномальное внутри плутона, здесь тела взрывных брекчий имеют форму труб и даек.широко развиты пропилиты,менее кварц-серивдтовые метасоматиты,много ангидрита,молибденит содержит 170-260 г/т Re, руды 0,15-0,32 г/т Аи(Селетинское) и<0,1 г/т (Аномальное), Ag/Au=45. Глубоким частям колонны отвечает мес-тороядение Молибденовое в эродированной части Селетинского плутона, где не обнаружены взрывше брекчии, Мо преобладает над' Си, не обнаружено Аи, молибденит беден Ее(26-46 г/т). Т формирования самых поздних кварц-карбонатннх тал Кызылту с борнитом, Ag-Bi-тен-нантитом(до 7 rnc.% В1),электрумом - 210-170? Ag/Au в них >100. На месторождении Кызылту известны более молодые золото-кварцевые яйлы,с характеристиками (Ag/Au=I-I,5; Т 300-190? соленость растворов (HaCi,MgCi2,K0l) околоЮ^ экв.НаС1), аналогичными жилам месторождений Ац (Степняк...), где меднопорфировое оруденение отсутствует, и резко отличны от Au-содержацих Мо-Си-порфировых.

Большинство Mo-Cu-порфирових местороздений мира содержит до 0,2-0,3 г/т Au, как и объекты СКЗП. В некоторых месторождениях содержания Au составляют до I г/т ж более; возможно,это обусловлено наличием в таких объектах более молодой собственно золотой минерализации.

iio-Cu-порфировым проявлениям Атансор-Ащикольокого узла сопутствуют карбонат-кварцевые жилы, богатые халькопиритом (до 15% си), величина Ag/Au в рудаг 60-120,в среднем 105, железистый сфалерит в них богат in (до 1500 г/г).

В ИСТ Ю.Аксу прожилково-вкрапленное Cu-Mo оруденение и штокверки кварцевых,кварц-карбонат-хлоритовых прожилков с молибдеда-

нитом, халькопиритом, пиритом, ма гнетитом, ангидритом, ильменитом, ортитом наложены на К пропилиты и кварц-серицитовые метасоматити; молибденит содержит 220-1850 г/т Ее, величина Aß/Au в рудах >25. В большинстве других ИСТ (Бестюбе...) развита Mo-порфировая минерализация малого масштаба: штокверки кварцевых прожилков с молибденитом, пиритом... с оторочками кЕарц-серицитовнх метасоматитов;содержания Ац<0,2 г/т; молибденит содержит 20-550,обычио<100г/т Re.

Интенсивность iia-Gu- порфир о в о го оруд мнения увязывается со степенью диагенеза тракитовдов. Особенность таких 1ранитоадов - тесная положительная корреляция Cu-к и Cu-s.

Mo-Cu-порфироше концентрации СКЗП бедны золото-кварцевыми шлами; те и другие рудше образования возникли в разных геохимических обстановка*, при различных параметрах Р, Т, pH и солености растворов. Нет основании рассматривать килы золото-кварцевой формации как производные,"дочерние" образования "материнской" Ыо-Си-порфяровой формации, как папагает А.Х.Сидоров (I9&7). 3.16. Поздние дайки глубинного происхождения и сопряженные с шсп метасоматити Дозолоторудные дайки. Преобладающая часть даек глубинного происхождения с резко выраженными зонам закалки (кварцевые диорит-по-рфириты,микродиориты,диоритгпор$ириты) по составу близки к грани-тоидам I фазы; более редкие кварцевые габбро-диорит-порфирити и габбро-долериты по составу близки к кварцевым габброидам ранней фазы. Широко развиты дайки разнообразных спессартитов и близких к шш пород, которые содержат оливин и хромшпинелида, выделяются по-вышениши содержаниями Сг(>150 г/т), Ki, ш> и величиной Ni/Co~5. Они петрологически чудцы степнякит-тоналит-гранодиоритовой формации (см.раздел 3.17). Изотопный возраст родственных и чужеродных даек отвечает О3, они многократно чередуются; те и другие срезаны гранитоидами и дайками s комплекса (В.М.Шульга,1966 и др.). Пропилиты На слокены низким альбитом Са2_5,эпвдотом...; Т^ ШЗ в эпвдоте и кварце 370-270? обычно 330-320? Ореол пропилитов*1ана--Тюбе с актинолитом(Т 370-330°) выделяется как термальная аномалия на фоне метавулканитов прешм-пумпеллиитовой фации с хлоритом (~300°). В одних рудных полях(£ана-Тюбе) порода пропштатизированы •Почти на всей площади, в другах (Бестюбе) - прошиштов ничтожно шло, в третьих пропилиты развиты пятнами, нередко там, где отсутствует Au оруденение(Западные интрузивы в рудном поле Степняк). Пропилиты малоглубинной эподот-хлоритовой фации приурочены к гип-абиссалышм интрузивам, обычно проявлены слабо (исключение - Квар-

цитовые Горки). Пропилитн глубинной эпидот-актинолитовой фации приурочена к интрузивам мезо- и абиссальной фаций и развиты гораздо шире. В своем распространении вропялитн никак не связаны с более ранними метасоматитами (скарны, кварц-серицитоше..») и с более поздними береэитами-лиственитами. •

Березитн и ляствекитв. Березйтйзацпи-лйственнтизацйя подвержены города всех фаз и большинства даек глубинного происховдения.Часть даек глубинного происхоядения родственшх(кварцевые диорит-порфи-риты...) и чужеродных (меланоопеесаригтн...) - "внутриберезитоше? "внутрилиствешиовае? внутряруднне; процеосы образования втшс даек, березитов-лисгвенягов, жильного яварда с шеелитом, ранними сульфидами были геолопгееоки одновозрастяы и завершились золотым оруденеяием; яилышй кварц га контакте о дайками в полосе шириной до 3-5 мм метаморфизоваи - перекристаллизован в прозрачный крупнокристаллический без тйэоео-яидких включений; породы даек несколько (местами сильно) березитизированы или лиственитйэированы, содержат вкрашгенкость к гролижи поздних сульфидов и золота (Сев. и Ю.Акл-у, Кв.Горки,Ееотюбе,Еана-Тюбэ). Фации метасоматитов: бере-зиты серицитовые, хромлейкофиллитовые(по пикрит-фтанмошм макетами Кй.Горок), пирофиллитовые (по углисто-каолинитоюм сланцам кварцитогорской овитн); березитн-гумбеитн(по наиболее калийным едамеляйтам,ВасилькоЕское); листвекитн серицитовые, хромсерицито-ше(по пикрзтам я бонинитам), пярофиллитсодеряащао и парагонито-вые(по микотитам баэитовых вулканитов и каолинитовых оланцев), с тальком и вермикулит ом (по tig скарнам), существенно магнетитовые (по гранатовым скарнам,Ю.Аксу), оерицит-хлорйт-биотитоЕЫе(по туфам меланобазальтов с известняковым цементом,Зйна-Тюбе), трехкар-бонатные(по кальцифирам - псевдоморфозы магаезята по форстериту, доломита по диопснду, кальцита по карбонатной матрице,Аксу). Лй-ственити серицит-хлорит-биотитовые содержат заметное ко тчество пирротина Ре-^З-^.трошгата,ильменита[24]. Метасоматиты с пирофиллитом, заместившие низко К порода т гипабиссальякх Кв,Горках чередуются с типичными березитами я -лкствеютамя с високо К слюдами [66 и др^. Низко К порода на абиссальном Джеламбете4 замещены метасоматитами с каолинитом (Г.Н.На зьмова,0.С.Шалаее,1991). Эти факты говорят о низкой активности к+в гадротермах,Смена пирофиллита каолинитом при шотором увеличении Т(см ниже) могда быть вызвана только весьма сушественннм Рд„о>2 кбар в Джеламбете,

В'метасоматитах шпабиссальннх местороядеаий преобладеет высоко si феягит до лейкофиляита (Кв.Горки), в более глубинных -

фентат-мусноЕит я мусковит. В лиственитах малоглубинных месторождений развит Ьеленый ришдолит,для глубинных характерны бурый ри-пидолит и ферропсевдобрукит з?е^+9Мг10 1'1'12о5 (Жана-Тюбе,Джеламбет). Во внешних зонах" ореолов установлен(местами преобладает) серицит 1М и шзкоглиноземистые хлориты(А1 ф.е.0,8-1,^(низкотемпературные образования),в тыловых - серицит и гидрокс^лмусковит гМ-^+ЗТ, ЗТ ($0,3% г) и внсокоглйноэемистне хлоритн(А1 ф,е.1,3-1,6)(среднетем-пературше образования)^?]. Таким, образом,гидротермы попадали в среду остывших пород. Соленость (иаС1 ,мес12,кс1) 'березитизирующих растворов 9-175? экв.НаС1 *концентрация С02 2-7 моль/кг раствора, ■ иногда они богата н2з - Ра 3 до 2 кбар (Еана-Тюбе) [89]. Наличие шеелита в сопряженных с метас&матиташ золото-кварцевых жилах - свидетельство кислого характера гидротерм,т.к.при такой концентрации С02 шеелит мог отлагаться только из кислых растворов.Колцентрация СС>2 выше в растворах более глубинных месторождений.Метасоматоз происходил в восстановительшх условиях,что способствовало миграции в березитн-листвениты (и золоторудные килы) углеводородов и битумоидов. Р-Т параметры березитизирувдих растворов гипабиссаль-.ных местородцений-0,3-1 кбар и 325-305? мезоабиссальных 1-1,8кбар и 330-300? абиссальных 2-3,5 кбар и 365-330°[8^.

На нижних уровнях гидротермальных систем происходил вынос 31о2 из ыетасоматитов, на верхних установлен привнос 3102 в тыловую зону метасоматитов (рис.6), что дает возможность оценить эрозионный срез рудных жил [22]. Повсеместно березиты и листвениты содержат пю мг/т и .более 'Ац в сравнении с первыми мг/т аи в исходных породах, что однозначно указнвает на привнос аи березити-

Рис.6. Обобщенная схема строения зон березитиэированных-лиственити-зированных пород. А - вертикальный разрез,Б - типичные кривые распределения зю2 в околожильных ореолах

I - область преимущественного выноса кремнезема (1_количество ЭЮг,вынесенного из околожильного ореола,превышает количество 8Юр, отложенного в кварцевой жиле); 2 - промежуточная об-ласть(П-количество БЮр, вынесенного из околожильного ореола,примерно равно количеству ею?, отложенному в кварцевой жиле); 3 - область преимущественного привноса креынез ема (1В-коли-чество БЮь-в призальбандовых породах вше,чем в исходных); 4 - жильный кварц.

зирующими растворами (как и As, Sb, Hg, Те; так, содержание iig в исходных породах менее 0,04 г/т, в березитах-лиственитах>0,05-0,15 г/т). Содержание Au в пирите березитов от 0,09 до 1,8-6 г/т. Рудосопровотаающие метасоматиты изучены Г.Н.НазьмовоЗ и Ю.С.Шэлае-шм(1978-1991), а также автором. В гипабиссальных месторождениях в зависимости от содержаний К в рудовмещающих толщах и соотноше-. ния аК+/аН+ в гидротермах это ассоциации с серицитом, каолинитом, пирофиллитом. Максимальное разнообразие этих метасоматитов характерно для абиссальных месторождений: серицитолиты, метасоматиты с альбитом,калшппатом,хлоритом... Рудосопровоядающие метасоматиты всех фаций глубинности содержат заметное количество кальцита. Послезолоторуднне дайки: кварцевые габбро-порфириты и габбро-доле-риты Бестюбе и Ю.Аксу.спессартиювидные'габбро-долериты и кварцевые габбро-порфириты Кв.Горок.Послерудные дайки Бестюбе, изученные Г.Н.Шзьмовой, пересекли под различными углаг.м золоторудные жилы и прожилки золота и сульфосолей в них, содержат ксенолиты жильного кварца с золотом, вдоль их контактов жильный кварц ме-таморфизован.

3.17. Особенности хромшпинелидов и генезис спессартитов

Хромшпинелида установлены нами в спессартитах мелано- и лей-кократових, гфировых я горфировидннх, шссивных и брекчиевидшх, в реликтах вкрапленников оливига, реже вне их. В большинстве типов спессартитов распространены низко т. и низко Mg хромшпинелида, обогащенные 2п и Wn, с зональностью Zn-iin алюмохромит -#-Mn-Zn феррихромит —— Mn-Zn хромшгнетит; в богатых оливином меланоспес-сартитах развиты хромиштаелида близкого типа, но с повышенной магнезиальяостыэ, зональность их алюмомагаезиохрошт — алюмохро-шт Ип-Za алвмохромиг; по особенностям состава хромшпинелядов эти спессартити наиболее близки к островодужшил базальтоидам повышенной щелочности (рис.7,б и а). В оливин-авгатовых и некоторых других типах спессартитов развита шпинелида серии хромит-ти-таномагнетит, для них типична зональность йлюмомагнезиохромит -«-алшохромит ферриалюмохромит атомоферрихромит хромтита-номагнетит -*-Za-Cr тигганомагнетит; по особенностям состава хромшпинелидов данные спессартита весьма близки к островодужнам из-вестково-щелочянм базальтоидам (рис.7, виг). Итак, спессартита тоналит-гранодиоритовой формации порождены маломощными инъекциями базальтоидных расплавов островодужното типа, от щелочных до известково-щелочннх.

Спессартити с отклонена- m состава к гранодиоритам содержат

Г.% Я

гпа»

' МпЦу.

, ТЮгДшс.'

г МпО. Ч млс.

сгдсг-м.-геч.у.

Рис.7. Состав хромтпинелидов снессартитов тояалит-хранодиоритовой формации СКЗП в сравнении о хромшпинелидамя островодужных базальтоидов

а - хромшпинелидн базалътоидов повышенной щелочности СКЗП (1,4 - субщелочные пикритн, I - -бригт, 4 --ех_2Ыс; 2,3 - щелочные ■ оливияовые базальта, 2 - -вх-Ьък, 3 - 01 аз2[79 т» ло.Т). б.в - хоомшпинелшш спессаотитов (5.6 - низкотптанистне. ооогзтенные Или &

5,в - хромшпинелидн спессартитов (5,6 - низкотптанистне, обогащенные мпи 2п, о - железистые, 6 - магнезиальные; 7 - обогащенные Т1[53 и др.]). г - хромшпинелидн известково-щелочяых базалътоидов- (8 - «Ь Горного Крыма¡83[, 9 - Оту Камчатки (В.К. Гранин и др.,1977), 10 - Огав СКТ1). 1 *

й:

заметное количество биотита,кварца,калишпата, нередко в цементирующей шссе пород сосуществуют аглфиболи с низкой и с относительно высокой железистостью; породы обычно такситовые, брекчтгевидние,нередко текстуры их близки н эмульсионным; вероятности породы являются гибридными} продуктами смешения базальтоиднкх расплавов, породивших меланоспессартигы "чистой л;:шаГ,' и гранитоидных расплавов, породивших родственные дайки глубинного происхождения.

3.18. О геохимической специализации магматитов на золото Кларк Ли выше в более основных породах, поэтому естественно, что тоналиты и гранодиоряты инверсионной формации содержат больше Ли, чем граниты орогенкых формаций. В инверсионной формация каи-более основные породы - степяякиты являются концентраторами Аи[7} Максимальные содержания Аи до 20 мг/т установлены в свежих мела-ностепнякитах, которые содержат в гяперстене, авгите и титзномаг-нетите массу мельчайших выделений халькопирита, минерала-концентратора золота (до 3 г/т). Содержания Аи в -¡тепнякитах в 1,5-3 раза выше, чем в более основных габброидах доинверсиошшх комплексов. Содержание Аи в кварцевых габбро-порфиритах и гзббро-доле-ритах родственна даек глубинного происхождения в среднем 8,1 мг/т, тогда как спессартиты содержат в среднем 3,4 мг/т Ац. Эти данные возможно свидетельствуют о повышенных концентрациях Аи в областях магмообразовашп стегогаотт-тоналит-траноднорктовой фор-машш, которые могли быть источниками рудного Аи.

Значимых различий по содержат® ли в однотипных породах плутонов безрудрчх и сопровождаемых промышленными месторождениями золота нет:

оезрудкые плутонн рудоносные плутоиы

стетшшгш ранней фазы Дологайский - 6,2 мг/т •• Буденновский - 5,3 мг/т Западный I - 8,4 Стетжкский - 7,2.

Западный П - 5,9 Джеламбетский - 9,4

Степановский - 7,1 Ю.Аксуйский - 7,7

кварцевые дпорпти и тоналиты" I фаза КрыккудукскиЯ - 2,4 Буденнопский - 2,5

Аккудукский - 2,8 Степшкский - 2,3

Киякентайский - 3,4 Куртукульский - 3,1

гранодиориты, плагиогракиты, адамеллпты П фазы Крнккудуксщгй - 1,6 Еуденновский 1,5

Мал.Аккудукский - 1,9 Ю.Лксуйский - 1,7

Ащикольский - 2,2 мг/т Байкальский - 2,1 мг/т

4. ПОЩШОРДОШСШ ФОРМАЦИЯ скзп - .гоготал ИШЕРСШНШЙ ШЙГГОНОГЕШОЙ ЗОЯОТО-КВАРЦЕВОЙ ФОРМАЦИИ 4.1. Общая характеристика формации Малосульфвдная золото-кварцевая 03 формация представлена кварцевыми и карбонат-^кварцевыми жилами, штокверками прожилков того яе состава, оруденелыми березитизированными и листвештиэированны-т породами, в том числе Са и Ме скарнами; типоморфные минералы -высокопробное золото,арсенопирит,сурьмяные сульфосоли гь,блеклые руды(без Те,ВА,Бе). Руды крайне бедны Ма, Ва, За, £п, йе,Ве,та,К Строение местороздений от простого(единичные зшлы или линзообразные тела штокверков) до весьма сложного(многочисленные системы рудных шл в сочетании с зонами штокверков и оруденелых метасоматитов). Запасы месторождений не коррелируются со сложностью их строения.

Золоторудные концентрации приурочены к интрузивам (^формации всех типов и размеров. Рудные тела расположены внутри интрузивов, нередко'по контакту тел различных фаз внедрения, и в ближнем экзо- ' контакте. Пучки рудных тел к в вертикальном распространении обычно тесно, сопряжены с интрузивным телами. Существует обратная зависимость меаду размерами рудоносных интрузивов и рудных концентраций (рис.8). . .. „

Повэдимому, промышленные месторождения содержат не менее половины общих ресурсов золота формации. Более половины промышленных запасов Аи сосредоточены в крупных мес®орозздениях. Жильные рудные концентрации содержат около 2/5 запасов, птскверки и оруденелые' метасоматиты около 3/5 запасов Аи.

Большинство местороздений имеют небольшие размеры по латерали (до 2x2 км) и существенную протяженность по вертикали( 0,5-2 км). Типичные картины распределения запасов в вертикальном разрезе ме>- • стороздеяий (рис.9): почти не эродированнызс(Щ), слабо эродироЕа-нных(КГ-1), эродированных в существенной степени(КГ-1У).

Для всех месторождений установлена слабоконтрастная вертикальная минеральная и геохимическая зональность. Рудные тела любой морфологии сложены ассоциациями: реликтовых минералов; раннего кварца(¿шеелит,карбонат,хлорит,серицит...); ранних сульфддов - пирит, арсенопирит или Ш1рротин(+серидит,'кварц,карбонат...); карбо-кат-нолиметаялической - карбонат,Аа-шрят, халько пирит,пирротин, кубанит,борнит,сфалерит,галенит,блеклые руды...; продуктивной -золото+антимонит.аб-блеклые руды,сульфосоли рь-бь и ае-зь... или галенит,сульфосоли рь-зь.си-рь-зь.ре-рь-зь,..или галенит,теллури-

- SI -

Ресурс« 1000

&muioJ!ik

d.CI 0,1

^щьммбп Степ»

М.КхвламИ«« * (Ь.дму

* Свв.ЕвИлютй * СпЛксу 4. ♦Буденном* „ Евш-Тюбв

Cti.Kipeoy

+ KipMtv4 ♦ »Яая

Ичквдомм

t 10

»|»ахмр

-toT

Рурл»

Рис.8. Площадь рудоносных интрузивов и ресурсы сопряженных с ними месторождений золота.

lobo и«*

ды. Минералы карбонат-полиметаллической и продуктивной ассоциаций развиваются метасоматически. Самородное золото и теллурида замещают кальцит, пирротин, хлорит, осаждаются т позднем ае-нирите с дырочным типом проводимости. Золотоносность рудных тел и околорудных метасоматитов практически целиком обусловлена развитием ми-нерадов продуктивной ассоциации. Считалось, что существенная часть золота "растворена" в сульфидах. Шиболее богаты Сульфидами руда Кварцитовнх Горок, залегающих в черносланцевой толще;подсчеты показали, что в рядовых рудах 80-90$ массы ди содержится в самородной форме (табл.5), для богатых руд цифра ближе к 100$, как и для руд малосульфидных месторождений.

-auQ

isoj.

/ s

N

С

50 ИМ.

s

l n-ir

I

r.

,/ -ка-

5 1? 15.M.,

/

>

\

\ ).

y

/ I l

Рис.9. Распределение линейных запасов золота • месторождений Кварцитовые Горки и Бестюбе-центр.

а

>

Таблица 5

Баланс распределения золота в рудных телах Кварцятовых Горок

Минералы

Содержание

кЕГ ,№С.% КГ-1 У

1,4 0,7

7,0 3,0

2,0 1.5

1.7 1.0

0,05 0,035

0,01 0,2

0,001 0,0015

Содержание золота в минерале, г/т КГ-1 ЙГ-ГУ

Количество золота,приходящееся на минерал, г/т

КГ-1 КГ-1У

.А

КГ-1 КГ-1 У

пирит осадочный (реликтовый)

пирит та-/ ранний

ПОЗДНИЙ

ГЦ-/

дротер-малышй '

арсенопирит

блеклые руда

антимонит

самородной рту-ТИСТОЙ золото

0,05

9,5 40

19 130 18

756000

О, Г

3,8 36,5

14 130 18

833100

сл.

0,67 0,80

0,32 0,07 сл.

7,56

сл.

0,11 0,55

0,14 0,04 0,04

12,50

сл.

7,1 8,5

3,4 0,7 сл.

80,3

сл.

0,8 4,1

1.1

0,3 0,3

93,4

сумма

9,42

13,38

100

'прямое определение

10.0

14,2

4.2. Закономерности размещения месгороздений . Месторождения локализованы в районах с неглубоким залеганием докаледонского фундамента, обычно в зонах резкого перегиба его поверхности, вдоль границ антшшшориев и сияклинориев и вдоль границ антиклинальных и синклинальных зон в Степяякском синклино-рии. Наиболее значительные концентрации Ли приурочены к краевым зонам синклинориев с терригеняш типом разреза ордовика и контролируются узлами пересечения глубинных субмеридионалъных разломов, смещающих поверхность М, и оперяющих их с разрывами иных направлений, обычно СЗ; одной из главных рудопроводящих структур является зона Целиноградского разлома,- контролирует месторождения С.и Ю.Аксу, Кв.Горки, Джеламбет, Байлюсты, Домбралы; при этом, крупные', многие средние и мелкие месторождения приурочены к интрузивам степнякского типа (рис.2). Причины концентрированного ру-доотлсзения рядом с ИСТ - локализация рудоносных растворов в ограниченном объеме из-за резкой анизотропии среды на контактах мелких плутонов и обилие осадителей золота: водорода и углеводородов в степнякитах, органического вещества, мобилизованного из вмещаю-• пщх осадочных пород при контактовом и гидротермальном метаморфизме, сульфидов в рудных жилах и околорудных метасоматитах, развитых в породах повышенной основности.

Практически вся масса Аи руд сосредоточена в каледонском складчатом комплексе: около 2/3 в нижнем его этаже, около 1/3 в

верхнем этаже; незначительная часть размещена в докаледонском метаморфическом фундаменте.

По геологическим данным месторождения формировались на глубинах от I до 10 км и более, выше изотермы 400? в зоне хрупких деформаций (максимальные параметры рудоотложения 3?0°С, 3,5 кбар^.

Эмпирически установлена приуроченность месторождений к участг кам с мелкоблоковым рисунком строения как интрузивов, так и складчатых структур рамы. При удалении от.месторождений интенсивность Ац оруденения снижается не линейно, а по экспоненте.

4.3. Закономерности формирования местороздений Минеральные типы месторождений. В рудах отчетливо выражены фации состава вмещающей среды; так, золоторудные тела среди базитов содержат повышенные количества сульфидов,карбоната.хлорита, герс-дорфит или другие минералы щ... В этом отношении устойчивы только продуктивные минеральные ассоциации. Минеральные типы месторождений по продуктивным ассоциациям [12,22,40.57,70,84,93] дани в таблице 6.

Таблица 6

Фации глубинности и минеральные типы месторождений

Фации глубинности Минеральные типы гоодуктивной ассоциации Месторождения,их индекс

Гипабис-сальная^_2 1;м 43 км ЗОЛОТО-ШТИМОНЯТОЕИЯ и золото-антш.ганит-серебро-сульфосольный КГ-1У

золого-гзленит-серебросульфосольннй Кварцитовне Горки 107-1

~2-3 км золото-галенит-сульфоантимонцдовый Беотгобе Б

Мезоабис-салыгая ~3-7 км .змото-галенитовый и золото-галенит-сульфоа нтимонидовый с теллуридами БуденноЕСкое. Буд Караул-Тюбе К Степняк С Вост.Джеламбет ВД Нчкеульмес " И

Абиссальная ~7-12 км золото-теллуридный и золото-галенит- теллурвдный Тускулъ' Т 1ана-Тюбе 2 Северное Карасу СК Центр.Джеламбет Д Южный Джеламбет Сазы Са Северное Аксу СА Южное Акс7 ЮА

Условия образования и фации глубинности месторождений. Рудоносные' гидротермы всех месторождений - это растворы iiaCi-KCi-MgCl2 умеренной солености СэКЕ НаС1=9-17чаще 11-15 мас.$. Сшгенетичныа Н2О-СО2 и COg-H^O включения в раннем кварце, шеелите, карбонате свидетельствуют о том, что процессы рудоотложения сопровождались вскипанием и дегазацией растворов при локальных тектонических подвижках. Р составляло 0,3-0,9 кбар для золото-антимонитовых,1-1,8'' !кбар для золото-галенитовых, 2-3,5 кбар для золото-теллуриднах месторождений (рис.10). Соответственно менялась С™ от 2-2,5 до 4-7 моль/кг раствора. В рудных телах среда интрузивных- пород углекислота практически чистая, а для локализованных в осадочных толщах в С02 содержится примесь метана. Наличие в сингенетичных включениях в кварце, карбонате и шеелите метана свидетельствует о миграции углеводородов в рудные жилы, что в дальнейшем явилось причиной концентрированного отложения в них Ли. 'Г начала процесса рудоотложешш для золото.-теллуридных концентраций - (365-325°) выше, ' чем для эолото-галеюпоЕых (330-315°) и золото-антимонитовых (310305°). Т гидротерм выше в мес'торовденяях, залегающих в одновозра-• стшх интрузивах,' и несколько ниже в месторождениях на удалении от интрузивов; вероятно, интрузивы к началу рудоотложения Ли не успели остыть до .температуры Емещаюрх толщ. Вертикальные градиенты гидротерм: .Т-35°/км, Р.0,3 кбар/км (рис.10), т.е. близки к усредненным для земной коры.

Минералы кальцит-полиметаллической и продуктивной ассоциаций отлагались из растворов с Т 220-155°(обычно 200-180°)и соленостью 2-II, чаще 4-9£. В этих минералах включения с жидкой С02 отсутствуют, т.к. процесс рудоотложешш шел при сильной дегазации растворов, что могло быть причиной увеличения pH растворов, т.е. одним из факторов рудоотложения.

Давление не является функцией только глубины рудообразования. Однако, общая тевденция увеличения Р гидротерм от гипабиссальных месторолздеш!й(золото-антшош5товкй тип)к мезоабиссальным(золото-галенитовый тип)и далее к месторождениям;которые формировались на ■значительной глубине (золото-теллуридянй тип), для золото-кварцевой формации Северного Казахстана очевидна. По параметрам рудоотложения эти месторождения находятся в области достаточно специфичной для гидротермальных месторождений, с термобарическим градиентом около 9,5 бар/град.

Оценки Р по ШВ минералов золоторудных тел, сфалеритов ому геобарометру в золоторудных телах, скарнах и роговиках, ам£иболо-

вому геобарометру в плутонитах сопряженных местородцений, интрузивных и метасомагических образований близки [77,89] . Фации глубинности рудоносных ИСТ и фации глубинности сопряженных месторождений. Au одни п те кс (рис.2).

С ростом глубинности формирования месторождений в рудах уменьшаются количества Sb, Hg, Tl и увеличиваются Ts, я, Au/Ag; величина Ts/Se увеличивается от 2 до 100-3000, величина Au/Hg от I до 200-8500 (рис.II).

Fuie».

ТС »

V-\ \ -1 « \ \

\ W

/-.ТГ»!

j Рис.10.

.?-Т параметры формирования золоторудных месторождений.

!А-местороддение Дяе-1ламбет. Б-месторояде-!ния СКЗП(буквенные индексы см.в табл.6): 1-тапабиссальной, 2-мезоабиссальной, 3-абиссалыгой фаций

; Мг

Рис.II. Геохимические параметры золотых руд.

Условные обозначения см. на рис.10.

i ы m ' m я а Au/Aj Tr/Sr .

Эволюция состава руд ярко проявлена на гипабиссальном штокверко-вом месторождении Кварцитовне Горки (рис.12 и 13, табл.7). В центральных частях рудных тел минеральные агрегаты ранних стадий кливааированы и брекчированы, в заметкой степени,.замещены под действием поздних Au-Sb растворов: пирротин замещен бертьеритом, кубаниг и халькопирит - халькосгибитом, галенит - гдакенитом...

ТСТД

Ст,1*во*б9. ИйСшспвб. «<ео А Н Н V, Сокепсба С

Г^ЕГ"! Г^уГП ГТ^ТГ! ГЗ^^П ПГ^^Т П^чП^яЗ СИ^З

1 г 1 *-5 5 т 1 ».« н

Рис .12.Теологическая карта месторовдения золота Кварцит о вые Горкг

Условные обозначения к рис.12. 1-7 - крыккудукский интрузивный комплекс: 1-5 - дайки глубинного происхождения I - спессаргиты (Зх ), 2 - микродиориты (mS), 3 -кварцевые диорит-порфириты (qSrr), 4 - диорит-порфирита (бя), 5 -плагиогранит-порфиры (рtpr); 6 - первая фаза,кварцевые диориты (í^Oj); 7 - раняяя фаза, степнякиты(кварцевые лейкогаббро-нориты (c}tvnpOj); 8 - маягасская свита (Oyat, алевролиты, песчаники); 9 -лавовые брекчии базальтов сагской свиты (р<>2); Ю-И - нижняя под-свита караказской свиты (граувакки,полимикты,линзы известняков: 10 - верхняя пачка (о^кгр, II - нижняя пачка (О^г*); 12 - аксуй-ский интрузивный комплекс, габбро-долериты (Шо^; 13-18 - аксуй-ская вулканическая серия: 13 - автомагматические брекчии кварце-вих дацитов субвулканических тел (л?0А ),14-18 - аксуйская свита: 14-16 - верхняя подсвита, 14 - третья пачка (оАаа|, туфы и лавы базальтов,аздезитов,трахибазальтов), 15 - вторая пачка (Oias|, туфы, туфотурбидити.тефроиды базальтов,андезитов,андезито-дацитов, пшфитов,трахибазальтов,бонинитов), 16 - первая пачка (oJ_as|, туфы и тефроиды задезито-дацитов,андезитоэ,базальтов); 17-18 - нижняя подсвита, 17 - гторая пачка(О^аэ^, туфы андезито-дацитов',андезитов), 18 - первая пачка (С^аз^, туфы.тафроицы.туффиты базальтов и андезито-базальтов); 19-20 - шункыращгнская свита: 19 - верхняя подсвита (e^-Ojsn^., туфолесчаники,аргиллиты,ту^ы,известняки),

20 - средняя подсЕита (-е^-О^зп^, туфы базальтов.трахибазальтов, трахидацитов,андезито-базальтов); 21-24 - кгарцитогорская свита:

21 - четвертая пачка (e2d, пестроцветные аргиллиты, алевролиты),

22 - третья пачка с, сероцветные песчанккг., углеродистые аргг.-ллиты, алевролиты и известняки, известково-глинистые сланцы),

23 - вторая пачка (в2ъ, молибденоносные пиритоносные углисто-глинисто-кремнистые сланци, аргиллиты, песчаники)» 24 - первая пачка («2а, Еанадиеносные фтаниты, лидитн, туфо-кремнистые шгсститы, кремнистые слаюд); 25 - баимбетскзя свита, нижняя подсвита (v^-e^a, граувакки, аркозы, черше сланцы); 26 - тонгбайская свита (R2tg, мусковит-кварцевые кристаллические сланцы)'; 27 - шитаревская свита, нижняя подсвита (ER^sr^, двуполевоишатонне гнейсы); 28 -степногорская свита (PEist, плаглогнейсы, амфиболиты); 29 - разрывные нарушения' с небольшой, значительной, очень значительной (глубинный Целиноградский разлом и его ответвления) амплитудой • смещения; 30 - роговики я ороговикованнне породы; 31 - контуры карьеров.

И"

5 , Д) Си.!» ♦ , Ч Г| г

С.ЛЛ2» ' »!г»!г / . >

В" и : 0е"

V •и*

иг. | С.И ела] 1

^»ДАЕ < <-'

1

1

Дгс$Нд(; П 1 » «"пЛв»!«

да / V4' /

П V V л 1 Л У

\

Л л »«т'МЧ«' \

ДО К '«ти1!!»")»!!

I

Ц1 со

I

02 © 0* И5 Ш6 И12 0й В4 НО15 Э7 И,$ ЕЕ" Э5

Рис.13. Кэр ты шнеральдах ассоциаций местороздевни Кварцитоэые Горки

Условные обозначения к рис.13.

.А - ореолы метасоматитов и контуры рудных тел. Б - ореолы

ранней полиметаллической и продуктивной минеральных ассоциаций.

В - ореолы поздней (главной) продуктивной минеральной ассоциации

позднеордовшсской золото-кварцевой формации.

I - березитязированнне и лиственитизировакные породы; 2 - контуры штокверковых рудных тел; 3 - контуры развития ранней полиметаллической ассоциации; 4 - халькопирит; 5 - пирротин; 6 - магнетит; 1 - борнит; 8 - кубанит; -9 - сфалерит; IQ - теннантит; 12 - галенит; 13 - арсенопирит; 14 - герсдорфит железистый; 15 - никельсо-держатий мышьяковистый пирит; 16 - кобальтсодержапшй мышьяковис-тыи пирит; 17 - самородное золото (и его состав в %!>\ 18 - блеклая руда (и ее состав в &); 19 - участки интенсивного замещения минералами поздней продуктивной ассоциации; 2Ü-22 - контуры распространения различных типов продуктивных-минеральных ассоциаций: 20 - самородное ртутистое золото + антимонит (мышьяковистый пирит, арсенопирит, сфалерит, цинкенит, бертьерит, джемсонит, халькости-бит, бурнонит, ртутисто-серебристые теннантит и тетраэдрит, ртутистое золото-1); 21 - самородное ртутистое золото + аццорит + миаргирит (рощжгат,-кубанит, фаматинит, ртутистое золото-п, рту-тистый электрум-Ш); 22 - самородное ртутистое золото + галенит + аргентотраэдриг (серебристые тетраэдрит и теннантит, аргентотен-нантит, ртутистое золого-П, ртутистыи электрум-Ш).

Основная масса Au, Ag, sV, iig накапливается на самых поздних стадиях эволюции рудоносшх гидротерм. Агрегаты минералов продуктивной ассоциации часто развиты в прожилках и гнездах кальцита черного цвета (из-за обилия включений графитовда). Выделения самородного ртутнстого золота в таких гнездах окружены зонами кальцита белого цвета, ще органическое вещество "выгорело". Таким образом, мобилизованное в рудные зоны органическое вещество явилось геохимическим барьером, на котором произошло концентрированное осаждение Au. D ходе рудоотложения в блеклых рудах и в ргутистом золоте существенно росло содержание л@ (рис.14,15). Блеклые руды содержат основную часть Ag месторождения (70-90$) и образовались раньше самородных ртутистнх. золота и электрую.

В шпабиссальном жильном месторождении-Бестгобе эволюция сульфидов Си и Fb такова: халькопирит+гаяенит —»-бурно/шт+джемсо-нит —>-тетраэдрит+таленит+буланжерит (+золото)(табл.8).

В абиссальном жильном месторовдешга Ю.Аксу в ходе рудоотложения теннантит сменился тетраэдритом, моггтфейит и кала-верит AuТе, и высокопробное (980) золото сменились менее высокопробным (950) золотом и креннеритом AujAgTeQ, затем сильванйтом AuAgTe^ и золотом (900), далее петщтом AuAg^Te2 и золотом ( 860 ) и, наконец, гесситом AggTe и наиболее низкопробным золотом ( 780 ) (табл.9) [57,65], т.е. возрастает серебристость золота и парагенных ему теллуридов.

- сз -

Таблица 7

Таннеордогакская ©ссодаапдя1 яренит-пуыпеллииговой $ааш иатвмор4лэма

Минеральные ассоциации золоторудных тел месторождения Кварцитовые Горки

Ассоциация ирстлитов

Эяядот, хлори, пренит . пумаеллият , кальцит, кварц, фенгит,

Хлорят, опидот, карбонат, альбит

Осадочный пирит, графигоид, хроми?

Реликтовая

Рвкшш

Раинля тлямег 1-

■поал,оа^

Кварц, далошх, ферродол.иат, снде^т , хлорат (рчшдолят, тТУИДоЛчллит, иериданит, клинохлор, диебангит), серии!т. Сг-фенгит, Ог-Л8ЯЮфИХ1ШТХ, пирофиллит*, Ш£ИГ, шрротян*, нагнетя-гх, шеелитх, рутил, тмьк, барит, аиатаэ Пират, арсвкогариг, шрротан*, гу банит*, хшдоищят, борнят^ офолври, тешшнтат*, герсдор^ят*. галенит*, дхеысонят*, бурвонит*, тетраэдрит, калыит, смешавво-сяоясгне глииистив однераш, йаматпвит- ге-1пх

Ранняя продуктивная*

Галенит, золото

Поздняя полиметаллическая

Аа-,ЗЬ-Аа -шуах , арсеношрит, долошт, фер^одоихомит,

Поздняя - главная продуктам ад

I Кв.Горка

йоолэордогикская мянералязадая ' цеолитовой метамэр^азма

| Ц-1У Кв.Горкс

Антимонит, шикепит*, <5ертоеригх, ддемсо>штх, халькостжЗит*, буриоиит*, теннавгвг - Нв-Ав1, тетраэдрит -Иа-Ав*, рчгтябтоэ аолотох*'1,2,3

Галенит*, аргеитототраэдрит1,! Аядор1т-У1х, рощииит? 5юл8П'* аргенютециаитлт1 | гит", иуйаниг*. фзматашт*,

' | иаартигит*

Кальвлт, лсмоытят, дэсшя?, епоЗодлктГ

Средие-поздаедеьонская урап-молябдековая минерализация

Фврродоломят, садарйт, манганкалвдт, альбит, Еа-хлорч, гематит, апатит, аршиоват, иордяадт, кскИмнит, уракиилт

Позднапермская (раива-.тр® а совал) миералиааивя:

Калыит, анкерит, хвард, барит, рчальгар, еиоонШ реальгар,* ауркнигиент*, антшюнит, с^йлертт, горплт1. теннантят-Нв '^ | зоною, ерсенопящт, твиигаг*, актами*, алдясат , '

| даранусят*, А«-груэдешхх

Примечания. I - усгановлеаа ЭЛ.Спярядононим,

хх -установлено Г .В .ИаашовоЙ, 1973 г.

В абиссальном Джеламбете сложность состава многих рудных тел среди базитов обусловлена'размещением минеральных агрегатов скар-> .нов (гранат,волластонит,магнетит...), про'гшлитоЕ (актинолит, эш-. дот,кварц....),'березатов-лиственитов и золотоносных сульфидно-кварцевых лил в одних и тех же трещинных структурах, В рудных

аксшит , магнезиоаксякит, шрит, титанит

сйзларат. кальцит, юадинят , ионтмариллониг*

ч

Рис.х4. Состав блеклых руд продуктивной ассоциации. Условные обозначения си.на рис.10, стрелками показана эволюция состава.

жилах широко развит метасо-матическиЯ кварц. До 95 % объема рудных жил сложено ранним кварцем с вкрапленностью шеелита. Из теллуридов широко распространены алтаит и мелонит, пба обычно слагают метасомы в галените. Эволюция самородного золота и теллуридов Аи сходна с Ю.Аксу.

Б абиссальном золото-теллурвдном Еана-Тюбе среди базитов хлорит-карбонат-кварцеэде жилы и штокверки обогащены пирротином,куба-нитом,халькопиритом, из теллуридов преобладает фробертат ГеГе2,обилен ме-ло:з1т, широко развит кала-верит, монтбрейит, кренне-рит, петцит; поскольку значительная часть теллу- . ра связана в дителлуридах

7е и на, некоторая часть Рис.15. Состав самородного золота. ,071Г1Г, в гямо_

Условные обозначения см. на рис.10, золо"а находится в самострелками показана эволюция состава, родном виде; вростки золота в пирротине и халькопирите окружены оторочками фробергита. В рудных телах среди дацитов кубанита нет, пирротин редок, из теллуридов преобладают алтаит и сшшзакит, самородное золото отсутствует. Руды Жаяа-Тюбе отличаются от других месторождений: обилием теллуридов, в то;., числе высоко зь теллуровисмутита, наличием арсенопирита в парагенезе с теллуридами, отсутствием галенита и блеклых руд. Эти отличия обусловлены максимальной обогащенностьга поздних порций рудоносных гтдротерм Жанэ-Тюбе теллуром. При взаимодействии их с более ранними образованиями галенит замещен ал-таитом, блеклые руда - агрегатами йь-теллуровисмутита, арсенопи-рнта, халькопирита: ИэБМ^^е^ЬАз^^ЗГеЗ^Те- _43в1_ р — рьте 42 58ь0 с )2тв3+зреазз+10сико52+2ко82.

Вероятная причина фиксации теллурвдов в более глубинных из

плутоногенных месторождений в том, что Т° диссоциации н2Те выше,а устойчивость, ниже,чей у Н23.Учитывая минеральные ассоциации теллу-ридов в месторождениях СКЗП и других регионов,намечен ряд элементов по их сродству к Ее в гидротермальных условиях: Н1>Ре=аа>В1= ЗЬ>РЬ>Нз>Аё>Си>Аи. Таблица 8

Минеральные ассоциации золоторудных тел месторождения Бестюбе

Ассодацдл скарноядов и пэввсткових скарнов

Асооциацил пойдвскариовдх пирротсн-кусговдт-кзарцевьа юш о ВА-Чо-»

минерала защой'

х

Аидраднт-гроссуляр, аидрадит, даопсид, садит, -вкдреди г1кальци т, три

КьарЦ, ГВДрОШШМуСКОВЯТ, ХЛО[«Т{^Ш1ДОЛИг, юрухдсфоият,

офросадер'лт, иоавдоториигитК далошт, ферродалсшт, кадьпдт,

шрротия иококгашшй, халькопирит, рутил, апатит, пирит,

шеелвг, ыалийдошвели!^ сфалерит, арсеаопярит, ругал-V*

X XX

р/тйл-И , кобальтин -КЬ-Га, никальлиинаит, га1енят, Еяадг-

XX X

тан? шсмугак-И?, шсмут, тетрадами!, тетрадяшт-РЬ ,

макврал В!,®*, тетраэдрит, юбеллит* козалят* густаетт*

Ассощвацкя береэитов « ыолийденит-кварцевых жил

Кварц, сорядат-адиютт, анкерит, молиЗдениг', гирит, арсеиопирет, шорт, ругил

Ассоциация протиштов

Эпилот, пренит, пумпеллиит , хлорит, альСит

т о

и

р» 13

8 а

3 о

д 8 а

Ы а

01 р« о 1

х> н а

1 § о

1 а

о О

Рекаяя

Кварц , гедроксилмустшт , феипч , серядат-иштт , 1|срродолом:1Т+, аль6ит+, хлори* (ршшдщтт, шккохлориг), шеелнг,пирит++, анатаз'1", д/г.и++, гашенит**, Йнтумокди++

Кворц-аккери-арсевошригоаая -

Цолтемшшческая

Кварц, долоил^^сервци-мусковяг, арсенош11яг , Ав -вират*4"

Еалэдйт**, со]Л1;1т+, халькоШ)рят++, (^алерит'",

Суркони , галеаит**, теииантят, тетраэдрит*4,, булакжерит, булйнжерат-В1хг джемсопит

Продукгивнал

Галенит, тетраэдрит, золото

Поздаяя пшишвтал— лическая Свитюга-иатоьйя)

Кварц, доломят, (алшят, автшлоаят, сурша, трротаи шиок-лимий, шкшават*, шрроши промежуточны!, гудаукдит*, точнляият*, тетраэдрит, халыюстибст*. ауростийяг301. тетра-'*, мпаргиряг*

Калыят, ангпмонят, Серперкт, хлорч, халькопирит. аГвлеглт. задого*

Ассодаадая цеолитовой {ацщ матаюрфзгма

Лревиг, кварц, кал шит, хлорит, лсмоатм, фто разорила Iх, »аркавит*, шайтан", валлериит1

Аооовшцш тлыттозшс «ил

Калшиг, кварц, гарротой промежуточный, парит, гаайофан.

.1 3

<з

1

Пр«иача«ия. , + - шгвраш окиаюмышх метаооматитов;

-н- - минералы онзлоюиши» «етасоиатлтов а рудных жял\

додчеркиуты шиврали участков каложекяя суршмоЯ килералвзадай ка аояото-.рудную.

х

Минеральные ассоциации

Таблица 9

золоторудных тел месторождения (Оетое Аксу

I а

Лоооциация огарнов я ■ оиаломарновюс метасоматятов

Ассовшшя гвдросаикат-ншс скараов и послескар-поэцх обра эо га ни а '

Медио-малйбдеп-пор4яро1!ая нссотащя

ПрошийЛзим ассодаацкя

8-

О) г)

Р. о»

ГО W

■? §

п е)

о о

а а

<о VX

ё g

Ранняя

Полшегал-лпчесрря

Продуктивная

Магнеаяалыше скарлы* Форстер!*, фассаят*, ошлвеяь*, даопсид,- гядро-кзшфюгопят*, Hg-Marse-я»1, доломит, ортоклаз, скаполит

Серпентин, тремолит, магнетит, вермикулит, хлорит, пирротин промежуточный, халькопирит, ппрят,

Известковые сгвриы Гроссуляр, андрадат, салит, сгаполит, ангадрч*, ожиго-маз

Авдрадит, кварц, эпидот, магнетит, мушкеговат, гема-| тат, хвлькопири, пирит, кар<5онат, шеелит, молибденит

Акгангаит, апидог, кшрц, ортоклаз, альйнт, кальцит, пуиаелляит*, пирит, йяогиг, хлорит, гядрокзцщусковит, малябдеквтУкагнетит, халькопирит, сфалерит

Эшвдот, актинсишт, аяьйит, пренят, тара, калытг, пирит, ангидри*

Кварц, ив-Ге-кивдит, доломит, хлорит (ршщолит', хюрулдоЗнллкт), гидроксгошускошг, фенпгг, тальк**, магнезит*х, серпектан+х, пирит, шеелит, магнетит, плылеиит, шгрроптн промажугочмвй1, рутил

Калыят, халькопирит, сфалерит, пирротин проматуточицЦ ■ п мовошшиыЛх, нубаших, треклят*, As -пирит, m -raipnif' гередор^иг", Fe-, Со-Го-герсдор;5игх, арсеношрпт, иi-врсеиопир«тх, тениантат, галенит, тетраэдрит

Галенит, золота, ТЬ-моигсЗрейит*, калаЕэри^, 1фецнерит* шяьюнит*, петцятх, гесоит, тадлгрогасадтат*, олтаят, ЕЬ -зь-гъ-теллуровисмутиг", Ц -твтрадга.отт*, иумоитх, перлит*, тльзенит*

Посяеордошксгая accoraaurei цеолитовоЯ Jeumi метбморЗизма

Калютт, хлорит, кварц, авгвдрит*, лотояти^, па<5азнтх, апо^тллит*, десминх, маргазят*, шрит, тальгопприг, rano*

Примечания. + - минералы оюлорудных метасомататов; ' х - установлены ЭЛ.Спиридонов®!.

Од послезолоторудюя 5Ь минерализация обильна в гипабиссаль-ном Бестюбе, где развита в висячем боку золоторудных пил или слагает самостоятельные тела; более ранняя БЪ минерализация - ассоциация антимонита,сурьмя,макинавита..., более поздняя - ассоциация антимонита и бертьерита (табл.8). В отдельных участках Аи и •

Sb минерализации совмещены, сурьмяная слагает просечки и гнезда Е' золоторудной. В участках наложения ранней ßb минерализации на Au развиты реакционные ауростибит (с реликтами золота повышенной про-бности, рис.18,А), Ag-теграэдрит, моноклинный пирротин и халько-стибкт[16,18,62]или миаргарит. Реакции образования (состав минералов реальный):ЗАиеАе2+4-2СиКе32+563Ьр_11+113Ь23^ 24AuSb2+ +I8CuSbS2+3Cu8As2Fe2Sb4SI546E'e6S7 (Бестюбе-Запад) и 6AußAg2+ ■rô^CuïeS2+98Sbp_p+8Sb2S3p_p 48AuSb2+6AgSbS2+3CuaAg2Pe2Sb4£,I5+ +3Fe6Sr, (Бестюбе-Центр). При наложении на эти же участки поздней Sb минерализации произошло разложение ауростибита с образованием на его месте агрегатов тонкойесюнчатого золота (пробность около 1000, рис.18,Б) и по соседству мелких кристаллов высокопробного золота (рис.18,Б) в агрегатах антимонита (Бестюбе-Центр). Минеральная и геохимическая зональность месторождений. На большинстве месторождений продуктивная минерализация сосредоточена в их центре (рис.13 и'др.'), поэтому к периферическим частям рудных за-леяей й месторождений заметно снижаются Au/Agi Уо/Zn, Te/Se. В вертикальном разрезе месторождений обычно с глубиной несколько .снижаются концентрации Sb, Hg, Ag и увеличиваются Bi, w, Au/Ag, Au/Hg, As/Sb, уменьшается шрина околорудяых ореолов приЕноса sb и Hg. В средней и никней частях месторождений с глубиной растет пробность золота и сняяается количество Hg в нем, снижается количество Hg и Cd б сфалерите, Еильные зоны верхних горизонтов относительно обогащены минералами Sb, гешгах горизонтов - арсеношри-том и шеелитом. Верхние горизонта конкретных кил многих месторождений обогащены тетраэдритом и самородным золотом, променуточные - теннантитом, нижние - халькопиритом; в рудах с глубиной растет Au/Ag (гила Январская,Ю.Аксу от 2,1 до 3,3 и т.п.). В Еана-Тюбе ассоциация пирротин+халькопирит верхних-средних горизонтов сменяется кубаюгтом на нижних.

Характерной особенностью месторождений является симметричное отроение околорудных геохимических ореолов: уровни содержаний элементов в надрудных и подрудных ореолах конкретных рудных тел ■близки, как и величины отношений индикаторных элементов, во многих случаях корреляционные связи Au-Hg, Aa-W..., факторные нагру-. зки, ряда элементов по рудным ассоциациям и степень влияния рудных элементов на факторы (Спиридонов и др.,1383), . Структуры месторождений. Все месторождения корневые, характерны структуры зон разрывных нарушений сжатия и сопряженные с ниш малоамшшгудные раздвиговые структуры, обычны многосистемные

трещинные структуры. Упорядоченные,более иль менее правильные системы золоторудных жил развиты на месторождениях, гае рудоносный интрузив занимает более 0,3 площади рудоносного блока(Степняк,Бе-стюбе-Запад,Ю.Аксу и др.)- Рассеянные неупорядоченные системы рудных жил сложной формы,часто короткометражные и криволинейные, развиты на месторождениях,где рудоносный интрузив отсутствует(Кана-Тюбе) или зашагает менее 0,2 площади рудоносного блока. Трещины, выполненные золоторудными жилами,обычно сколовне с движениями по ним взбросового характера. В некоторых мезо- и абиссальных месторождениях главные рудные-жилы следуют, вдоль даек микродиоритов, спессартигов... Интенсивность оруденеяия не коррелируется с обилием или отсутствием даек глубинного происхождения.

Месторождения штокверковые и типа оруденелых метасоматитов со-:, держат более половины запасов Аи формации; эта доля•примерно одинакова для местородцений пш-, мезо- и абиссальных. Штокверки и оруденелые метасоматитн развиты: 1)вдоль контактов и в объеме дайкообразных интрузивных тел(чаще плагиогранитоидов - Дж'еламбет-Север и др., но и в степнянитах - Джеламбет-Центр) и в дайках глубинного происходяетш кремнекислого состава; 2)в трубках' брекчий газо-гцдротершльного взрыва (Бестибе-Запад); 3)полосами шриной до 5-10 м едоль висячего и лежачего боков ведущих золото-кварцевых жил сферической и полусферической форш(Бестюбе-Центр); 4) в тектонизировашшх и лнстЕегогаизированных участках са скарнов(Ич- . екульмес) и скарнов(Ю.Аксу); 5)вдоль крушгоаиплитудшх разрывов висячего бока зоны:Целиноградского глубинного разлома(Кв.Горки). Многочисленные крутопада: дне ответвления зоны Целиноградского разлома - наиболее яркая'черта геологического строения Кварци-товых Горок(рис.12). Б этих разломах,секундах отложения тремадока ■и арешга,' находятся узкие тектонические линзы (клинья) метаморфи-тов 1%, % и 1?2, пород у, многочисленные блоки пород кварцитого-рской свиты <¡2. Исследованиями узоров ориентированных текстур в породах этих линз и,в породах их рама обосновано представление о внедрении клиньев кремнистых пород кварщгаогорской свиты снизу вверх. Тектоническому перемещении в более высокие горизонты способствовало обилие в блоках древних пород слоистых силикатов и графитистого вещества. Контуры рудных тел в значительной степени (для I Кв.Горки на 80-90$, дМ 2 Кв.Горки на 85-95^) совпадают с контурами тектонических блоков кремнистых пород первой пачки ква-рцитогорской свиты «2а» среди них же расположены рудные столбы. Значительно беднее оруденение в блоках черных сланцев в2ъ; в вул-

канатах аксуйской и в орогоЕиковашшх граунакках караказской свит; в песчаниках и слайдах -€2о. Вдоль многочисленных разрывов все типы пород,кройе кремнистых, заметно брекчированы.рассланцованы,гидротермально изменены, превращены в слакцы-пропилиты.сланцы-бере-зиты или -листвешты. Кремнистые породы {¡2а кливажированы и изменены гораздо меньше, сохраняли массу реликтов первичных текстур, радиолярии, спикулы тубок; в блоках кремнистых пород сконцентрирована масса трещин и шкротрещин- скола и отрыва. Ш Кв.Горках, как и на знаменитом Калгурли, почти все Au оруденение размещено в более жестких(хрупких) породах (Кв.Горки - фтаниты-спонголиты..., Калгурли - габбрб-долериты...),тогда как в расположенных рядом черных сланцах развиты лишь'бедные руда (литологический - петро-физический контроль оруденения).

Рудные столбы на многих месторождениях содержат значительную часть запасов Au. Они развиты только в тех участках ручных тел, где проявлено внутрирудное брекчирбвание. Рудные столбы имеют форму полос, гнезд..., размер их от долей м до 100x30 м. Еильные кварц и карбонат в пределах р'удкнх столбов содержат заметные количества углеводородов(метан...), битумоидов и графитоида,которые способствовали концёнтрированию Ац. Внделения самородного золота в рудных столбах более крупные,чем s рядовых рудах. Для жил Степняка характерны мелкие кусты п округлые гнезда, которые содержали до 70 кг Ли в объеме менее 0,5 w? Для жил Бестюбе характерны'скопления мелкозернистого золота в виде .лент, полос, гнезд'неправильной формы. Рудные столбы, и особенно их верхние части обогащены Ag и Hg относительно Au; так, для I Кв.Горки величины Au/Ag и Au/Hg б рядовых рудах в среднем 0,8 и 1,5; е рудных столбах 0,5 и 0,7; в верхних частях рудных столбов 0,2-0,3 и 0,5-0,6.

4.4 Типохимизм минералов и типоморфизм минеральных . ассоциаций разноглубинных месторождений Ранние карбонаты золоторудных жил и прожилков представлены сидеритом и ферродоломитом (гипабиссальные Кварцитовые Горки), доломитом и реже ферродоломитом (более глубинные Бестюбе и Степняк), Fe- и Mg-Pe-кальцитом (абиссальные Еана-хюбе и др.). . Шеелит с более рыхлой: структурой, обогащенный Sr, типичен для • типабиосального Бестюбе; с более плотной структурой - для мезоа-биссальных месторождений рудного поля Степняк; с наиболее плот-•ной структурой и бедный Sr - для абиссальных Джеламбета и Акоу.. Шеелит более глубинных местороздений.существенно богаче мо,г , tr (табл.10).

Характеристики шеелита плутоногенной золото-кварцевой формации CK3ÏÏ

Таблица 10

Фации глубин месторождений п г/см3 V Р Содержания,г/т ■

Sr Mo X TR Nd Dy Gd

гипабиссальная 10 5,88 313,1 7050 3 22 122 18 5 10

мезоабиссалькая 8 5,89 312,4 3200 152 231 567 152 52 76

абиссальная 15 5,93 312,2 1010 197 235 863 190 82 98

9 мае. 1«

Поздний пирит максимально обогащен Аз (до и Sb (до 0,8$) в гипабиссальных НварцитоЕых Горках.

Сфалерит обрхвщен Hg (до 6,5^, в среднем в гипабиссальных Кварцитовых Горках, в абиссальном О.Аксу богат In (100-300г/т). Блеклые руды продуктивной ассоциации. В блеклых рудах от гипабиссальных месторождений к абиссальным концентрации Ag и Hg снижаются на несколько порядков; поля состава блеклых руд в месторождениях разных фаций глубинности практически не перекрываются (рис.14). В гипабиссальных месторождениях развиты тетраэдрит (фрейбергит), арген-тот етра эдрит, аргентот енна нтит [18,59,60,63,86], характерны очень широкий диапазон состава п наличие многочисленных генераций блеклых руд (рпо.16). Самородное золото. Содержание Не в золоте от гипабиссальных месторождений к абиссальным снижается ira много порядков,Ag в несколько раз. Б рудах КварцитоЕых Горок - наименее глубинного пз плутоногеншсс месторождений развита Ы.-амальгама Au (табл.II)[28,86,88,93]. Поля состава золота в месторождениях разных фаций глубинности перекрываются в небольшой части (рис.15). Диапазон пробности золота в месторождениях пш-, г/езо- и абиссальных примерно одинаков (рис.17-19); для-гипабиссальных более характерны золотины с зональным и слонно-зональным строением, края обогащены Ag и (или) ils [22, 62-66, 85, 93].

, 0 20 Ю 60 ¡0 10

Рис.16. Эволюция состава блёклых руд рудного тела КГ-1У месторождения Кварцитовые Горки:от первого(1) до шзстого(б) зарождения,тренды показаны стрелками.

Таблица II

Средний состав (мас.%) самородного золота Кварцитовых Горок

Рудные тела и

КГ-1 4

КГ-1У 324

кг-ш 8

КГ-У 3

КГ-1 27

КГ-1У 122

КГ-1 9

КГ-1У 6

Аи

Не

Сумма

Проб/ вариации

:ость средняя

Ртутистое золото I генерации

89.5

86.6

88^1

7.0

8.1 10 3

8,3

4,1 4,9 5 4 2,3

100,6

99.6 100,5

98.7

882-895 803-918 835-866 876-889

Ртутистое золото 2 генерации

76,9 75,6

20,0 18,6

3,4 5,9

юо,: юод

Ртутистое золото " '68,5 29,3 64,5 25,1

713-817 672-823

(электрум) 3 генерации 1,7 99,5 674-697 II¡8 10114 ......

629-662

890 869 844 893

767 755

688 636

2 <и**р*цм»'

ко (и «о м #« в* «г Я»

Рис.17. Вариации дробности самородного ртутистого золота рудного тела КГ-1У месторождения Кварцито-вые Горки (п = 452 ). '

-1 Зм^алц«* |

' мл ПО Ш НО ела Ш «*

НюбмоГт» 1

■Минеральные ассоциации. От малоглубинных месторождений к глубинным сульфосоли Ав, рь сменяются их сульфидами, а затем теллури-дами; для гипабиссальнкх характерны андорит-У1, рощинит [8^,мнар-гирит, халькостибит, послезолотые ассоциации'минералов БЪ; для . мезоабиссальных - сочетание сулъфоактймонадов рь и галенита,примеси алтаита и теллуридов В1; для абиссальных - разнообразные теллуриды, в т.ч. алтаит с ламеллями теллуровисмутита (структуры.

распада твердого раствора), шнерплн гр.ойкинита (гл.обр.гладит) (табл.7-9). Разнообразие минеральных ассоциаций наиболее велико в гипабиссалышх месторождениях. Наличие скоплений пирротина, халькопирита, кубанитя является весьма положительным признаком золоторудных концентраций абиссальных, но отрицртелышм - для гнпа-биссалышх.

и-лоторудквя икш>рп я*

зо *«**••.<* »> «-ртим»

Частота АП'вликтовов аолото (п»44)

встреч.,^ 50 га 60

.-ШХач по еерткрлк

Л

В.Золото нолооСрчяопонно*(р«т«« и* й*ряр»мн»100) я •»гтимоки-1» о Сорттрито*

иа

■Д-Дкы^к-*»-»—

МИХМ т пг^тикплв

| ыо аго

-М

хШиЛ

900 «>0 010 ?>'Д> 1ХЮ Пии №0 МО 1120 НрьОяесТ»

Рис.19.Вариации пробности самородного золота по вертикали месторождения Джеламбет-Центр.

и некоторые

Рис.18.Вариации пробности самородного золота различных генетических типов месторождения Бестюбе-Центр.

4.5. Особенности минерального состава

генетические особенности формации

Для описанной золото-кварцевой формации характерно отсутствие самородных висмута и шшьяка, сульфосолей РЬ-Аз-аь, Ав-Ао, Лк-Ав-зъ, Ае-РЬ-Аа, минералов гр. овихиита, пираргирита, мальдо-нита, колусита.

Шгутоногешше золото-кварцеоте месторождения СГСЗП малообъемные и формировались в среде остывших пород. Вероятно этим обусловлены такие их особенности, как небольшой в целом масштаб вну-трирудного метаморфизма и перегруппировки рудного вещества; мзло-упорядоченное структурное состояние Ие-доломита в жилах гитбис-сальногоБестюбе и кобальтина в рудах мезоабиссального йчпеульме-са; почти изохимичесдий характер превращений пирротина¡45^ в от-

личие от крупнообъемннх месторождений' (колчеданных и шшх). 4.6 Некоторые " признаки глубокопроникаювдх месторождений и их эрозионного среза

Признаки глубокопроникающих месторовдений - приуроченность рудоносных интрузивов и главных рудных тел к крутопадающим со-складчатым взбросам, развитие на глубоких горизонтах сильванита и золота невысокой пробы(в абиссальных), высоко Ац блеклых руд(в гипабиссальных); крайне слабоконтрастная вертикальная зональность. Для некоторых глубокопронккакмдах месторождений характерен своеобразный тренд состава блеклых руд - снгекение сурьмянистости от ранних к поздним генерациям [68], среди поздних генераций блеклых руд такого месторолдешш - Кв.Горки-! автором открыт аргентотен-нантит [60].' Для таких местороздешШ типична эволюция рь-бь суль-фосолей от джемсонита и цпнкенита к буланжериту и галениту.

Признаками незначительного среза местороздештй являются: незначительный срез рудоносного интрузива; наличке на месторождении наиболее молодой из дорудгшх толщ данной структурно-фациаль-ной области (например, маятасская свита ашгалла на Кв.Горках,

■ рис.12); петцит-гесситовая ассоциация теллурвдов в абиссальных месторождениях; обильное развитие послезолотой сурьмяной минерализации е пш- н .мезоабиссальных мерторождениях. Признаком небольшой величины среза золоторудных штокверков является наличие в их пределах и на их флангах золоторудных кварцевых жил. Оценка среза месторождений может быть сделана по петрохимическим особен ностям околожпльннх метасоматитов (рис.6), по характеру распреде-лети ресурсов Аи по вертикали (рис.9). Наличие существенных россыпей золота вокруг месторозщений - свидетельство их значительного среза (Степняк, 1ана-Тюбе...)

ххх

Итак, позднеордовикская золото-кварцевая формация парагене-тически связана с интрузивами и дайнами инверсионной степнякит-тоналит-1ранодиоритовой форщцди, что доказывается пространственной и хронологической сопряженностью, однотипной последователь-

•ностью даек, метасоматитов и руд различных месторождений, близостью фаций глубинности, интрузивов и приуроченных к ним месторож-

■ дений. Это рудная формация - тонотип инверсионной гшутоногенной золото-кварцевой формации. Ее месторождения возникли в условиях

• закрытой системы, в относительно упорядоченных условиях, чем обусловлены устойчивый состав руд к рудных минералов по вертикали конкретных месторовдений и в то же время, дифференциация рудного1

вещества по уровням глубинности месторождений. Изученная золоторудная формация самостоятельная, для нее не существует так называемой базовой (материнской) формация.

. Инверсионный петрометаллогешческий ряд: степнякят-тонажт-1ранодиоритовая формация... золото-КЕарцевая формация возник на пике теплового воздействия на земную кору, вероятно отвечает максимуму метаморфизма в глубинных частях коры и сеязэн с порожденным этим метаморфизмом мощным флгадннм ^О-СОд потоком.

5. МИНЕРАЛЬНЫЕ фАЦШ СРШ РЗДООТЛОЖЕШЯ ПЛУТОНОГБШШ МЕСТОРОВДЕШЙ ЗОЛОТА Зависимость состава золотоносных березитов и листаенитов от состава исходных пород дана в разделе 3.15. Сходная зависимость проявлена и в золоторудных жилах по содержанию в ник карбонатов,хлорита ,пирротина.кубанита.галенита.минералов Н1,фробертата, составу пирротина (табл.12), ассоциациям сульфосолей и теллуридов ^2,15, 20-22,24,40,57,62,63,84].

Таблица 12

Состав пирротина рудных жил позднеордовикской золото-кварцевой формации СКЗП

Состав Месторож- Состав пирротина Рс

вмещающих промежу- моноклин- вало-

пород дения точный 1 ннй (содержание вый

амфиболито-роговики и горнблевдито-роговшш Аксу 48.А (9$) 46.4 (Ю&) 48,2

туйн меланобазальтов о известняковым цементом Еана-Тюбе 47,7-49,5 {Ы) 46.4 (27$) 48,1

габброиды Ю.Аксу 47,6(9С$) 46,9(105?) 47,5

степнякиты (и биотитовые роговики) Джеламбет 47,5 (Ш). 46,5 (825?) 46,7

актинолптовые роговики, туфы андезитов Кв.Горки 4 - ' (ВД) 46,5

туфы дацитов (и туфы базальтов) ЗНана-Йзбе 47,55 ' 46 Л (83&) 46,3

Руды месторождений, залегающих в черносланцевнх толщах, обогащены углеродистым веществом и Ее [72], у них пониженная величина Те/Зе', нацример в рудах Ичкеульмеоа (рис.П). Золоторудные место--роядения СКЗП и большинство других возникли при относительно высокой активности серы(1о® £з2 около -Э -тз при 300? -13 -18 при 180°), из самородных элементов в них содержатся только аи,изредка бъ. Относительно высокая аз в рудоносных гидротермах определи-

ласт, преждо всего наличием пиритоиосннх осадочных пород среди ру-довмещающих толщ[24,45,89 и др.].

Существуют месторождения Ли, которые содержат не только сульфиды, но преимущественно арсениды и анткмоюзды ie и Hi, не самородное золото, а медистое золото (Золотая Гора,Ср.Урал и др.).Эти месторождения залегают в крупных массивах серпентинизированных гппербазитов и контролируются телаш! родингятов; среди рудовмеща-ЮЩ1Х толщ здесь отсутствуют осадочные породы; они выделены как золото-родингатоБая формация(Р.О.Берзон и др.,1974 и др.). Наши исследования [эс] показали, что родингпты и окружающие серпентиниты Золотой Горн золотоносны там, где они лиственитизированн, основная масса медистого золота находится в прожилках карбоната с Т гом.ГЮЗ 190-150? соленость растворов 4-8 мае.% экв.ИаС!); по параметрам Т - соленость растворов месторождение близко к обычным плутоногенши гидротермальным месторождениям Au; зоны листве-нлтизации сопряжены с мелкими телами кварцевых диоритов и дайками кварцевых диорит-порфнритов,плагиохранит-порфиров.шщродиори-тов; развитие в рудах Золотой Горы гипогенннх меди,сурьмы.свинца, купростибита.нисбита.сейняйокнта свидетельствует о крайне низкой aS (log fS2 около -27 при 180°).

С учетом всех этих данных разработана схема фаций среда рудо-отложенш плутоногенных гидротершлъных месторождений Au (табл.13).

6. ИСТОЧНИКИ ВЕЩЕСТВА МЕСТОРОЩШИЙ ЗОЛОТА

Фактические данные, приведенные выше, свидетельствуют,, что источниками Si02, fei и1, Со, Си, рь, \v, s, Sa в рудных телах служили пудовмещающие толщи. Для рь это доказано идентичностью изотопного состава во вмещающих породах и в алтаите рудных жил [22]. Мобилизация s и Си из осадочных пиритоносных толщ облегчалась при ороговцковании, т.к. в роговиках их минеральные форлш -пирротин и кубашг. Ороговикованше углеродистые осадочные породы по видимому была одшш из главных источников углеводородов,бн-тумоидов, храфитоида рудных тел. Руды месторождений, сопряженных с инг-рузивами jmaraoiparaiTHoro типа, содержат первые г/т В1,.с интрузивами гоанодиоритового типа - до alOO г/т Bi, с интрузивами чдамеллитового типа - до аЮОО г/т Bi; вероятно, источником • 31 в золотых рудах били- гранатоиды повышенной калш}носта,С.Т.Еэ-далов (1966 др.) и ряд других исследователей полагала местные источники и для аолога. Однако, гзолопгееские и геохимические дашше, цриведенныз выше, свидетельствуют, что источники Аи(и Hg, Sb, '¿в) в рудах - глубинные.

В пределах СКЗП ресурсы золотых руд доинверсионного возраста были незначительны, что исключает существенные масштаба регенерации Аи. При становлении инверсионной тонаяит-гранодиоритоЕОй формации ювенильная каледонская нора базитового состава была существенно преобразована, что по нашему мнению явилось предпосылкой Аи оруденения существенного масштаба. Возмогшим источником рудного Аи могли быть также широко проявленные процессы диафтореза метаморфитов ЕЕ, сопряженные со становлением тоналит-хранодиори-тового комплекса. Наконец, геохимическая специализация на золото, установленная для наименее кремнекислых ортомагматитов инверсионной формации, возможно указывает вероятные глубинные источники Аи.

Таблица 13

Минеральные фации среды рудоотлояения плутоногенных гидротермальных месторождений золота

Состав рулозиеиавЧ»^ т о л в'

Горине порош Креняеххслха ( » Осиовше i Са скарян присутстми оерусс Ультра осяо »те I Увскаряа дерхацга город ) Основные среди улъ-траосвовннх(пои отсутствия серуссдер-жамих пород)

жильные иияеради зедугае хмрц HBáps.ca-Mg-Pe-rap-боввтн, хлорит Нб-Р«-Са-К8рйонаты, кварц, хлорат Са-Мк-Ге-карбонаты, хлорит

характер кие СТДрОКСММуСХОВИТ , феягаг феигиг.лейхофшшгг, парагопп Сг-геЬях^тлт, трфштт 1

ведущие рудлн« мянерали метасома TETO* шрот, арсеяогари шрротия .яльметат. хуоа кит, халькопя-рвт.шрп.рутв)!, арсенотрит Зр-шгяетвт, герспор^ят магнетит,срселит, маухерят

ЙГ* шрит.врсеиешрят шрит, шрротяя да-кошфит.арвекотрм геродорфит.сирят, вврротий магпетит,халмсознп

харак-терние юкерала меди юакопвраг, блеклые рзгч хатакогпрстмибаяит йлеюшв pjEU.oopítíT кубаият.лапетт . халысозии, медь ,куа роетисит, минерал С\Л15Ьг

еншца галеямт.оулатае-рят.циихетгт, • гладит джемоовит.оурвогот, 6ЙКИЯВТ паленит.евияец

oypím вптямояят Сер«врит,гудиутт уаиаииг сурьма,яисбят, сеаняйоит

золота i серебра золото, omssratt золото,креинер«, петниг золото медистое золото, злехтрум

теллура алтвит.тетрздтшт фробергят, теляуровяздуии иелотаг, кллуромснут (

охолорудяыа мемсомтти береэити.шрп-ое-рпгаговав метасо-матвтн.гумСеяты береэати-лястветгги биотит- гш гарэго-иитемврмпив лиот-векгти яктмттм лаотзегаты 1

; тиглям» Береэомкое, Акеу, Архангельское Золотая Гора, Мелектьегсков

Стеветл, Дзалакбет, Беояобв, íara-Tocta, Быи>га

Еаспльковско» |

7. ЭПИГЕНЕЗ ПОЭДНЕОРДОВИКСШ ИНТРУЗИВНЫХ И 'ЗОЛОТОРУДНЫХ ОБРАЗОВАНИЙ Эпигенетические преобразования, в целом, незначительны.

7.1, Низкоградный метаморфизм Наиболее широко, но в иефлъшой степени проявлены метаморфические новообразования цеолитовой, ломонтит-пренит-КЕарцевой,

'прениг-пумпеллиитовой фаций: прокилки и гнезда, цемент брекчий; характерны малоРе пренит, ферропумпеллиит, апофиллит[1]. Интенсивность метаморфизма выше в более глубинных интрузивах и месторождениях; в гапабиссальных развит Е-апофиллит, валлериит и смайтит (по пирротину и макинавиту) (Бестюбе); в абиссальных - У-ОН -апо-филлит, пирит-шагнетит (по пирротину) (Джеламбет и др.).

7.2.Тектонизация и эпигенетический гидротермальный метасоматоз При наложении позднеорогенных СБ разломов с мощными зонами катаклаза.и ореолами эйситизации на месторождения Ац произошло их частичное (Буденновское) или полное (Маннбайское) уничтожение, с растворением и выносом из руд золота и сульфидов.

7.3. Процессы выветривания Большая часть месторождений убого- и малосульфидные,-поэтому обычно зона вторичного сульфидного обогащения отсутствует. Гипо-генное золото в коре выветривания окружено оторочками высокопробного (970-1000) золота и хлорартарйта; теллуриды Аи-Ае превращены в агрётатн горчичного золота, теллурита, маккейита, родалкилари- ' та, хлорартарйта [14]. В коре' выветривания золото-теллурвдных месторождений автором открыты билибинскит, богдановит и другие плшботеллуриды Аи(Ае)-Си-Ве [23,26,29,39,75,94]« теллуриты РЪ,Си,' В1 - шшмботеллурит, балякинит, мжрнит,чеховичит[31,36,51,69]. х х х

Б заключение отметим, что для прогресса учения о рудных-формациях необходим детальный радиальный анализ сопряженных магоа-тических, метасоматических и рудных образований.

ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОШШ На основе изучения каледонской СеЕероказахстанской золоторудной провинции и с учетом данных по другим провинциям разработана модель плутоногенной гидротермальной золото-кварцевой формации и ; соответственно, сделан прогноз на золото для центральной части провинции.

1. Основное золотое оруденение складчатых областей центральноазп-атского типа связано с инверсионной степнякит-тоналит-гранодио-ритовой формацией, завершающей островодужный этап развития подвижной области, Ортомашатиты формации являются производными то- ■ налитовнх и гранодиоритовых магм; ' эффекты машатического замещения, а также контаминации в верхней части коры были 'незначительна. Геохимическая специализация на золото установлена для наименее кремнекислых ортомагаатитов.

2. Основная часть промышленного золотого оруденеяия пространст-

венно и хронологически сопряжена с обособленными малыми многофазными интрузивами степнякского типа, которые яеляются особой тек-тоно-маплатической фаццей тоналит-гранодиоритовой формации. Для золотоносных плутонов типоморфны тела ранней (предбатолитовой) интрузивной фазы, сложенные кварцевыми биотит-роговообманковыми лейкотаббро-коритами, которые названы нами степнякитами; они фиксируют наиболее долгоживущие и глубокопроникающие разломы.которые в дальнейшем были рудогодводящими.

3. Грандиозный объем и геохимические особенности тоналит-гранодиоритовой формации обусловлены возникновением складчатой области на зрелой докаледонской континентальной коре и эволюцией земной корн от зрелой к незрелой в -ходе развития подвижной области; на начальной стадии этой эвожщии в некоторых участках возникла каледонская кора океанского типа.

4. Характерная принадлежность формации - петрологически чужеродные дайки спессартптов являются производными базальтоидных маот островодужного типа.

5. Золотое оруденение является одтш и наиболее поздним из многочисленных эпизодов послеинтрузивной лэдротерлильной деятельности, порождено процессами березитизации - лиственитизации, находится

в возрастной ьилке наиболее поздних родственных даек глубинного происхождения ; при этом, источники золота, ртути, сурьмы, теллура в рудных концентрациях - глубинные, концентрации золота в ру-1 дах способствовали углеводороды и битумоиды.

6. Область рудогенеза плутоногенной золото-кварцевой формации находится в зоне хрупких деформаций выше изотерш 400°, в интервале глубин~1-12 км. Максимальные параметры рудоотложения: 370°С( 3,5 кбар, соленость растворов 17$, ССОо 7 моль/кг растЕора, С^ ■2,5 моль/кг раствора, PK2S 2,5 кбар. Фациям глубинности соответствуют минеральные типы месторождений: гппабиссальной г золото-серебросульфосольно-аятимонитовый с «Сг-амальгамой- золота,рощини-том и аргентотеннаятитом(открыты автором) й золото-галенит-суль-фоантимовдовнй (Р 0,3-1 кбар); кезоабиссальной - золото-таленит--сульфоантишшщОЕЫй и золото-гвлэнитоеый с теллуридами (Р 1-1,8 кбар); абиссальной - з о ло т о -га л е тт -теллуридный й золото-теллу-рцщшй (Р 2-3,5 кбар). ?,';шера.тыше фации руд в значительной мере обусловлен« составом рудовмещающих толщ, прежде всего концентрацией в них серы, "

7. Состав самородного золота в значительной степени обуслоглен наличием в рудах других минералов-концентраторов серебра,прежде

всего блеклых руд; при их отсутствии йробность.существенно ниже; вариации дробности увеличинаготся при замещении золотом серебросо-дернащих сульфидов и теллуридов или при образовании золота в ходе гипогенного разложения ауростибита.

8. В коре выветривания автором открыты новые минералы: группа би-либшскита-богдановита, плшботеллурит, балякинит, смирнит, чехо-вичит, которые яеляются прямым поисковым признаком концентрированного эндогенного золото-теляуридного оруденения.

Основные публикации по теме диссертации

1»Спиридонов Э Апофиллит одного из золоторудных месторождений Северного Казахстана // Веотн.ИГИ-Свр.геол.1964.N4.C.66-60.

2.Спиридонов Э.М. Геологическое строение Степняксксго золотоносного интрузива «Северный Казахстан) // Еестн.МГУ.Сер.геол.196В.Ы4.С.97-104.

3.Коптев-Дворников В.С»tВоскресенская Н-Т.(Емельяненхо Л*ф>(Зверева В■Ф•i Нааьяова Г.11. Петрова И.А. (Спиридонов З.М. ^елъдиан В.ИчЫалавв Ш.С. Тектоно-магматические фации гранитоидоо и их рудонссность // Эндогенные рудные несторож-йения .И. Наука • 396В .N1-С .239-244.

4.Спиридонов Э*Л* Об анортозитовой тенденции дифференциации // Проблемы пч'грйХииии.Л.Наука. 1969. С.35-36.

S-Koplev-Ovornlkov V.S.(Ye¡uelyanenko P.F* ,Spiridonov E.M. .Feldman V.l. Ptítrocraphic Features of gold-beari hg intrusive nasses of the Stepnyak type (Northern KssaV-hstav) // Intern.Geo!.Rev.1969.Vol.11.N12-p.1392-1398.

6.Спиридонов Э.М. Анортозитовая тенденция дифференциации и классификация гарных пород основного' состава на диагрьдке А.И.Заавриихога И Билл.КОЩ.Отд. геол.1970.Т.45.Вып.5.С.143.

7.Спиридонов Э.М. Зо-лато и недь в горных породах Стелнякскога и Бестмбинс-кого золоторудных полей // Геол.и гео^из.1971.Ы9.С.121-130.

B-Бабичев Е-А-,Еулыго А.3.»Спиридонов 3.JI- и др. Стратиграфия и магматизм ордовика центральной части Степнякского синклннория // Свстн.МГУ.Сер.геол.1972. N4.С.46-57.

9-1рралов Д.К.(Спиридонов Э.М. Использование петрохипических данных для.вы-, явления пород золотоносных n.'.'JTCHüi} стелкякского 7ипа Северного Казахстана с припенением корреляционного анализа и дмскрининанткых Функций /У Еилл-МОИП-Отд.' I еол. 1972.Т.47.Вып.2.С. 153-154« .

Ю.Соколова Н .ф.(Спиридонов Э.М. Совнеотное прикеиение химических анализов и рентгеновской дифрактоиетрии для изучения карбонатов на примере кальцита(Доломита и анкерита // Новые методы исследования минералов и гарных порсд.М.Изд.КГУ. 1973.С.22-25.

11.Спиридонов Э.М.(филипызв К.П>(Соколова Н>ф. и др. Геологическое строение и возраст иестороядения Кварцитовые Горки в Северном Казахстане У/ Бшлл.КОИП* Отд. геол. 1973-Т. 43. Был. 5. С. 159-160.

12.Спиридонов З.М. (Соколова H.IJ. ^Гаг.еев А.К. Минеральные ассоциации аалота-теллуридного весторождения Жана-TmSe (Северный Казахстан) // Геология рудных кесторо*дений.1974.Т.16.N1.C.54-65. ;

lj.Спиридонов Э.М. Анортооиты1габЁроидные анортозиты и анортозитовые габ-броиды Северного Казахстана /I Магматич.и метапорфич-комплексы Казахстана. Алва-Ата. Наука. 1971. С. 176-178.

f Спиридонов 3.М.(Соколова Н.?.(Иупхова Н.Г. Сильванит из золоторудного месторождения Жана-Тюбе в Северной Казахстане // Минералы м парагенезисы минералов эндогенных месторожд-А. :Падка.1975-С-117-121.

15.Спиридонов Э.М. фациальность плутонов крыккудукской интрузивной серии . Северного Казахстана в связи р рудоносность» /( фацяальнов и форлационноа расчленение гранитоидоа.Свердловск.1975.С.24-32.

16.11азьнова Г-Н. (Спиридонов Э.К. «ИГадаев И.С. Ауростибит месторождения Бео-тмбв в Северной Казахстане (первая находка в СССР! // Докл.АН СССР.1975.Т.222. N3.C.6B7-689.

17.Спиридонов Э.М. Типоморфивн светлых слил и хлоритов гидротермальных метасоматитов Северного Казахстана // Новые данные о типоиорфизмв минералов и минеральных ассоциаций.К.С Наука.1977.С*44-46<

Ю.Назьпова Г.Н-(Спиридонов Э.М. Минеральные ассоциации участков совмещения золоторудной и сурьмяной минерализации // Методические нинералагические иооледо-

в»ния.М.:Наука.1Э77.С.97-103.

19>Зардиа(1Шили Н.Э..Спиридонов Э.МчСоболев Р-Н. и др. Гранитоидные комплексы каледонид Центрального Казахстана // Геология и полезные ископаемые Центр-Казахстана..М.:Наука.1977.С.203-219.

20.Спиридонов Э.II. .Соколова Н.фчЧвилева Т.Н. и др- Телдуровисмутит и тетрадинит Северного Казахстана // Тр.Нинерал.музея АН СССР.197В.Пып.26. С.120-139.

21 .Спиридонов Э.М. .Соколова Н.фчГапеев А-К. и др. КабельтФрабергмт несто-рождения Жана-Tioêe в Казахстане // Тр-Минерал.кузея АН СССР. 197В.Еыг>.2ь. С.110-145.

22-Наэьиова Г-HСпиридонов Э.МчИалзев Î?• С■ Минеральная и геохимическая зональность золоторудных месторождений ранних каледонид Северного Казахстана // Веотн.МГУ-Сер.геол.197В.HI.С.66-73.

23.Спиридонов Э.МчЕеэсмертная M.C. ,Чоилеоа Т.Н. Билибинскит - новый пине-рал золото-теллуридних месторождений // Зап-ВМО.197В.N3.C.310-315.N4.C.301.

24.Спиридонов Э.МчМапур Камид• Пирротин поэднеордосикских месторождений Северного 1Саяахстана-//Тр.Минер.иаэея АН ССС?."197а.Вып- 27.С. 161-182.

25«Спиридонов Э.И.(Сергеева И.Е.(Соколова Н-ф. и др. Железо-титановое ору-денение клин шроксенит-габбрового интрузива Отайды-Карасу о Северном Казахстане .// Геол.рудных несторождений.1979.T-21-N1.С.23-35.

26.Спиридонов Э.Ц..Чаилвпа Т.Н. Богдановит Ао (CitiFe) (Те.РЬ) - новый мине-

3 3 2

рал из группы интерметаллическиу соединений оплота // Веотн.МГУ.Сер.геол.1979« N1.С.44-52.

27.Спиридонов Э.М. Титанистый кулсонит месторождения Калгурли // Докл-АН СССР.1979.Т.245.N2.С.447-449.

2В.Мазьмоеа Г.Н.,Спиридоноа Э.М. Ртутистра золото // Докл.АН СССР.1979. Т.246-Ми.С.702-705.

29.Спиридонов Э.МчЧвилева Т.Н. Безснертнооит Au Cu(Te,Pbï- носим минерал

4

из зоны окисления месторождения Дальнего Востока U Докл.АН СССР. 1979.Т.249.N1. С.183-109.

30.Спнридсшо» 3.М. Геосинклнкальные баэитопые комплексы и их металлогения // Натер.по геол.Центр-Каоахстана.Т.Х1Х.Ц.:иэд.КГЦ.1980.С.102-121.

31-Спиридонов Э.11- Оалякинит CuTeO^- новый «инерад из зоны окисления

!/ Докл.АН СССР-19В0.Т.25".N6.С.1440-1430-

32.Мирошниченко А-А..Спиридонов Э-ГС..Орлова О.С. Иастороадение Ичкеульмрс // Металлогения Казахстана.Алиа-Ата¡Наука.1980.С-76-01-

33.Спиридонов 3.К. 1 Крапива Л-ЯчГапеев А-К. и др. Груэдеаит Си II9 Sb S -

ö 3 4 12

новый минерал (Средняя Аа-ля) // Докл.АН СССР. 1931.Т.261 .N4.С.971-976.

34. Спиридонов Э.И. О сгзяаи типического состаэа и некоторых рентгеновских характеристик теллуридов виспута // Минерал-журнал.19й1.Т.З.М4.С.В6-09.

35.'с1ульга В .М* .Спиридонов Э.М. Ордапикские и силлурийские интруэитше копп-лексы // Геолсгич.карта Казахской СССР наситаба 1:500000.серия Центральноказахс-танская-Алиа-Лта.1931 .С.134-201. •

Спиридонов Э.М. ,Тэьаяаепа O.Ii. Плякйотелл'Лдт основкй минерал

Л Докл.АН СССР.1982.T.2S2.M5.С.1231-1235. J

37.Груздев B.c.,прушипская Э.ЯчСлиркдонов Э.М. и др. Сурьпянистый пирит Л Докл.АН СССР.19S2.Ï.2S4.H2.C.445-451.

ЗВ.Спиридонов Э.М. Hcutre данные о раннан докембрии Иигкеальнесского антикли-нория (Северный Казахстан! // Докл-АН СССР.1902.Т.247.Н4.С.920-925.•

39.Spiridonov E.K. Chvileva T.M. Нем gold minerals group-bil ibinsfcite group (pluabo- and stibioplimbotellurides) // IMA-B2.13 General.Meet-Varna.19Q2.P.72.

40«Спиридонов Э.М. Минералогия скарнаэого песторождения Ичкеуль.шс (Северин Казахстан) /У Тр.Минерал.нузея АН СССР. 1932.Вып.30.С-203-226.

41-Доагоева Е-АчКанонсв 0.ВчСпиридонов Э.М. Новые данные о палеозойском тоналит-плагиогранитнои интрузиве Тыркыауэа // Вест.МГУ.Сер.геол.1933-M3.C.45-57.

42.Спиридонов З.МчБадалоп A.C. Эволюция блеклых руд в вулканогенной месторождении Кайрагач,Восточный Узбекистан // Геол-рудных несторождений.19Q3-Т.23. U4.C.1CB-114.

43.Сахарова М.С. (Криэи^ая H.H..Спиридонов 3.Ü. и др. Первая находка' мельдонита в Сибири // Докл.АН СССР.19S3.T.270.N4.С.960-9^2.

■М.Спиридансз Э.К.^Бадалоп A.C. Сурьмянистый подсонит несторождения Кайра-гач.восточнкй Узбекистан // Докл.АН СССР.19ВЗ.Т.271.N3.С.710-714.

43.Спиридонов Э.И. Зависимость состава пирротина Сеоерногг Казахстан« от уоловий его образования I/ Петроге ез и эндогенный рудогенез.М.:иэд.К0ИП.19ВЗ. С.112-120.

46.Спиридонов Э.И..Бадалоа А-С* Оанадийсолершащие кассетирит и сульФосоли

вулканогенного месторождения КайрагаЧ| Восточный Узбекистан i J Докл.АН CCCP.19Ü4. T.274.N2.C.107-409.

47.Spiridonov E.M.iChvileva Т.Н.iBadalpv A.S. Antimony-bearins CQlusite. Cu V As Sb Sn S iof the Kairagach deposit and on the varieties of colusite // 26 2 2 2 2 Intern.Geo) .Rev. 1984.Vol -26.k' .P.534-539.

40. Спиридонов 3>K. Проблема рудоносного степнякского интрузивного комплекса Саперного Казахстана // Проблемы петрологии Казахстана. Алма-Ата-1984.Т.1. С.106-163.

49«Спиридонов Э-М- Метаморфические комплексы Иикеольнесского антиклннория и Ствпнякского синклинсрир // Tan же.С.1ь1-163.

50-Бадалав A.C. »Спиридонов Э.М. ,Гейнке D.P. и др. Нинералы-оапородные элементы и теллуриди вулканогенного рудапраяаления Кайрагач (УэССР) // Зап.Узбек. отд.БМ0.19В4.М37.С.64-67.

51.Спиридонов Э.МмДенина Л.А>»Долгих В.И. и др. Смирнит BÍ ТеО - новый

минерал // Докд-AH СССР.1994.т.278.N1.С.199-202.

52.Спиридонов Э.М.,Казанцев О-П. Цемент Т.Н. и др. Геологические особенности распределения и соотав золоторудных месторождений раннекаледонской Северока- ' захстанской провинции как основа для прогноза плутоногенного золотого оруденения // Тр.ЦНШГРИ.1934.Вып. 193.С.99-103.

53.Спиридонов .. .И* «Даиевская Д.ft. Особенности акцессорных хромипинелидов лампрофиров«сопряженных о 7оналит-гранодиоритсвын комплексом Северного Казахстана // Акцессорные минералы горных пород.Л.¡изд.АН СССР.С.16-19.

54.Спиридонов Э.Ц.,0кругин ü.M. Селенистый годфилдит - новая разновидность блеклых руд п Докл.АН СССР.1985-Т.2Э0.Н2.С.476-478.

55.Варламова I-А.,Спиридонов Э.М. ,Минервин О-В. Уточне! -в стратиграфической схемы среднего и верхнего ордовика Северного Казахстана // Бюлл.КОИП.Отд■геал. 1983.Т.60-Вып.I-C.63-72.

56.Спиридонов Э.М. Первая находка ниакафториотых магнезиальных скарнов на северо-востоке Центрального Казахстана // Вести.МГУ.Сер■геол.1935.N1.С.95-98.

57.Спиридонов Э.М. Минеральные ассоциации золото-теллуриднага месторождения . Некое Аксу о Северном' Казахстане 7/ Зап.Узбек.отд.ВМО. 1985.Еып.за.С.90-95.

SB.Cm-m донов Э.М. 0 видах и разновидностях блеклых руд и рациональной номенклатуре минералов группы-Некоторые замечания об условиях образования Блеклых РИД // Тр «Минерал, ну оея АН СССР.19В5.Вып.32.С.128-146.

59.Спиридонов Э.М. (Чвилеаа Т.Н. 1Качалс»ская В.К. О влиянии серебра на оптически е свойства и параметр решетки блеклых руд // Докл-АН СССР.19S6.T.289.N2.

С.432-439.

60.Спиридонов Э-К.,Соколова Н-Ф- »Гапеез А.К. и др. Новый минерал - аргенто-теннантит Л Докл-АН СССР. 1986-T-290-W1 .С.206-211 •

61.Спиридонов Э.М.|Качаловская В.М.,Чоилева Т.Н.Новая разновидность блеклы* руд - таллийсодеряаций хакит // ДокЛ.АН CCCP.1986.T.290.N6.C.1470-14В1•

62.Спиридонов Э.М.(Нааьмова Г-Н.,Шалаев Н.С.<11)авкин Г-Н. Месторождение Бестюбе 1/ Золоторудные месторождения СССР.Т.U.M.1986.С.32-43.

'3.Спиридонов Э.М.|Ыалаев B.C. ,Наоьяова Г.НмДанилоо В.И. «Сулейменоо U.X.. иаикин Г-Н- Месторождение Дяеланбвт // Тан же С.44-56.

64.Спиридонов Э.М. Месторождение Степняк i/ Тан же С.37-65.

65.Спиридонов Э.М. Месторождение Нжное Акоу // Тан «в 0*66-74.

66-Спиридонов Э.н.,филипьвз М.П.|Балашез E.fl. и др. Месторождение Кварцытс-выа Горки /1 Тан яе С-75-06.

67.Спиридонов Э.М.|Демент Т.Н.архангельский Д.Н. и др. Некоторые результаты изучения магматических комплексов в процессе среднеиасытабного объемного гео-лого-геофиэического картирования рудного поля Аксу (Северный Казахстан) и использование результатов для локального прогнозирования /! Магматически* и пвта-нор»ичеткив Формации Казахстана.Алма-Ата.19В6.С.188-193.

6Ь.Спиридонов Э.М. ТипонорФныв оообенности блеклых руд некоторых плутоио-генных)вулканогенных.телетермалъных месторождений золота // Геол.рудных месторождений. 1987-Т.29.М6.С.ВЗ-91.

69.Спиридонов Э.М*(Петрова И.В.,Данина A.A. а др. Чеховичит Si Те 0 - ио-

2 4 И

вый минерал // Вестн.МГУ.Сер.геол.1987.N6.С.71-76.

70.Спиридонов Э.М. Минералы - индикаторы полотого оруденения « минералогическое картирование в рудных падях Северного Казахстана // Минералогия-народному хозяйству.Л.¡Наука.19В7.С-71-72.

71.Спиридонов Э.М. Особенности минерального состава кайнозойских и древних

' вулканогенных и плутоногециых месторождений колота и некоторые причины их различия // Зап.Узбек.отд.BM0.1987.Вып.40.С.37-38.

¡ 72.Спиридонов Э.М. Черные сланцы а геосинклинальных толщах ранних каледонид Северного Кааахотана:геохияия|мннералогия>роль в эндогенном рудообраэовании //

Г*иХИПИя |ИИНер«йЛ&ГИЯ и ЛИТОЛОГИЯ ЧИННЫХ Ui/ldHUtii.CbiK-J'MÜKdH" l907.C«fclO-Sl -

73.Спиридонов Э-МчДепент Т.Н. Среднемасштабное и крнпнопаситабное обьепнов геолого-геофизическое картирование рудных узлов - необходимый вид регионального геологического изучения /¡ интенсификация регионального геологического изучения территории СССР-Свердловск.19S7.C.10b-10S.

74.Спиридонов Э-М- О толигх кварцитов среднего и верхнего риФея Северного Казахстана // Билл.МОИП.Отд.геол.1987.T.62.N2.C.71-7B.

75.Чвилева Т-КчБезсмертная М.С.,Спиридонов Э.М. и др. Справочник-определитель рудных минералов в отражением свете // М.¡Недра.1933.504с.

76.Спиридонов Э.М. Магматические комплексы,некоторые аспекты эвол»ции вемной коры,металлогения раннекаледонской области Северного Казахстана.

// Петрология и минералогия Казахстана.Кн.1.Алма-Ата.19В8.С.0О-ВЗ.

77.Спиридонов Э.М. Фации глубинности рудоносных интрузивов Северного Казахстана // Геол.рудных месторождения.19ВЭ.Т.30.N2.С. 100-104.

78.Спиридонов Э.И. |Гигачев С-П.,11виин Н.К* и др. Специфика островод;жиого комплекса тремадока Северного Казахстана // Докл.АН СССР.1988.Т.301.N6.С.413-420.

79-Спиридонов Э.М. ,Дгшеэская Д.М. Хроишпинелиды и ассоциирующие с ними минералы раннегеосинклинальных ультраосновных вулканитов Северногс Казахстана // Тр.Минерал.музея АН СССР.19S8.Вып.35.С.161-182.

80.Спиридонов Э.М.,Ширакова Г-М- 0 новом типе золото-урановой «ильной минерализации i Северный Казахстан // Матер, пр геол. урановых песторлвдений.М.19QS. N111.С.73-76.

В1 .Спиртва С.К.,Дунин-Барковская Э.А..Юсупов Р.Г.,Ксваленкер В.А.,Спири"О-нов Э.М. и др. Новые данные о минералах Узбекистана // Таикент!фан«1989.316о.

В2.Спиридонов Э.М.*Ериова Н.А.»Тинамаева 0-И. Кочкарит - РЬВ) Те -новый ми-

4 7

нврал коитактова-летапорфиэованных руд /I Геол.рудных меатороядений.1939.Т.31• N4.С.98-102.

В".Спиридонов Э.М..Коротаева Н.Н-.Ладыгин В.М- Хронш1инелиды,титананагнетит и ильмерчт островодужных вулканитов Горного Крыма // Зестн.МГЦ.Срр-геол-1939.Kio. С.37-55.

В4*Спиридонов Э.М.»Прокофьев В.М. Геохимические особенности и условия образования плутоногенных эолото-теллуридных концентраций в каледо*:идах Северного Казахстана // Геол.рудных месторождений.1989.Т.31.N6.C-26-39.

В5>Спиридонов Э-М. Особенности золотой минерала ;ацяи скарнового золото-медного месторождения Ичквулькес (Северный Казахстан) J/ Зап.Цзёек.отд.ВИ0.19В9. Вып.42.С.30-32.

86*Спиридонов Э.М. Эволюция сосуцествунщих ртутистого золота и блеклых руд Квариитовых Горок (Северный Казахстан) f1 Эап.Уз6ек.отд.БМ0.1990.Вып.43.С.6-10.

87.Спиридонов Э-ИчИгнатов А.И.,Шубина Е-В. Эволюция блеклых руд вулканогенного месторождения Озерковское (Канчатка) // Изв.АН СССР.Сер.геол.1990.N9. С.82-94.

88.Спиридонов Э-М.<Петрова И.В.,Даиевская Д.М- и др. Роцинит

Аз РЬ 5Ь S - новый минерал группы аидорита // Зап.ВМО. 1990 Л .119.Бып.5.

19 10 31 96 С.24-32.

B9.SpiPído«ov Е.М.,ProVoíyev V.Yo. Geochemical characteristics and conditions of formations of the plutonogeni с gold-tel lurids deposits in the Caledonides of Horthem Kazakhstan // Intern.Ceol.Rev.1990.Vol.32.N2.P.180-200.

90*Спиридонов Э.М. Листвениты и зодиты //Геал.рудных месторождений.1991. Т.33.N2-С,38-48.

91.Спиридонов Э.М.,Бадалов A.C. Мышьяковистый теллурантимонит ' первая находка) и теллурантимонит,условия их образования в вулканогенных гидротермальных месторождениях эалата // Зап.Узбек.отд.БМ0.1991•Выл. 44 •

92.Спиридонов Э.М* Нагиагит AuPb Те Sb S {уточненные данные о составе)

5 4-х х 6

U Тр.Минерал.музея АН СССР.1991.Вып.37.С.12В-138.

^З.Спиридонов Э.М. Самородное ртутиЬтое золото Северного Казахстана U Там as.С.108-123.

94.Спиридонов Э-М. 0 составе и структуре минералов груш. ; билибинскита-бог-дановит- // Там »е.С.133-145.

93.Спиридонов Э-М- Cdothoubhhí раэнофорпациончых иетасоматитов тоналит-гра-нодиоритовога комплекса Северного Казахо ана М Билл. МОИ Л. Отд. геол. 1991.Т..66. Вып.3.С.121-122.

96.Спиридонов Э.М.,Прокофьев В.В..Петров В.К. и др. Сейняйокит <первая находка в СССР),нис6ит1Купростибит,оу елит«п>ухерит|улъманнит и сурьма месторождения Золотая Гора (Средний Урал) и условия их образования // Тр.Минерал.музея АН СССР.1991.Вил.38.