Научная электронная библиотека

Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания

ПЕТРОЛОГИЯ ЗОЛОТОГЕНЕРИРУЮЩЕГО МАГМАТИЗМА

Гусев А. И.,

Глава 4. ЗОЛОТОНОСНЫЕ ЩЕЛОЧНЫЕ КОМПЛЕКСЫ

Различные типы золотого оруденения связаны с щелочными и ультрабазит-базитовыми щелочными комплексами. Краткая характеристика этих комплексов и типы оруденения приведены в табл. 24.

Таблица 24

Характеристика щелочных комплексов, с которыми связано золотое оруденение

Ортомагматические комплексные золотоносные месторождения образуют согласные и дискордантные месторождения платиноидов и золота, как несмешивающиеся сульфиды и глобули металлических сплавов, обычно ассоциирующие с хромитом, магнетитом [Mutchler, Mooney, 1995]. Он встречаются в следующих комплексах:

1. В Аляскинском типе ультрабазитов и в других зональных или расслоенных ультрамафит-мафитовых комплексах;

2. В Инаглинском типе и других зональных или расслоенных ультрамафит-фельзических комплексах.

Дискордантные и слоистые ортомагматические месторождения рассеянных до массивных медно-никелевых сульфидных телах с кобальтом, PGE, золотом в слоистых или зональных щелочных комплексах.

Магматически-гидротермальные месторождения представлены благородными металлами с медью и железом ( ± никель, ± мышьяковистые сульфиды) (IOCG класс месторождений и другие типы) формировались в процессе становления щелочных плутонов из высоко температурных и высоко солёных флюидов.

Магматически-гидротермальные месторождения включают подтипы [Mutchler, Mooney, 1995]:

1 – Медно-золото-порфировые месторождения, связанные с шошонитовыми сиенит-монцонит-диоритовыми плутонами (например, Симилкамин в Британской Колумбии; Аллард Шток в Колорадо), или с зональными пироксенит-сиенит-карбонатитовыми комплексами (например, Люлекоп, Палабора, Африка; Вэллэби Австралия; Баянь-Обо, Китай). В этой группе образуются медные месторождения с благородными металлами в штокверках, рассеянной вкрапленности, кварцевых жилах, пегматитах, эндоскарнах и экзоскарнах; для них характерны относительно высокие содержания сульфидов в рудах и преобладание меди над серебром и золотом и ± PGE.

2 – Золото-порфировые месторождения в связи с окисленными и карбонатитзированными относительно фельзическими сиенитовыми плутонами. Для них характерны микровключения золота в пиритах, рассеянная вкрпленность, штокверки и жилы; золото ? серебро; рассеянные количества халькопирита ± молибденита ± шеелита ± галенита ± гематита. Примеры: Янг-Дэвидсон и Матачеван Консолидейтид месторождения в Онтарио.

3 – Платиноидные ± золото ± серебро в рассеянной и сегрегированной формах в медно-никелевых сульфидных концентрациях в краевых зонах щелочных плутонов. Примеры: Комплекс Голдвэлл, Онтарио; Сапфо, Британская Колумбия; Комплекс Аверил (рудное поле Франклин), Британская Колумбия.

4 – Золото-серебро-содержащие массивные метасоматические и рассеянные вкрапленные железо-, мышьяк- и медно-сульфидные рудные тела в карбонатных породах по периферии щелочных плутонов; такие месторождения подразделяются на низко сульфидные чисто золотоые экзоскарны (месторождения Юдит и Литл Бэлт Маунтин, Монтана) и на маасивные золото-серебро-содержащие пирит-замещённые тела (месторождения Дойль Групп, Ла Плата Маунтин, Колорадо).

5 – Смешанные (комплексные) благороднометалльные месторождения в дайках, жилах штокверках и плутоно-связанных брекчиевых трубках взрыва; они могут быть чисто благородно-металльными или благородно-металльными в ассоциации с медными и полиметалличекими сульфидами; многие месторождения имеют признаки переходных от магматически-гидротермальных к эпитермальным
системам.

Изучению генезиса карбонатитов уделяется большое внимание в связи с тем, что они сами по себе относятся к флюидным магмам мантийного происхождения, способным концентрировать в себе большое число рудных металлов и формировать различные по составу, часто комплексные месторождения. Для них характерна различная степень мантийно-корового взаимодействия. Уникальность карбонатитовых расплавов состоит в том, что они обладают большой ёмкостью на многие рудные металлы – уран, торий, редкоземельные элементы, стронций, барий, цирконий, гафний, железо, титан, ванадий, медь, золото, фосфор. При этом не все карбонатитовые массивы формируют месторождения полезных ископаемых. Мало того, нередко рудоносные массивы располагаются рядом с массивами, содержащими не промышленные концентрации металлов. Причина этого, как правило, не обсуждается. Нами проанализированы петрологические особенности и флюидный режим некоторых карбонатитовых массивов, в которых наблюдаются различные типы оруденения и массивы, не содержащие промышленного оруденения. Особое внимание уделено карбонатитам, продуктивным на золотое оруденение. В настоящее время золотое оруденение выявлено на 4 карбонатитовых месторождениях (Ковдор, Люлекоп, Вэллэби, Баян-Обо) (табл. 26).

Редкометальные месторождения промышленного и полупромышленного масштаба известны на следующих формационных типах карбонатитов [Фролов, Толстов, Белов, 2003].

1. Карбонатиты щёлочно-ультраосновных комплексов, как правило, центрального типа с четко выраженным ядром, сложенным собственно фосфор-редкометальными карбонатитами, с крупными, иногда уникальными запасами и концентрациями редкоземельных элементов (РЗЭ), ниобия, фосфора в составе руд (Араша, Томтор, Маунт-Велд, Белозиминский, Чуктукон).

2. Карбонатиты линейно-трещинного типа, приуроченные к системам разломов меньшего порядка по сравнению с предыдущим типом, с некрупными, но иногда довольно богатыми месторождениями (Потанинское, Вишнёвогорское, Булдымское в Ильмено-Вишнёвогорском миаскит-карбонатитовом комплексе Урала, Татарское на Енисейском кряже; Новополтавское в украинском Приазовье).

3. Карбонатитовые массивы, связанные с К-щелочными сиенитами, образующими крупные месторождения за рубежом (Маунтин-Пасс, США; Нам-Сё, Вьетнам), и некрупные в России (Мурунское на Западном Приалданье; Карасуг
в Туве (Тыве).

4. За рубежом выделяют также своеобразные карбонатиты типа Палабора (Африка), с которыми связаны комплексные железо-оксидные медно-золоторудные месторождения [Groves, Vielreilor, 2001; Porter, 2000; Gandhi, 2000] с промышленными концентрациями меди и золота. Формирование ийолит-карбонатитовых массивов типа Палабора (Лулекоп, Палабора, Шпитцкоп в ЮАР, Карджил в Канаде) являются древнейшими на Земле с радиологическим возрастом 1800 ± 100 млн. лет в пределах Южно-Африканской и Северо-Американской протоплатформ с возрастом фундамента 3000-2600 млн. лет.

Сложные многофазные плутоны центрального типа (ийолит-карбонатитовые) включают до 8 породных групп: 1 – оливиниты или дуниты; 2 – мелилитолиты;
3 – якупирангиты, мельтейгиты и другие щелочные ультрамафиты; 4 – ийолиты и уртиты; 5 – нефелиновые и щелочные эгириновые сиениты; 6 – фоскориты (апатит-магнетит-оливиновые породы); 7 – кальцитовые карбонатиты; 8 – доломитовые (анкеритовые) карбонатиты. Внедрение таких сложных плутонов происходило в условиях сжатия, о чём свидетельствуют блоково-купольные дислокации вмещающей рамы и приурочиваются нередко к латентным разломам. При этом исходная щёлочно-ультраосновная магма фракционировала в глубинном резервуаре, а в приповерхностную область в строго гомодромной последовательности интрудируют глубоко специализированные (преимущественно, анхимономинеральные) дифференциаты. Петрологические особенности глубинных очагов характеризуются слабым и локальным термическим возмущением недр.

Как следует из экспериментальных данных, щелочно-ультрасновные магмы возникают на максимальной для кратонных областей глубине (более 80 км) при минимальной (менее 10 %) степени плавления мантийного вещества (гранатовый лерцолит, обогащённый некогерентными элементами и в условиях повышенной активности СО2. Такие термодинамические условия способствуют сегрегированию магм в стационарных очагах большой вертикальной протяжённости. При этом, в процессе последующего опускания геоизотерм глубинные очаги карбонатитообразования реагируют многократным перераспределением ионно-молекулярных компонентов магмы по типу Сорэ и обогащением летучих компонентов, что, скорее всего, и приводит к ступенчатому, последовательному отделению структурно-упорядоченных фракций – сначала тугоплавких – оливиновых, меллилитовых и других, а затем и всё более низкотемпературных, обогащённых флюидами (фоскориты, кальцитовые и доломитовые карбонатиты) и щелочами.

Карбонатиты линейно-трещинного типа карбонатит-нефелин-сиенитовой формации формировались, скорее всего, в процессе дифференциации миаскитовых магм, как это показано для детально изученного Ильмено-Вишнёвогорского комплекса [Недосекова, Владыкин и др., 2009]. Предложены 4 основных модели формирования комплексов этой формации.

1. Модель мантийного анатексиса при парциальном плавлении щёлочно-ультраосновного и щёлочно-базальтового расплавов верхней мантии или мафитовой нижней коры с образованием самостоятельных (родоначальных) фонолитовых магм с широкой вариацией составов от сиенитов до уртитов [Бейли,
Шерер, 1970].

2. Модель формирования карбонатит-миаскитовых комплексов как поздних дифференциатов магм щёлочно-ультраосновной формации. Согласно экспериментальным данным, зарождение родоначальных ультраосновных магм повышенной щёлочности, способных генерировать карбонатитовые магмы, происходит в результате низких степеней частичного плавления (обычно от 5 до 15 %, но не более 25 %) мантийного карбонатизированного перидотита с образованием первичных расплавов оливин-мелилитового, нефелинитового, щёлочно-пикритового, базанитового и щёлочно-базальтового составов [Bultitude, Green, 1968; Грин, 1973]. Предполагается, что эволюция подобных родоначальных магм при подъёме в верхние горизонты литосферы приводит к формированию широкого спектра более дифференцированных щелочных расплавов вплоть до остаточных трахитов и фонолитов [Фролов, Толстов, Белов, 2003; Макдональдб 1976].

3. Модель корового анатексиса, или трансформации гнейсово-амфиболитового субстрата в породы фенитовой серии под воздействием потока мантийных флюидов и последующего развития анатектических процессов, обусловивших становление карбонатит-миаскитовых интрузий. Модель разработана на основе геолого-петрографического изучения Ильмено-Вишневогорского комплекса [Левин, Роненсон, Самаев и др., 1977].

Щелочные магматические породы рассматриваемого формационного типа представлены щелочными и миаскитовыми нефелиновыми сиенитами, обладающими признаками продуктов коровых водонасыщенных расплавов: биотит-нефелин-двуполевошпатовая ассоциация со средним содержанием нефелина от 30 до 32 % и SiO2 от 55 до 56 %. По экспериментальным данным миаскиты Ильменорского массива плавятся при температуре от 700 до 800 °С и РH2О 3 кбар [Щёкина, Гораменицкий, Юдинцев, 1984].

4. Модель формирования щёлочно-сиенитовых расплавов, карбонатитов и рудных образований в них в результате жидкостной несмесимости в магматических расплавах при различных значениях флюидного давления СО2 [Маракушев, 1988].

По данным [Rass, Girnis, 2008] карбонатитовые тела Вишнёвогорского массива формировались на глубинах от 10 до 15 км в результате флюид-расплавного взаимодействия.

Как будет показано ниже, золотоносные карбонатиты характеризуются специфическими особенностями флюидного режима и насыщенностью расплавов серой.

В Ковдорском железорудном месторождении (Хибины) выделяются кальцит-магнетитовые руды с зеленым флогопитом как магматического, так и постмагматического этапа. Для первых характерно образование флогопитовой каймы по форстериту и отсутствие стремления к мономинеральности. Для вторых стремление к мономинеральности является характерной чертой, что проявляется в их гнездовом строении. В гнездовых кальцит-магнетитовых рудах форстерит является устойчивым минералом.

Магнетит-редкометальные и доломит-магнетитовые руды имеют гнездовое строение и, по аналогии с гнездовыми кальцит-магнетитовыми рудами с зеленым флогопитом, предположительно сформированы на постмагматическом этапе и являются метасоматическими.

Для карбонатитов Ковдора, как и для других аналогичных по составу карбонатитов и руд, обосновывается следующий механизм мантийно-корового взаимодействия. Как известно, кроме пород железорудного комплекса, сформированных в магматический этап, в Ковдорском месторождении присутствуют породы послемагматического этапа: кальцит-магнетитовые руды 2-го подтипа, магнетит-редкометальные и доломит-магнетитовые руды. Все они имеют гнездовое строение с мономинеральными гнездами карбоната, окруженными друзовой оторочкой магнетита. Формирование мономинеральных зон является характерной чертой метасоматитов послемагматического этапа [14]. В кальцитовых карбонатитах 2-го подтипа форстерит является обычным, равновесным с кальцитом, минералом, поэтому этот парагенезис можно использовать как индикатор образования карбонатитов послемагматического этапа. Некоторые исследователи считали гнездовые кальцит-магнетитовые руды тыловой зоной метасоматической колонки Главного рудного тела. Однако эти руды формируются не только по любым породам Главной рудной залежи, но и во вмещающих слюдяно-клинопироксеновых породах. В последнем случае вокруг них развиты существенно форстеритовые породы без апатита, что доказывает существенный привнос фосфора только в магматический этап. Привнос железа, по-видимому, также осуществлялся только в магматический этап, а в постмагматический происходило только его переотложение, как и апатита. С более поздним этапом становления карбонатитов связано формирование наложенного золото-сульфидного оруденения с платиноидами в виде прожилков и вкрапленности, местами сопровождающихся кварцевыми и карбонатными оторочками.

Таким образом, привнос рудных элементов наиболее логично связать с трансмагматическими флюидами, способными переносить рудные компоненты и равновесными с карбонатитовым расплавом.

Субмаринные эксгаляционные месторождения включают основные полиметаллические ассоциации и благородно-метальные. Они имеют связь с щелочными комплексами: щелочными базальтами, трахитами и карбонатитами в экструзивной и интузивной формах. Среди них можно выделить несколько подтипов:

Тип Куроко с комплексными рудами Cu + Zn + Pb + Au + Ag + Ba обнаруживают связь с щелочными базальтами и трахитами (месторождение Риа-Голд в палеозойской островодужной обстановке, Британская Колумбия [Hoy, 1991]; палеозойское рифтово-связанное месторождение Клиа Лэйк, cвязанное с щелочными базальтами на Юкон Территории [Morin, 1981].

Комплексные месторождения типа Блэкбёд Co + Cu + Au ± As ± Ni ± Bi. Это метаморфизованные эксгаляционные месторождения, ассоциированные с субмаринными мафическими щелочным и карбонатитовым вулканизмом в протерозойском поясе бассейна Иеллоувякет, штата Айдахо.

Комплексные эксгаляционно-осадочные месторождения тип SEDEX с рудами Pb+Zn+Ag+Sn, связанные с щелочными долеритами. Примером может быть крупное месторождение Сулливан в Британской Коумбии, связанное с силлом Мойе [Hoy, 1989].

Кипрский тип медно-серебряных месторождений (золото, кобальт) массивных сульфидных залежей, ассоциированных с палеозойскими щелочными базальтами пиллоу лав; примером может быть месторождение Биг Майк Майн в Неваде [Rye et al., 1984].

Вулканогенные марганцевые месторождения ± Сu ± Hg, сформированные в ассоциации с щелочными базальтами симаунтов, или в океанических рифтовых бассейнах; примерами могут быть палеозойское Блэк Диабло месторождение в Неваде [Johnson, 1977] и эоценовое месторождение Олимпик Пенинсула в штате Вашингтон в США [Park, 1946].

Месторождения типа Рекспар, представленные флюритом + ураном + торием + редкоземельными элементами (REE) + cвинцом + серебром + стронцианитом. Месторождение Рекспар в Британской Колумбии является необычным метаморфизованным палеозойским эксгаляционным месторождением, ассоциированным с интрузиями трахитов и вуланогенными породами [Pell, Fontaine, 1989]. Такие высоко фтористые эксгаляции могут быть близки протерозойскому аналогу месторождения Брокен Хилл в Австралии [Plimer, 1984].

Месторождения типа Олимпик Дам с железом + медью + ураном + золотом + серебром ± барием ± лёгкими редкоземельными элементами (LREE). Аналогами могут быть месторождение Сайнт Франкос Маунтин штата Миссури [Sims et al., 1987], Сех Чахун и Чадор Малу в Иране [Forster, 1989]. Эти месторождения связаны с суперщелочными гранит-сиенит-габбровыми плутонами, которые формируются в анорргенной обстановке, часто в связи рифтогенезом. В близкой обстановке сформировались брекчиевые трубки НОР (NOR) и диатремы месторождений Коул Крик Доум Юконской Территории [Parrish, Bell, 1987], а также брекчиевые трубки Редбэнк Северных Территорий Австралии [Knutson et al., 1979], вмещающих железо+медь ± кобальт ± уран ± золото ± REE минерализацию, аналогичную месторождению Олимпик Дам и связанных с гранит-сиенит-габброидными
плутонами.

Щелочные породы, вмещающие золотые месторождения в архейских сдвиговых зонах. К этому типу можно отнести зооторудное месторождение мирового класса Кирклэнд Лэйк в Онтарио, вмещаемое частично сиенитами, становление которых происходило в бассейне типа пул-апарт. Месторождение локализуется вблизи главного сдвигового разлома Лардер Лэйк и Сброса Кадиллак. Е. Камерон представил модель формирования месторождения, связанного с мантийной генерацией щелочной магмы, обогащённой флюидами с преобладанием CO2, транспортировавших золото в таких глубоко проникающих сдвиговых зонах к местам рудолокализации [Cameron, 1990]. Указанная модель может быть применима и для других архейских золотых месторождений, связанных с щелочными интрузивными породами в «бассейне Тимискаминг» и зеленосланцевом поясе Шебандован в Онтарио [Shegelski, 1980].

Зонально связанные порфировые и эпитермальные месторождения золота. Как считают некоторые исследователи подтверждено сосуществование щелочно-интрузивно- связанных чисто золотых эпитермальных систем, которые могут формироваться выше и по периферии порфирово-медных с благородными металлами [Fears et al., 1986; Saunders, May, 1986]. Указанные исследователи подтвердили такую зональность в положении по вертикали эпитермальных и порфировых систем при изучении интрузивно-связанных магмо-рудно-метасоматических систем Колорадо. Такие взаимоотношения отмечены в рудных полях Тудогона и Сульфурета в Британской Колумбии [Panteleyev, 1986; Shcroeter et al., 1989; Diakow et al., 1991], а также в рудных полях Лихир Айлэнд и Поргера в Папуа Новой Гвинее [Sillitoe, 1989; Richards et al., 1991]. Эти месторождения (Криппл Крик, Аллард Шток, Галоре Крик и др.) связаны с комплексами щелочных небольших интрузивов, включающих сиениты, латитовые фонолиты, фонолиты, лампрофиры, мафические пегматиты, фельзические сиениты. Интрузивные породы обогащены высоководными флюидами СО2, F, B.