Научная электронная библиотека

Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания

ПЕТРОЛОГИЯ АДАКИТОВЫХ ГРАНИТОИДОВ

Гусев А. И.,

Глава 5. РУДОНОСНОСТЬ АДАКИТОВЫХ ГРАНИТОИДОВ

C адакитоыми гранитоидами связаны различные типы оруденения. С адакитовыми интрузивными породами связаны порфировые и эпитермальные медные и медно-золоторудные месторождения в Чили и на Филлипинах [Thieblemont, Stein, Lescuyer, 1997; Sajona, Maury, 1998; Oyarzun, Marquez, Lillo, Lopez, Rivera, 2001].

Многие медно-порфировые месторождения Восточной Азии связаны с адакитовыми гранитоидами [Ludington, Mihalasky, Hammarstrom, Robinson et al., 2012]. Эта ассоциация и корреляция адакитовых гранитоидов и медно-порфировых месторождений отмечена во многих регионах мира [Thieblemont and others, 1997; Mungall, 2003]. Прямое, непосредственное плавление слэба не удовлетворительно в настоящее время как единственный уникальный фактор для генезиса порфировых медных месторождений (Richards and Kerrich, 2007).

Различные типы золотого оруденения известны широко в мире в связи с адакитовыми ассоциациями горных пород.

Золото-черносланцевое оруденение в Бакырчикском золоторудном районе Восточного Казахстана тесно пространственно ассоциирует с дайками плагиогранитов и тоналитов адакитового типа.

В Западно-Калбинском поясе, в пределах которого наиболее распространены малые интрузии и дайковые пояса адакитовых гранитоидов, известно более 450 золоторудных месторождений и проявлений, которые локализуются, в основном, в Мукурском, Бакырчикском и Кулунджунском рудных районах (рис. 38). Ведущая магмо- и рудоконтролирующая роль принадлежит системе глубинных разломов ЗСЗ простирания, фиксируемых зонами брекчирования, смятия и гидротермальной минерализации, а также цепочками золотоносных малых интрузий и даек плагиогранитов и тоналитов. А.Ф. Коробейников и В.В. Масленников [Коробейников, Масленников, 1994] все месторождения и проявления золота Западной Калбы объединяют в одну золото-кварцево-березит-лиственитовую формацию с выделением следующих типов минеральных ассоциаций, зонально распределённых на месторождениях: 1 – золото-пирит-арсенопиритовый в березитах-лиственитах; 2 – золото-углеродисто-пирит-арсенопиритовый в лиственитизированных углеродистых терригенных породах; 3 – золото-кварцево-полиметаллически-сульфидный жильно-штокверковый в березитах-лиственитах; 4 – карбонатно-кварцево-антимонитовый в лиственитах.

К ведущим геолого-промышленным типам оруденения относятся золото-мышьяково-углеродистый (бакырчикский), золото-сульфидно-кварцевый апокарбонатный (суздальский) и золото-кварцевый (кулуджунский) [Дьячков, Титов и др., 2009].

Золото-мышьяково-углеродистый тип месторождений (бакырчикский) фиксируется в среднегерцинском рудоносном уровне (С2–С3) и объединяет молассовые лимнические толщи буконьской свиты (С2-3). В состав последней входят наземные сероцветные молассы, флювиолимнические и болотные углеродистые черносланцевые литофации, являющиеся благоприятной рудовмещающей средой для концентрации золотого оруденения. В Бакырчикском рудном поле основные месторождения (Бакырчик, Большевик, Глубокий Лог и другие) контролируются Кызыловской зоной смятия широтного простирания. На месторождении Бакырчик в рудовмещающем юните выделяется 4 рудоносных горизонта микститов, обогащённых углисто-глинистым веществом и растительными остатками. Рудная зона, по данным разведочных работ, имеет пологое залегание и прослежена по падению на 1 км, при ширине
150–200 м. Рудные тела представлены линзовидными и лентовидными залежами гидротермально-изменённых алевролитов, сланцев и песчаников с прожилково-вкрапленным оруденением. Золото образует несколько морфологических разновидностей, преобладает тонкодисперсная вкрапленность в пирите и арсенопирите. По разведанным запасам (сотни тонн) и прогнозным ресурсам Бакырчик относится к крупным объектам мирового класса.

Рис. 38. Схематическая карта минерагенического районирования Западно-Калбинского золоторудного пояса и использованием данных [Дьячков, Титов и др., 2009]:
1 – рыхлые отложения осадочного чехла; 2 – границы золоторудного пояса; 3 – границы рудных районов; 4 – площади рудных узлов; 5–7 – рудные формации: 5 – золото-кварцевая, 6 – золото-мышьяково-углеродистая, 7 – золото-сульфидно-кварцевая апокарбонатная. Рудные районы: I – Мукурский; II –Бакырчикский; III – Кулуджунский.
Рудные узлы: 1 – Мукурский; 2 – Кедейский; 3 – Эспе; 4 – Бакырчикский; 5 – Сарытау; 6 – Казан-Чукур; 7 – Канайка; 8 – Жантас; 9 – Сентас; 10 – Джумба; 11 – Кулуджун. Месторождения: 12 – Мираж; 13 – Суздальское; 14 – Баладжан; 15 – Байбура;
16 – Бакырчик.

Золото-сульфидно-кварцевый апокарбонатный тип приурочен к раннегерцинскому (суздальскому) рудоносному уровню (D3–C1). Крупное Суздальское месторождение представлено первичными золото-сульфидно-кварцевыми рудами
(среднее содержание золота 10 г/т) и золотоносными корами выветривания мезозойского возраста. Они разрабатывались методом кучного выщелачивания. Для поиска новых месторождений перспективны тектонические чешуи, линзовидные тела олистростромовых известняков, подверженных метасоматическим изменениям (скарнирование, окремнение, аргиллизация, пиритизация и т.д.), вызванных интрузиями и мантийными флюидами в зонах меланжирования
и покровно-надвиговых структурах.

Золото-кварцевый тип оруденения отражает раннегерцинский рудоносный уровень (кулуджунский), широко представленный морскими малоуглеродистыми граувакками, отложениями междуговых прогибов (аганактинская свита, С1). В них развиты многочисленные, преимущественно, мелкие месторождения и проявления золото-кварцевого и золото-сульфидно-кварцевого типов, парагенетически связанных с адакитовыми гранитоидами кунушского комплекса (Кулуджун, Баладжал, Лесть, Сенташ, Джумба, Лайлы и др.). Золоторудные кварцевые жилы и зоны минерализации контролируются разрывными нарушениями и приурочены к контактам массивных песчаников и углисто-глинистых алевролитов. Сульфиды кварцевых жил предствлены пиритом, арсенопиритом, редко халькопиритом, сфалеритом. Золото на 95 % самородное с размером золотин от 0,05 до 0,5 мм, реже более 1 мм. В пирите и арсенопирите содержится до 5 % токодисперсного золота размерами 10–20 мкм. Видимое золото пробы 803–959 ‰ связано с жильным кварцем и образует выделения в микротрещинках, интрестициях его зёрен, в сульфидных агрегатах. Часто оно образует «пылеватые» скопления в синем кварце («синяк») [Коробейников, Масленников, 1994]. В жилах выявлены самородки размерами 1–3 см. Отдельные месторождения в настоящее время разрабатываются.

В Восточной Туве с адакитовыми гранитоидами протстранвтсенно и парагенетически связано золотое оруденение Тарданского рудного узла.

Тарданский рудный узел приурочен к сочленению Тувинского устойчивого срединного массива с зоной Каахемского глубинного разлома и одноименной структурно-формационной зоной. Основное распространение золотого оруденения связано с Каахемским глубинным разломом и краевой частью крупного Каахемского гранитного батолита по рекам Копто, Малый Копто, Бай-Сют. Основную рудогенерирующую роль играл глубинный магматический очаг, сформировавший раннепалеозойский Копто-Байсютский диорит-тоналит-плагиогранитный массив, серию даек диоритовых порфиритов, спессартитов, метасоматиты и оруденение золота. Характерной особенностью гранитоидов Копто-Байсютского диорит-тоналит-плагиогранитного массива, в отличие от сходного Зубовского участка со значительно меньшей золотоносностью, являются аномальные параметры флюидного режима рудогенерирующих гранитоидов в сторону увеличения фугитивности воды и углекиcлоты, восстановленности магматогенных флюидов [Гусев, Гусев, 2000; Гусев, 2012; Гусев, 2012].

В пределах рудного узла развиты несколько геолого-промышленных типов оруденения: 1 – жильный золото-сульфидно-кварцевый, 2 – золото-медно-скарновый с магнетитом и гематитом, 3 – золото-порфировый. Последний тип выделен нами впервые и представляет несомненный интерес в связи со своей масштабностью проявления в рудном узле и возможными крупными запасами золота.

Жильный золото-сульфидно-кварцевый тип оруденения формирует жилы и жильно-прожилковые зоны. Кварцевые жилы с карбонатами и сульфидами развиты преимущественно в гранитоидах, тяготея к эндоконтактовым частям интрузива, реже распространены во вмещающих вулканогенно-осадочных толщах кембрия (месторождения Проездное, Тардан-2, Контактовое и другие). Протяжённость жил
100–320 м, мощность от 0,1 до 1,6 м (в среднем 0,3–0,5 м). Простирание жил субмеридиональное, падение от вертикального до достаточно полого (20–30°). Вмещающие породы слабо березитизированы, окварцованы, лиственитизированы. Жилы сложены кварцем 2-х генераций. Кварц 1 генерации серовато-белый, массивный, крупнокристаллический или друзовидный. В нём присутствуют альбит, анкерит, кальцит, хлорит и пирит 1 генерации, образующий метакристаллы размерами от 0,5 до 2 мм. В зальбандах жил, реже в средней их части присутствует кварц 2 генерации, тесно ассоциирующий с пиритом, халькопиритом, марказитом, халькопиритом, блеклой рудой, галенитом, сфалеритом, редко – арсенопиритом и золотом. Такой кварц гетерогранобластовый, белый, иногда почти прозрачный. Сульфиды формируют гнёзда, линзы и прожилки. Содержание сульфидов варьирует от 5 до 12 %. Концентрации золота варьируют от 0.1 до 230 г/т. Золото образует чешуйки, зёрна неправильной формы размерами от 0.1 до 1 мм. Содержания серебра в рудах от следов до 40 г/т, висмута от 0,05 до 0,2 %.

Сульфидно-кварцевые жилы по простиранию нередко переходят в линейные штокверки сближенных жил и прожилков на участках дробления гранитоидов в тектонических зонах. Мощность таких зон достигает 8–10 м. Состав рудных и жильных минералов аналогичен таковым в жилах.

Золото-порфировый тип оруденения приурочен к участкам сильной трещиноватости и дробления плагиогранит-порфиров и дайкам диоритовых порфиритов и спессартитов. Этот тип оруденения образует своеобразные штокверковые участки кварцевых прожилков и прожилково-вкрапленными выделениями кварца с пиритом, редко – арсенопиритом и свободным золотом. Золото-порфировый прожилково-вкрапленный тип оруденения формирует участки размерами от 40×120 до 70×1000 м среди плагиогранит-порфиров.

Кварц ранней генерации образует среднезернистые агрегаты в более мощных прожилках и раздувах. Кварц 2 генерации появляется на участках скоплений сульфидов. Тонкие прожилки кварца мощностью 1–6 мм образуют своеобразную «сетку», в которой прожилки сопровождаются вкраплено-линзовидными и гнездовыми выделениями сульфидов. Пирит кристаллизовался в идее пентагон-додекаэдрических выделений размерами 0,1–0,3 мм. Дисульфид железа мышьяковистый, с повышенными концентрациями кобальта, висмута и серебра. Содержания золота в нём варьируют от 15 до 150 г/т. Содержания золота в рудах от 0,1 до 6 г/т. В местах появления арсенопирита концентрации золота увеличиваются до 10–20 г/т. Пробность золота колеблется от 910 до 955 ‰. Температура гомогенизации газово-жидких включений дорудного кварца 1 генерации – 320–300 °С, а рудного кварца 2 генерации – 270–290 °С.

Золото-медно-скарновый тип оруденения с магнетитом представлен несколькими месторождениями (Тарданским, Коптинским, Соруглугхемским) и рядом проявлений. Наиболее крупным и изученным является Тарданское месторождение
[Коробейников, Ананьев, Гусев, 2012; Коробейников, Ананьев, Гусев, 2013]. Оно приурочено к западной приконтактовой части Копто-Байсютского интрузива. Структура рудного поля относится к комбинированному типу, где сочетаются сближенные субпараллельные сбросо-сдвиговые зоны, рассекающие полого-погружающийся западный контакт Копто-Байсютского гранитоидного массива. На месторождении развиты магнезиальные и известковые скарны. Внутреннее строение скарново-рудных залежей зональное: 1 – приконтактовые деформированные диориты, тоналиты, нередко амфиболизированные, хлоритизированные, карбонатизированные за счёт пироксен-плагиоклазовых околоскарновых пород; 2 – зона магнезиальных скарнов мощностью 1–5 м.; 3 – зона известковых скарнов с магнетитовыми рудами мощностью 3–70 м.; 4 – серпентинизированные форстеритовые кальцифиры и бруситовые (апопериклазовые) мраморы мощностью 100–200 м. Известковые скарны рассекают магнезиальные, местами замещают их, а сами, в свою очередь, замещаются послескарновыми метасоматитами. Ассоциации флогопит-ксантофиллит-паргасит-мелилит-геленит-серпентиновых, магнетит-актинолит-хлорит-гематит-шабазитовых пород и бруситовых кальцифиров отвечают преобразованным магнезиальным и известковым скарнам и могут рассматриваться как ретроградные скарновые изменения.

Исходные магнезиальные скарны магматического этапа сложены шпинелью, фассаитом, фассаит-форстеритовыми, доломит-фассаитовыми, форстеритовыми ассоциациями с примесью гистерогенных паргасита, флогопита, геленита, ксантофиллита, мелилита, серпентина. Известковые послемагматические скарны представлены диопсид-салитом, гроссуляр-андрадитом, скаполитом, волластонитом, везувианом с образованием пироксеновых, гранатовых, волластонитовых и пироксен-гранат-скаполитовых тел. Они содержат примеси наложенных послескарновых ретроградных минералов – актинолита-тремолита, магнетита, гематита, эпидота, хлорита, альбита, калиевого полевого шпата, пренита, талька, ломонтита, кварца нескольких генераций, кальцита, пирита, халькопирита и других более редких минералов.

Рудные тела в скарнах представлены зонами лиственитизации в магнезиальных и известковых скарнах с вкрапленно-прожилковыми, линзовидными, гнездовыми кварц-карбонатно-золото-сульфидными ассоциациями. Форма рудных тел контролируется тектонической трещиноватостью скарновых залежей и представлена линзовидной, гнездовой, столбообразной формами. Наиболее обогащёнными золото-сульфидной минерализацией оказались магнетитовые линзы и актинолит-хлоритовые апоскарновые метасоматиты, сформировавшиеся в зонах деформаций и замещения магнезиальных и известковых скарнов, являвшихся физико-химическими барьерами на пути движения гидротермальных растворов. Продуктивная минерализация размещена в скарнах крайне неравномерно. Количество сульфидов (пирит, пирротин, арсенопирит, молибденит, халькопирит, борнит, халькозин, тетраэдрит, сфалерит, висмутин, шапбахит, теллуровисмутит, тетрадимит, алтаит) в скарново-рудных телах варьирует от 1 до 7 %.

Выделяются 3 генерации золота. Золото в рудах мелкое (0,07–0,3 мм). Первая генерация золота связана с наиболее высокотемпературными магнезиальными скарнами, где оно ассоциирует с мышьяковистым пиритом. Проба золота первой генерации 900–920 ‰. В этом золоте примесями являются железо (0,5–1,5 %), медь (1–2 %). Пробность 2 генерации, ассоциирующей с арсенопиритом, борнитом, халькозином от 905 до 960 ‰. Элементы – примеси в золотинах 1 генерации представлены серебром (5–6 %), медью (0,07–0,08 %), свинцом (0,002 %). Пробность более поздней 3 генерации 980–990 ‰. Золото третьей генерации ассоциирует с тетрадимитом, алтаитом. Примесями в нём являются: ртуть (1–3 %), теллур (0,5–1 %) и серебро (0,5–0,3 %).

В целом выделяется 3 этапа накопления золота и других металлов в процессе эволюции Тарданской магмо-рудно-метасоматической системы: 1 – высокотемпературный (800–650 °С) в магнезиальных скарнах магматического этапа; 2 – среднетемпературный (480–430 °С) в послескарновых ретроградных метасоматитах; 3 – средне-низкотемпературных наложенных на скарны метасоматитах, связанных с лиственитизацией и сульфидизацией, а также кварц-карбонатно-сульфидных прожилках и гнёздах (320–120 °С).

По данным инверсионно-вольтамперометрического анализа в скарновых образованиях Тарданского месторождения обнаружены платина и палладий [Коробейников, 2006].

Магнезиальные и известковые скарны, не содержащие магнетит-сульфидной минерализации, характеризуются обычно фоновыми содержаниями платиноидов: 5–10 мг/т Pt и 4–15 мг/т Pd. Высокие концентрации этих элементов характерны для лиственитизированных и сульфидизированных скарнов: они содержат 8–22 г/т Au, 1–33 г/т Pt, 0,25 г/т Pd. Отношения Pt/Pd в минералах разных ассоциаций показали такие цифровые данные: 0,5–3,2 для магнетитовых руд и 39–943 для лиственитизированных и сульфидизрованных скарнов. Это свидетельствует в пользу значительного накопления платины в минеральных ассоциациях позднескарновых и послескарновых образований по сравнению с палладием [Коробейников, 2006].

На диаграмме fS2–fO2 чётко прослеживаются генетические особенности скарнового и гидротермального этапов месторождения, где отчётливо наблюдается высокая фугитивность серы и низкая – кислорода для Тарданского и Ульменского месторождений, содержащих ранние магнезиальные скарны, по сравнению с другими скарновыми объектами Алтая и Горной Шории (рис. 39).

На диаграмме log S2 – T° C eстановлено, что формирование оруденения на месторождении Тардан протекало в две стадии: раннюю кварц-пирит-пирротиновую с арсенопиритом и позднюю кварц-халькопирит-борнитовую с молибденитом и золотом. При этом гомогенизация газово-жидких включений в кварце 1 генерации в ассоциации с гексагональным пирротином и арсенопиритом происходит в интервале от 285 до 320 °С. Температура гомогенизации газово-жидких включений кварца второй генерации в ассоциации с халькопиритом и борнитом гораздо ниже и составляет
240–260 °С. При такой смене термодинамических условий формирования оруденения от ранней к поздней стадии происходит заметное увеличение активности серы гидротермальных растворов (log aS2 от –14,3 – –13 до –9,2 – –8,3) (рис. 40).

В Горной Шории с адакитовыми гранитоидами постранственно и парагенетически связано оруденение железо-скарновое с золотом Майского рудного поля.

Майское рудное поле расположено в Горной Шории в междуречье Лебедь-Каурчак. Оно приурочено к восточному контакту Майского интрузивного массива, вытянутого в субмеридиональном направлении в пределах Кондомско-Лебедской мобильной зоны.

Рис. 39. Диаграмма fS2–fO2 систем Fe–S–O и Cu–Fe–S по [Barton, 1979; Holland, 1959] для золото-медно-скарновых и скарново-железорудных месторождений IOCG класса Алтае-Саянской складчатой области (составлена автором с использованием данных вышеперечисленных исследователей). Месторождения Алтае-Саянской складчатой области: 1 – Майское (Горная Шория); 2 – Синюхинское (Горный Алтай);
3 – Ульменское (Горный Алтай); 4 – Тарданское (Тува)

Рис. 40. Диаграмма aS2 – температура для стадий Тарданского месторождения
по [Barton, 1979]. Py – пирит; po – пирротин; aspy – арсенопирит; loll – лёллингит;
L – жидкость. Сгущением точек показаны поля соотношений активности серы и температур для разных стадий

В изученной части Майского месторождения отмечены только известковые скарны.

На Майском месторождении известны биметасоматические и инфильтрационные скарны. Наиболее изучены первые. Значительный вклад в исследованиях скарновых залежей месторождения внесли Н.Ф. Столбова (1970), В.А. Вахрушев (1972), Л.К. Павлова (1976, 1993), В.А. Сараев (1966), А.И. Гусев (2000), А.М. Кузнецов (2000) и другие.

Рис. 41. Диаграмма fS2–fO2 систем Fe–S–O и Cu–Fe–S по [Holland, 1965; Barton, Tulmin, 1964; Kubeshevski, Evans, 1958; Cullerud, 1966) для золото-медно-скарновых и скарново-железорудных месторождений Горного Алтая и Горной Шории (составлена автором с использованием данных вышеперечисленных исследователей). Тренды эволюции фугитивностей серы и кислорода на месторождениях: У – Ульменском; М – Майском; С – Синюхиснком. Диагармма составлена с использованием данных по парагенетическим ассоциациям минералов, температурам гомогенизации газово-жидких включений в минералах скарновых месторождений региона. Сечения равонвесных паргенезисов минералов при определённых температурах приняты по вышеуказанным авторам

Биметасоматические скарны приурочены к восточному контакту Майского гранитоидного массива, образующие протяжённую зону. Отдельные тела последней слагают цепочку скарнов, вытянутую в субмеридиональном направлении на 6 км, и условно подразделяемую на 3 части: Северную, где локализовано Майское золоторудное месторождение, Водораздельную и Южную, или Лебедскую, где вскрыто одноименное волластонитовое месторождение с золотом.

Майское месторождение представлено скарновой залежью мощностью от нескольких метров до 60 м, вытянутой в субмеридиональном направлении на 1 км. В пределах скарновой залежи развито сопутствующее оруденение железа, реализованное магнетитовым рудным телом мощностью от 3 до 30 м, длиной до 400 м. Глубина распространения скарнов на месторождении от 5 до 200 м (в среднем 140–150 м). Наложенная минерализация связана с последующим дроблением скарнов, интенсивной их метасоматической проработкой и импрегнированием кварцевыми, кварц-карбонатными прожилками с сульфидами и золотом. Последнее и предопределило промышленную ценность скарнов и всего месторождения.

Рудное тело № 1 с золотым оруденением имеет форму линзы СЗ ориентировки и ЮВ склонение (30–45°). Длина линзы 70 м, мощность 40 м, длина по падению 35 м. Наиболее богатое оруденение золота локализовано в кровле чашеобразной залежи сплошного магнетита. Концентрации золота в рудном теле варьируют от 1 до 150 г/т. Рудное тело № 1 эксплуатировалось ранее открытым способом в Нижнем карьере. Было добыто 108,4 тыс. т руды и 789,6 кг золота при среднем содержании металла 7,3 г/т. Извлечение золота составило 65 %. Оставшиеся запасы в количестве 33,5 тыс. т руды и 204,7 кг золота признаны нерентабельными.

Рудные тела № 2, № 3 и № 4 расположены северо-восточнее рудного тела № 1, выстраиваясь в цепочку, приуроченную к Майскому разлому. Они имеют мощности от 3 до 50 м, длины по простиранию 45–85 м. Разведаны до глубин 18–24 м. Они также развиты по изменённым скарнам, но имеют значительно более низкие концентрации золота: средние содержания в рудных телах от 3,2 до 9,1 г/т. Иногда содержания золота достигают 100 г/т. Рудные тела № 3 и № 4 эксплуатировались общим карьером на глубину 3–8 м. Добыто 264,4 кг золота.

В скарновой залежи различимы эндо- и экзоскарны. Эндоскарны образованы в процессе биметасоматоза по кварцевым монцодиоритам. Они представлены ассоциацией геденбергита и плагиоклаза. Химический состав геденбергита приведен в табл. 17.

Таблица 17

Химические составы скарновых минералов Майского рудного поля (мас. %)

Примечания: Анализы выполнены в лаборатории Западно-Сибирского Испытательного Центра (г. Новокузнецк); сл – следы.

Экзоскарны образовались по вулканитам мрасской свиты. В них различимы 3 стадии. В раннюю стадию формировались мелко-среднекристаллические, массивные скарны, сложенные, преимущественно, диопсидом и гранатом I генераций. Аллотриоморфнозернистые агрегаты диопсида I имеют ксеноморфные и гипидиоморфные зёрна размером 0,5–3 мм. Редко отмечаются гранобластовые агрегаты. Ранний пироксен содержит 70–80 % диопсидового минала. По химизму он близок к составу железистых и медных скарнов. Гранат I генерации чаще всего образует изотропные идиоморфные зёрна. По составу он отвечает андрадиту с 10–15 % пиральспитового минала. Температуры кристаллизации минералов 1 стадии составляли 540–630 °С.

Во вторую стадию кристаллизовались гранат II, диопсид II и магнетит I. При этом в первую очередь происходило выделение диопсида II и граната II, которые формируют аллотриоморфнозернистые выделения размером 3–5 мм. Магнетит корродирует зёрна граната и пироксена, часто развиваясь в интерстициях зёрен этих минералов. Основная масса магнетита I даёт массивные тела, сложенные мелкозернистыми выделениями оксида железа аллотриоморфнозернистой микроструктуры. В магнетите I по 5 пробам концентрации элементов-примесей составляют (г/т): меди от 20 до 200, свинца от 20 до 30, цинка от 7000 до 10000, кобальта от 7 до 30, никеля от 3 до 7, маргвнца от 60 до 70, серебра от 400 до 7000, олова от 2 до 30, молибдена от 1 до 3. Температуры кристаллизации пироксена II и граната II 520–560 °С. Солёность маточных рассолов во включениях граната сотавляют 30–35 вес. % NaCl (в эквиваленте).

В третью стадию происходило выделение граната III и магнетита II в виде жил и прожилков мощностью 0,5–10 см. При этом иногда такие жилы имеют зональное строение. Ранний гранат III образует правильные пентагон-додекаэдрические формы размерами от 0,5 до 2,5 см, нарастающие на стенках жил и растущих во внутрь полостей. Это более светлые по окраске гранаты, имеющие аномальные оптические эффекты. В них зоны изотропного граната чередуются с анизотропными. Внутренние части таких зональных жил выполнены крупными кристаллами магнетита II октаэдрического габитуса размерами 1–2 см. Он также зонален и растёт вершинками кристаллов во внутрь полостей. Гранат III относится к андрадиту с несколько более высокими содержаниями гроссулярового минала, чем в предыдущих генерациях. Гранат III также относится к железистым скарнам. В целом скарны месторождения классифцируются известковыми, а парагенезисы скарновых минералов относятся к пироксен-гранатовой фации.

Пневматолито-гидротермальные скарновые изменения отвечают высокотемпературному процессу, наложенному на ранние агрегаты. Вначале скарны были раздроблены и изменены. Наиболее ранний агрегат представлен жилами и прожилками кварца I с актинолитом, тремолитом, волластонитом, пиритом I. Кварц I гетерогранобластовый с размером зёрен от 0,2 до 3 мм. Часто имеет волнистое погасание, содержит большое число крупных первичных газово-жидких включений. Местами в последних отмечаются дочерние выделения дисульфида железа. Гомогенизация первичных газово-жидких включений кварца первой генерации происходит при температурах 350–470 °С. Солёность включений этого этапа резко снизилась и составляет 5,5–6,8 вес. % NaCl (табл. 8, 10). Кварц I содержит лучистые выделения тремолита и актинолита размерами 1–3 см. Лучистые агрегаты и «солнца» ярко-зелёного актинолита местами накладываются на гранат и пироксен самостоятельно без кварца I. Иногда в последнем отмечаются игольчатые выделения актинолита и тремолита, образующие параллельные, а в других случаях метельчатые скопления игл. Характерно значительное развитие актинолита. Ни на одном скарновом месторождении Горного Алтая и Горной Шории актинолит не получил такого широкого развития, как
на Майском месторождении. Пирит I сосредоточен в кварце I в виде отдельных зёрен кубического габитуса размерами 1–3 мм, редко – гнёзд до 2×3 см.

Гидротермальный этап проходил в три стадии. В первую из них образовались прожилки (1–15 мм), жилы (до10 см), гнёзда (2×4 см) кварца II с сульфидами: пиритом II, халькопиритом I, борнитом, халькозином, кубанитом, кобальтином, тетрадимитом, алтаитом. В халькопирите I концентрации элементов-примесей по 4 пробам составляют (г/т): от 40 до 70, цинка от 5000 до 7000, кобальта от 20 до 30, никеля от 3 до 5, марганца от 30 до 50, серебра от 7000 до 10000, олова от 2 до 20, мышьяка от 50 до 70, вольфрама от 70 до 100, висмута от 10 до 20. Температуры гомогенизации первичных газово-жидких включений в кварце II составляют 250–300 °С (табл. 8, 10). Во включениях преобладают HF и SO2. В ассоциации с тетрадимитом и алтаитом присутствует золото I, которое является основным, определяющим промышленную ценность месторождения. Его пробность варьирует от 920 до 998 ‰. Основные примеси в золоте – медь, ртуть, теллур, железо, мышьяк.

Во вторую стадию гидротермального этапа произошло образование кварцевых прожилков мощностью 0,5–1,8 см, содержащих пирит III, арсенопирит, реже сфалерит и спорадически галенит. Кварц III гипидиоморфный, эквигранулярный с размерами зёрен 0,2–0,3 мм. Угасание нормальное, редко волнистое. Гомогенизация газово-жидких включений в кварце III происходит в интервале 200–230°. Состав флюидных включений в кварце отличается от такового в кварце ранней генерации: HCl, CO2, HF, SO2. В этой ассоциации проявлено более низкопробное золото II (820–930 ‰). В нём распространены примеси ртути, меди и серебра.

В Салаире с адакитовыми гранитоидами выдрихинского комплекса связаны скарны и жилы с различной минерализацией [Гусев, 2014].

В скарнах в контакте Выдрихинского массива наблюдаются кварцевые жилы с вольфрам-висмутовой минерализацией. На северном погружении Елбанского массива выявлены геохимические аномалии золота. Севернее с. Бажинского в изменённых плагиогранит-порфирах установлены геохимические аномалии золота, вольфрама, молибдена, висмута с рудной специализацией.

Золоторудное поле Зебалос на острове Ванкувер формировалось выше окна слэба как его след ниже острова Ванкувер в третичное время [Marshall D., Madsen J. and Thorkelson D, 2006]. Здесь известен шток Зебалос, ассоциированные дайки и золотая минерализация, имеющие минимальные деформации. Золотое оруденение в рудном поле показывает характеристики интрузивно-связанных мезотермальных жил и эпитермальной золотой минерализации. Уникальность золоторудной минерализации состоит в том, что она имеет геодинамическую обстановку формирования в пределах аккреционной призмы. Адакитовые дайки ассоциируют с главной фазой штока Зебалос. U-Pb датирование по циркону адакитовых даек даёт эоценовый возраст (35,41 ± 0,06 млн. лет). Предварительно изученные флюидные включения, ассоциированные с золотой минерализацией, показывают H2O–CO2–NaCl состав флюидов с приблизительным составом X–H2O, равным 0,974, X–CO2 – около 0,020 и X–NaCl, равным 0,006 (2,0 вес. % NaCl, в эквиваленте). По равновесию сфалерита с пиритом и пирротином определены давления на основе сфалеритового геобарометра. Электронно-микропробным анализом определены содержания FeS, ранжирующиеся от 16 до 18 мол. %. Это соотвествует давлению от 2 килобар при низких температурах и до 3,5 кбар при высоких температурах. Сопоставление температура-давление (на основе изучения флюидных включений) со сфаленитовым геобарометром подтвердило, что формирование жил происходило при температуре от 300 єC и 1,5 кбар до выше 500 єC и давлении 3,5 кбар. Генезис золотого оруденения месторождений Зебалос включает формирование и мезотермальных жил, и эпитремального оруденения, неспосресдственно связанных с адакитовым магматизмом.

Перспектвное медно-золоторудное скарновое и порфировое проявление Кхарвана в Восточном Азербайджане Северо-Западного Ирана связано с адакитовыми гранитоидами в Альборц-Азербайджанской тектоно-магматической провинции. Магматизм относится к субдукционной обстановке [Alirezaei, Einali, Arjmandzadeh, 2006].

В самом плутоне, имеющем порфировое сложение, распространены фельдшатиты, филлиты, пропилиты, аргиилиты и кремнистые измененияи обильные дайки порфировых гранитоидов. Зоны минерализации медно-золото-порфирового оруденения сопровождаются повышенными содержаниями Cu, Au, Mo, As, Bi, W, Ag. Минерализованные дайки содержат также повышенные концентрации золота, превышающие 200 г/т золота. Минерализция представлена рассеянной прожилково-вкрапленным типом, штокверками, прожилками и жилами. Главными сульфидными минералами являются пирит, халькопирит и подчинёнными – борнитом, пирротином.

Скарновый тип оруденения представлен массивными скарнами, образующими приконтактовые гало мощностью от 1 до 20 м. Гранат, эпидот кальцит и кварц являются главными минералами. Диопсид, атинолит, волластонит, тремолит и слюды имеют подчинённое значение. Пирит, халькопирит и борнит составляют более 5 % модального состава скарновых тел. Гранат и эпидот относятся к Fe-обогащённым разностям. Пристутствуют андрадит и пистацит. Оба минерала обогащены фтором (0,5–1 вес. %). В рудах свыше 1 % Сu, 0,7 г/т Au, и 23 г/т Ag.

Значения δ 34S из сульфидных минералов порфиров интрузии, даек и скарнов дают узкий диапазон значений вокруг 0,0 ‰ значений (д 34S = +1 ‰ до –2,5 ‰), указывающие на неконтаминированный магматический источник серы магматитов и, возможно, рудных флюидов.