Золото-серебряная формация Камчатки тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.11, кандидат геолого-минералогических наук Петренко, Игорь Диамидович

• Петренко, Игорь Диамидович
• кандидат геолого-минералогических наук
• 1999

Оглавление диссертации кандидат геолого-минералогических наук Петренко, Игорь Диамидович

ВВЕДЕНИЕ.

1. ГЕОТЕКТОНИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОЯСОВ

КАМЧАТКИ И ИХ РУДОНОСНОСТЬ.

2. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ОСНОВНЫХ РУДНЫХ ОБЪЕКТОВ.

2.1. ЮЖНО-КАМЧАТСКИЙ РУДНЫЙ РАЙОН.

2.1.1. Геологическое строение района и закономерности размещения рудной минерализации.

2.1.2. Мутновское рудное поле.

2.1.2.1. Структурная позиция рудного поля.

2.1.2.2. Особенности строения Жировского палеовулкана.

2.1.2.3. Структура рудного поля.

2.1.2.4. Элементы зональности рудного поля.

2.1.2.5. Характеристика рудных тел.

2.1.2.6. Гидротермально измененные породы.

2.1.3. Родниковое рудное поле.

2.1.3.1. Структурная позиция рудного поля.

2.1.3.2. Структура рудного поля.

2.1.3.3. Характеристика рудных тел.

2.1.3.4. Гидротермально измененные породы.

2.1.4. Асачинское рудное поле.

2.1.4.1. Структурная позиция рудного поля.

2.1.4.2. Структура рудного поля.

2.1.4.3. Характеристика рудных тел.

2.1.4.4. Гидротермально измененные породы.

2.2. ОГАНЧИНСКО-КОЗЫРЕВСКИЙ РУДНЫЙ РАЙОН.

2.2.1. Геологическое строение района и закономерности размещения рудной минерализации.

2.2.2. Абдрахимовское рудное поле.

2.2.2.1. Структурная позиция рудного поля.

2.2.2.2. Особенности развития Агинского палеовулкана.

2.2.2.3. Структура рудного поля.

2.2.3.4. Характеристика жильных зон и рудных тел

2.2.3.5. Гидротермально измененные породы.

2.3. СЕВЕРО-КАМЧАТСКИЙ РУДНЫЙ РАЙОН.

2.3.1. Озерновское рудное поле.

2.3.1.1. Структурная позиция рудного поля.

2.3.1.2. Структура рудного поля.

2.3.1.3. Характеристика золотоносных жил и зон.

2.3.1.4. Гидротермально измененные породы

2.4. ИЧИГИН-УННЭЙВАЯМСКИЙ РУДНЫЙ РАЙОН.

2.4.1. Геологическое строение района и закономерности размещения рудной минерализации.

2.4.2. Тклаваямское рудное поле.

2.4.2.1. Особенности строения Тклаваямского палеовулкана.

2.4.2.2. Структура рудного поля.

2.4.2.3. Характеристика жильных зон и рудных тел.

2.4.2.4. Гидротермально измененные породы.

3. ОБОБЩЕННАЯ ГЕНЕТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ БЛИЗПОВЕРХНОСТНОГО РУДООБРАЗОВАНИЯ В ВУЛКАНИЧЕСКИХ ОБЛАСТЯХ НА ПРИМЕРЕ ЗОЛОТО-СЕРЕБРЯНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ КАМЧАТКИ И СОВРЕМЕННЫХ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ.

4. ЭЛЕМЕНТЫ ЗОНАЛЬНОСТИ ОРУДЕНЕНИЯ КАК ОСНОВА ОЦЕНКИ ЕГО ЭРОЗИОННОГО СРЕЗА.

4.1. ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ.

4.2. ЗОНАЛЬНОСТЬ МЕТАСОМАТИЧЕСКОЙ КОЛОНКИ.

4.3. ЗОНАЛЬНОСТЬ РУДНОГО ВЕЩЕСТВА.

5 ПРОГНОЗНО-ПОИСКОВЫЙ КОМПЛЕКС НА ЗОЛОТО-СЕРЕБРЯНОЕ ОРУДЕНЕНИЕ В ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОЯСАХ КАМЧАТКИ.

5.1. ОБЪЕКТЫ ПРОГНОЗА И ПОИСКОВ ЗОЛОТО-СЕРЕБРЯНОГО ОРУДЕНЕНИЯ.

5.2. ОБЪЕКТЫ РЕГИОНАЛЬНОГО ПРОГНОЗИРОВАНИЯ.

5.3. ОБЪЕКТЫ КРУПНОМАСШТАБНОГО ПРОГНОЗИРОВАНИЯ — РУДНЫЕ ПОЛЯ.

5.4. ОБЪЕКТЫ ЛОКАЛЬНОГО ПРОГНОЗИРОВАНИЯ — РУДОВМЕЩАЮЩИЕ СТРУКТУРЫ, РУДНЫЕ ТЕЛА, РУДНЫЕ СТОЛБЫ.

5.5. КОМПЛЕКСИРОВАНИЕ МЕТОДОВ ПРИ ПРОВЕДЕНИИ ПОИСКОВЫХ РАБОТ.

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Золото-серебряная формация Камчатки»

В течение последних 25 лет в пределах разновозрастных вулканических поясов Камчатки было выявлено и в различной степени изучено значительное количество месторождений и проявлений золото-серебряной формации, что позволяет говорить о выделении здесь новой золоторудной провинции.

К настоящему времени в пределах Камчатской области лицензировано десять месторождений, что в ближайшем будущем позволит ей войти в число ведущих золотодобывающих районов России. Три месторождения (Агинское, Аметистовое, Асачинское) полностью подготовлены к эксплуатации, остальные находятся на различных стадиях геологического изучения (Золотое, Родниковое, Бараньевское, Озерновское, Кумроч, Мутновское, Порожистое). На месторождениях Сергеевское и Сухариковские Гребни проводившаяся в 70-х годах разведка была прекращена из-за неподтверждения первоначально явно завышенных прогнозных ресурсов, однако ни одно из них не получило однозначно отрицательной оценки. Неопределенный результат, полученный при предварительной разведке этих месторождений, со временем вызовет необходимость возврата к той же стадии с критической оценкой ранее выполненных работ. Подобные недостатки являются следствием несовершенства существующих методов оценки месторождений и резко негативно влияют на эффективность геологоразведочных работ.

Рудные тела с высокими содержаниями золота (отвечающие кондициям промышленной эксплуатации) выявлены в процессе поисковых работ на рудопроявлениях Крерук, Аг-ликич, Апапель, Димшикан Центрально-Камчатского рудного района, Тутхливаям и Каньон — Северо-Камчатского, Спрут и Финиш — Ичигиннываямского, Карымшинское, Банное, Чирельчик — Южно-Камчатского и многих других. Всего в пределах Камчатской области известно более 400 золоторудных проявлений и точек минерализации, большинство из которых остались не оцененными.

Все вышесказанное говорит о высокой перспективности Камчатки на рудное золото и в то же время о недостаточной изученности как отдельных ее объектов, так и площади в целом.

В то же время золото-серебряные месторождения Камчатки практически не освещены в литературе, хотя обобщение результатов проведенных на них поисковых и разведочных работ неоднократно проводилось геологами как Камчатских производственных организаций, так и различных научно-исследовательских институтов, из них ведущая роль в изучении золото-серебряного оруденения принадлежит ЦНИГРИ. Схематические описания отдельных месторождений имеются в сводных работах по вулканогенному рудо-образованию (Василевский и др., 1977; Константинов, 1984; Щепотьев и др., 1989). Большинство же опубликованных работ касается лишь отдельных аспектов формирования месторождений (минерального состава, структурного контроля и т. п.), а отсутствие названий месторождений из-за существовавшей длительное время завесы секретности лишало эти работы всяких остатков информативности.

Между тем разнообразие морфологических и минералогических типов месторождений, хорошая сохранность ру-довмещающих палеовулканических сооружений, обусловленная их сравнительно молодым возрастом, представляет редкую возможность изучения связи золото-серебряной минерализации с вулканизмом, места и времени формирования оруденения в процессе становления вулканических структур, а также разработки на этой основе методики прогнозирования, поисков и изучения золото-серебряного оруденения.

Наконец, специфика Камчатки заключается в пространственной близости золото-серебряных месторождений с районами развития активного вулканизма и современных гидротермальных систем, служащих прекрасными моделями-аналогами для изучения процессов формирования структур рудных полей и рудогенерирующих гидротермальных систем, что делает Камчатку идеальным полигоном для изучения процессов близповерхностного вулканогенного рудообразо-вания и построения генетической модели рудообразующей гидротермальной системы. Сотрудниками Института вулканологии ДВО РАН достигнуты большие успехи в изучении современных гидротермальных систем, однако сведения об их рудоносности в отечественной литературе освещены очень слабо, и практически не делалось попыток приложения изученных особенностей к разработке модели близповерх-ностного рудообразования, что является широко распространенным приемом при исследовании аналогичных месторождений за рубежом.

В то же время созданная там школа по изучению рудо-носности современных гидротермальных систем (Уайт, Хен-ли, Хеденквист и др.) ориентирована в основном на изучение физико-химических особенностей рудообразования. Не отрицая огромного значения этих вопросов для решения теоретических проблем рудообразования, следует отметить нерешенность многих вопросов, имеющих большое значение для практической деятельности по прогнозированию и поискам золото-серебряного оруденения. В первую очередь это приуроченность оруденения к определенному типу вул-кано-тектонических структур, место и время рудной минерализации в процессе вулканической деятельности, закономерности вертикальной зональности золото-серебряной минерализации.

Настоящая работа написана на основе многолетних работ автора в процессе всех стадий геологоразведочного процесса на золото-серебряных месторождениях Камчатки (Агинское, Родниковое, Асачинское, Мутновское), а также проведенных под руководством автора в Центральной тематической экспедиции ГГП «Камчатгеология» опытно-методических работ по разработке объемных геолого-геохимических и геофизических моделей основных золото-серебряных месторождений Камчатки. В процессе этих работ было проведено дополнительное комплексное изучение трех эталонных объектов (Амстистовос, Агинское и Мутновское месторождения), выбор которых в качестве эталонных объектов обусловлен следующими обстоятельствами.

Агинское месторождение (Абдрахимовское рудное поле) — детально изученный объект, характеризующийся наиболее сложным бонанцевым распределением оруденения, самым перспективным типом оруденения (золото-теллуровая субформация), наиболее основным составом рудовмеща-ющей палеовулканической постройки.

Аметистовое месторождение (Тклаваямское рудное поле) является сегодня наиболее крупным из разведанных на Камчатке золото-серебряных объектов, отличается разнообразием морфологических типов рудных тел, относительно кислым составом рудовмещающих вулканитов. Кроме того, здесь проведен наиболее полный комплекс геофизических работ, что позволяет достаточно надежно интерпретировать особенности его глубинного строения.

Мутновское месторождение (одноименное рудное поле) — небольшой, но характерный для Южной Камчатки объект, приуроченный к дифференцированной палеовулканической постройке, благодаря интенсивному эрозионному врезу и хорошей обнаженности доступной для изучения от покровных фаций до фундамента.

Методика обработки и анализа первичного материала содержала в своей основе системный подход, предполагающий рассмотрение объектов различных рангов в ранговой субординации таксонов: рудный район — рудное поле — рудная зона — рудное тело — рудный столб.

Учитывая то, что методика регионального (мегаллоге-ническая провинция — рудный район) и крупномасштабного (рудные узлы и поля) прогнозирования отработана достаточно полно, основной задачей выполненных работ являлось изучение конкретных рудных полей и разработка на этой основе критериев локального прогноза для уровней: рудное поле — рудное тело — рудный столб.

Изучение золоторудных полей проводилось по следующим основным направлениям.

1. Изучение геологического строения рудных полей и месторождений: палеовулканический анализ вмещающих оруденение вулканических построек, уточнение состава и строения интрузивных и субвулканических тел; определение пространственного и временного положения продуктивной минерализации в палеовулкани-ческих постройках; изучение системы разрывных нарушений; изучение характера гидротермальных изменений вулканогенных и интрузивных пород в зависимости от состава исходных пород, зональности и последовательности их образования; изучение отражения рудных полей в геофизических полях.

2. Изучение рудовмещающих структур и рудных тел включало в себя: установление генезиса рудоконтролирующих и рудовмещающих тектонических нарушений, соотношений с ними жил и зон; изучение соотношений гидротермальных изменений и оруденения; изучение вертикальной зональности околорудных метасоматитов; анализ распределения оруденения в жилах в зависимости от структурных и литологических факторов; изучение минералого-геохимической зональности рудных тел.

Изучение рудных полей проводилось путем полевых и камеральных работ, дешифрирования аэро- и космосним-ков различных масштабов (от 1:10 ООО до 1:200 ООО), а также анализа обширной геологической информации, полученной при проводившихся на них геологоразведочных работах.

Работы носили прикладной характер и ставили своей целью создание многофакторных геолого-геофизических моделей основных золото-серебряных месторождений Камчатки и разработку на этой основе прогнозно-поисковых комплексов (ППК) на золото-серебряное оруденение.

Однако благодаря уникальным геологическим условиям Камчатки, в первую очередь высокой степени сохранности рудовмещающих вулканических структур, полученные результаты представляют интерес для всех геологов, работающих в вулканических районах, а также и для решения общетеоретических вопросов рудообразования, например месте рудообразующего процесса в вулканических системах.

Автор выражает огромную благодарность сотрудникам, принимавшим участие в тематических работах и в подготовке материалов, использованных в настоящей работе: Н. М. Большакову, Г. В. Ярыш, А. А. Полетаевой, сотрудникам Елизовской ГФЭ В. В. Ардашеву и В. А. Волкову (интерпретация геофизических материалов), старшему научному сотруднику ДВИМСа В. А. Гуменюку (изучение палео-гидрогеохимических особенностей Мутновского и Аметистового месторождений), старшему научному сотруднику ИВ ДВО РАН И. Ф. Делеменю (обработка результатов тектоно-физических иссследований).

Огромную благодарность авторы выражают также руководству «Камчатприродресурс» к.г.-м.н. М. Г. Патоке и к.г.-м.н. А. Ф.Литвинову за помощь в публикации книги, а также доктору г.-м.н. Ю. М. Щепотьеву (ЦНИГРИ) и к.г.-м.н. В. А. Белоусову (ИВ ДВО РАН) за постоянные консультации.

Нельзя не отметить роль в изучении описанных золото-серебряных месторождений камчатких геологов — съемщиков, поисковиков и разведчиков; 3. А. Абдрахимова, Д. А. Бабушкина, В. В. Валова, Б. В. Грибанова, И. Н. Кар-бивничего, М. Коваля, Г. К. Кочаряна, Ю. Н. Сергеева, Ю. И. Харченко, В. М. Еркина, В. А. Нодия, В. А. Прозоровского, С. Д. Сергеенко, Ю. Ф. Фролова, О. А. Ядовина, С. Е. Апрелкова, Л. А. Безруковой, В. Д. Бубнова, Ю. Ф. Волкова, Р. Б. Газизова, Ю. А. Гаращенко, Б. В. Гузмана, Г. Н. Евсеева, В. П. Зайцева, Н. Н. Кочкина, В. А. Кучуганова, В. И. Лезина, Е. А. Лоншакова, В. И. Лямцева, П. Н. Никола-енко, П. А. Озорнина, А. А. Орлова, А. Д. Охрицкого, В. П. Романова, Р. А. Ремизова, Ю. П. Рожкова, Т. В. Тара-сенко, В. П. Хворостова, А. Г. Шадрина. Без их самоотверженной работы не было бы ни Камчатской золоторудной провинции, ни этой книги.

Заключение диссертации по теме «Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения», Петренко, Игорь Диамидович

Эти выводы противоречат выделяемым Ю. М. Щепо-тьевым (1989) трем уровням образования золото-серебряных месторождений. Наряду с месторождениями в слабо эродированных вулканоструктурах (эрозионный срез 0—500 м) он выделяет месторождения в умеренно эродированных (500— 1000 м) и глубоко эродированных (1000 м) вулканоструктурах. В последних глубина формирования месторождений, по его мнению, может достигать 1500 м, а вертикальный размах оруденения 700—1100 м.

Не отрицая различную степень эродированное™ рудо-вмещающих структур, мы считаем этот срез в основном до-рудным. Таким образом, уровень расположения оруденения в теле палеовулканической постройки зависит в основном от особенностей развития и внутренней структуры палеовулка-на. Так, в пределах Жировского палеовулкана, вмещающего Мутновское рудное поле, на одном гипсометрическом уровне (рис. 2.2) можно выделить все три уровня рудообразования Ю. М. Щепотьева (в теле палеовулкана, в центральной интрузии и в фундаменте). Можно предположить существование ВТС с почти полностью уничтоженной постройкой, например, в результате взрыва типа Кракатау. В этом случае гидротермальная система будет формироваться в породах фундамента, хотя и в тех же близповерхностных условиях. Следует отметить, что почти для всех рудовмещающих па-леовулканических построек Камчатки, в которых оруденение располагается в породах фундамента (Озерновское рудное поле, рудопроявление Кумроч), характерно широкое развитие эксплозивных процессов.

Что касается проявления рудообразования параллельно с вулканизмом, можно отметить следующее. В. И. Гончаров считает, что развитие вулканогенных очагов и гидротермальной деятельности являются не последовательными процессами, а сопряженными, проявляющимися практически одновременно на различных участках одной и той же структуры, что может вызывать наложение на ранние низкотемпературные минеральные ассоциации высокотемпературных, вплоть до скарноподобных.

Пострудные дайки, встречающиеся на многих золото-серебряных месторождениях ОЧВП, носят явно секущий характер по отношению к рудовмещающим структурам и никакого влияния на рудообразование не оказывают. По нашему мнению, единственный достоверный факт влияния пострудной интрузивной деятельности на продуктивную минерализацию с переотложением золота и серебра известен на Многовершинном месторождении (Хабаровский край), но и здесь пострудный магматизм отделен от формирования рудоносной палеовулканической постройки значительным временным интервалом, и производимые им изменения следует считать метаморфизмом, а не рудообразованием.

Энергия действующих вулканов в период извержения на несколько порядков превышает энергетический баланс гидротермальных систем, но практически полностью реализуется в виде магматической, эксплозивной и фумарольной деятельности и газовых выбросов в атмосферу. Таким образом, вулканические эманации рассеиваются в пространстве, минуя стадию гидротермальных систем. Отложения минералов (в том числе и золота) из вулканических эманаций, отмеченные, например, при Большом Толбачикском извержении, по сравнению с масштабами выброса газов при извержениях имеют незначительное проявление и представляют чисто минералогический интерес. В период покоя действующие вулканы сопровождаются проявлениями гидротермальной деятельности, но все приуроченные к ним гидротермальные системы относятся к Банно-Карымчинскому типу и характеризуются незначительными параметрами по сравнению с вулканической деятельностью.

Кратерные озера, внешне сходные с гидротермальными системами Узонского типа, в действительности формируются продуктами фумарольной деятельности, которые принципиально отличаются от классических гидротермальных систем, в первую очередь составом газов (высокие содержания НС1, Б032 ). Наиболее кислые (рН < 2) воды при этом разгружаются в основании вулканических аппаратов и приводят к интенсивной переработке вулканитов с образованием кварц-опаловых, кварц-опал-алунитовых метасоматитов. Попадая в кратерное озеро, конденсаты фу-марол образуют очень кислые (рН 0,02—3) хлоридно-суль-фатные воды, близкие по составу к водам зоны конденсации гидротермальных систем, но со значительно большим содержанием С1 . При этом в донных осадках образуются залежи ярозита и гидроокислов железа, часто содержащие повышенные содержания свинца (в ярозитовых осадках вулкана Менделеева до 1 %) и цинка (до 0,2 % в осадках оз. Кипящее на о. Кунашир), но эпитермальные и колчеданные рудопроявления с термами такого типа, по-видимому, не связаны (Ткаченко, Зотов, 1974). Следует также учесть, что кратерные осадки обладают незначительным распространением в вертикальном разрезе и, как правило, не сохраняются при эрозионном разрушении вулканической постройки.

На всех золото-серебряных месторождениях Камчатки рудоносная гидротермальная система наложена на все виды проявлений вулканической деятельности, то есть формируется после прекращения активного вулканизма при остывании магматического очага, представляя собой завершающий этап существования магматогенно-гидротермаль-ной системы.

Вопрос об источниках рудного вещества дискутируется давно. Большинство исследователей предполагают связь золота с мантийными источниками и серебра с коровыми. Действительно, на изученных нами объектах наблюдается почти прямая зависимость между серебро-золотым отношением и мощностью земной коры. О том, что золото и теллур поступают с глубинным флюидом, говорит связь золото-тел-луридной минерализации с вулканическими постройками основного состава, формирование которых происходило исключительно за счет дифференциации мантийного базальтового расплава (например, на Агинском месторождении да-циты и более кислые породы хотя и присутствуют, но составляют менее 3 % объема палеовулканической постройки). Обогащение магматического очага серебром, свинцом, цинком видимо происходит в процессе ассимиляции пород коры при их плавлении во время образования промежуточных и коровых очагов. Об этом говорит увеличение содержаний этих элементов в вулканических комплексах с широким развитием кислых пород и приуроченность оруденения золото-серебро-полиметаллического минерального типа к участкам развития в фундаменте вулканических поясов мощных толщ терригенных осадков.

При изучении современных гидротермальных систем доказано, что в их формировании основная роль принадлежит нагретым водам метеорного происхождения. По соотношениям изотопов водорода было определено, что доля ювенильных вод в большинстве случаев не превышает 5 %

Белоусов, 1978; Хеденквист, 1987). Тем не менее, именно эта ювенильная составляющая, по-видимому, несет всю рудную нагрузку рудообразующих гидротермальных систем. Гипотеза об обогащении метеорных вод золотом, серебром и другими рудными элементами (медь, свинец, цинк и др.) за счет выщелачивания их из вмещающих пород не подтверждается фактическим материалом. Огромные площади (и объемы) водосбора холодных метеорных вод практически не затронуты гидротермальным метасоматозом, здесь может происходить только миграция таких окислов, как СаО, Na20, СОг, S03, в незначительном количестве Si02 и т. п. Сложнее решается вопрос о возможности выщелачивания рудных элементов из вмещающих пород гидротермами. Повсеместно в породах, подвергшихся гидротермальной переработке, отмечается миграция таких петрогенных элементов и окислов, как кремнезем, глинозем, калий, натрий, сера, углекислота, но нигде не отмечен существенный вынос рудных элементов, кроме зон аргиллизации, имеющих относительно незначительные объемные размеры и располагающихся обычно выше уровня рудообразования. Во всех остальных случаях наблюдается не вынос, а привнос этих элементов.

Эти данные можно считать достоверными до глубин периферических очагов, кровля которых доступна для изучения, обнажаясь на ряде рудных полей в виде центральных интрузий. Что же касается глубинных промежуточных и коровых очагов (по Федотову), характеризующихся значительно большими глубинами, температурами и вообще другими физико-химическими условиями, то тепловая активизация перегретых вод в околоочаговой зоне, возможно, и приводит к частичному выщелачиванию рудных элементов из вмещающих пород, но эти воды уже входят в состав поднимающегося глубинного флюида, гетерогенную природу которого большинство исследователей не оспаривает. Само плавление пород гранитного слоя коры В. В. Аверьев объясняет влиянием эндогенного флюида, следовательно, обогащение его коровыми элементами происходит в рамках единого процесса, независимо от того, какие объемы пород подвергались плавлению, а какие — просто термальному воздействию флюида.

Выше рассмотрена принципиальная модель близповерх-ностного оруденения, естественно, не претендующая на законченность. Наиболее слабо изученными вопросами остаются следующие.

Все вышесказанное относится к гидротермальным системам и месторождениям, выделяемым Н. Уайтом и Дж. Хе-денквистом (1995) в тип низкосульфидных. Непонятно отсутствие на Камчатке как золото-серебряных месторождений, так и современных гидротермальных систем высоко сульфидного типа. Между тем к этому типу относятся многие крупномасштабные месторождения золота (Голдфилд, Эль-Индио, Лихир).

Химизм процессов, происходящих в двухфазном пароводяном резервуаре («паровой шапке»), в основном моделируется. Реально он почти не изучен, так как из-за технического несовершенства средств пробоотбора большинство анализов, приводимых в литературе, относится к паровой составляющей, в то время как важнейшую роль в переносе и отложении металлов играет водная часть.

Не изучены особенности изменения химизма гидротерм во времени, приводящие к телескопированию различных минеральных ассоциаций в сходных структурных об-становках.

Не изучены вопросы ремобилизации золота кислыми гидротермами в процессе эрозионного среза, который за время существования гидротермальной системы может достигать 100 м и более.

В термальной системе Ландерелло (Италия) скважинами на глубине 3 км вскрыты рассолы с температурой 350° и минерализацией 500 г/л, возможно представляющие собой тот самый ювенильный флюид, который несет рудную нагрузку гидротермальных систем. Изучение подобных проявлений может дать ключ уже к пониманию более глубинных процессов, например, формирования медно-порфиро-вых систем.

Решение перечисленных вопросов требует дальнейшего комплексного изучения не только золото-серебряных месторождений, но и их современных аналогов — высокотемпературных геотермальных систем, все типы которых на Камчатке можно найти.

Тем не менее, предложенная модель имеет несомненное практическое значение, так как позволяет со 100%-ной гарантией даже дистанционными методами выделять ВТС с потенциально рудоносными гидротермальными системами (см. пт. 5). Как показывает опыт поисков золото-серебряного оруденения в вулканических поясах Камчатки, 15—20 % выделяемых ВТС включают месторождения промышленные или близкие к таковым.

4. ЭЛЕМЕНТЫ ЗОНАЛЬНОСТИ ОРУДЕНЕНИЯ КАК ОСНОВА ОЦЕНКИ

ЕГО ЭРОЗИОННОГО СРЕЗА

Специфика формирования месторождений золото-серебряной формации в приповерхностных условиях обусловливает наличие проявленной с различной степенью контрастности эндогенной зональности, изучение которой является важнейшим условием правильного определения степени эрозионного среза как рудных полей в целом, так и отдельных рудовмещающих структур и рудных тел. Без этого невозможно ни правильное определение масштабов оруде-нения, ни поиски слепых рудных тел, включающих на некоторых объектах основную массу запасов руды и металла. При оценке эрозионного среза золото-серебряных объектов в первую очередь изучаются следующие элементы эндогенной зональности: структурная зональность; зональность метасоматической колонки; зональность рудного вещества; геохимическая зональность.

Вопросы геохимической зональности околорудных ореолов золото-серебряных месторождений Камчатки изучались сотрудниками ИМГРЭ В. Н. Бондаренко и В. А. Соловьевым и группой МГУ под руководством А. П. Соловова, освещены в их работах и в настоящей работе не рассматриваются.

4.1. ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

Из элементов геолого-структурной зональности наибольшее внимание должно уделяться выяснению степени эро-дированности рудовмещающих ВТС путем изучения структурно-морфологических особенностей палеовулканических построек.

Как уже указывалось (гл.З), продуктивная минерализация может располагаться практически на всех уровнях па-леовулканической постройки: в пределах эффузивно-пиро-кластической толщи, в жерловых фациях и в фундаменте (рис. 2.2). Однако на практике подавляющее большинство месторождений характеризуется приуроченностью рудных тел к «средней» зоне (фация питающей вулканической системы по B.C. Шеймовичу, 1989), отличающейся максимальным развитием субвулканических и эксплозивных тел. Для вулканов базальтового, андезибазальтового состава (Агинский палеовулкан) в этой зоне отмечается преимущественное развитие даек.

Наличие полнокристаллических интрузивных пород обычно служит показателем сильной эродированности этих частей ВТС. Золото-серебряное оруденение, как правило, не распространяется в пределы интрузий, для которых характерно комплексное серебро-полиметаллическое оруденение с невысокими содержаниями золота. Исключением является жильная зона Родниковая, положение которой в разрезе па-леовулканической постройки в настоящее время слабо изучено и, видимо, определяется крупноамплитудными блоковыми движениями по Южно-Камчатской системе рудоконтро-лирующих сбросов, на момент рудообразования выведшими отдельные блоки интрузии в близповерхностные условия.

В фундаменте палеовулкана на изученных нами рудных полях промышленное золото-серебряное оруденение не отмечено. Тем не менее, и на Камчатке (месторождения Золотое, Кумроч) и в мировой практике (Хишикари, Кономаи, Антамок и др.) известны случаи преимущественного распространения рудных тел в фундаменте вулканических построек. Объяснение этому мы видим (гл. 3) в специфике развития ВТС существенно кислого состава, характеризующихся широким развитием взрывных процессов, к моменту рудообразования почти полностью уничтоживших постройку страто-вулкана. Действительно, все изученные объекты этого типа отличаются относительно кислым составом сохранившихся жерловых фаций вулканитов. На месторождениях Акупан и Антамок это эксплозивные брекчии андезидацитов и субвулканические тела дацитов—гранодиоритов. На рудопроявле-нии Кумроч также широким развитием пользуются эксплозивные брекчии андезидацитового состава.

На месторождениях с широким развитием субвулканических тел (Аметистовое и Асачинское месторождения), как правило, наблюдается структурный контроль кровлей этих тел верхней границы оруденения. Сохранившаяся покрышка эффузивно-пирокластических пород, играющих роль экрана оруденения, в этих случаях служит показателем надрудного эрозионного среза. Даже если она не сохранилась, положение кровли субвулканических тел часто легко реконструируется и также может служить показателем незначительного эрозионного среза.

Стругаурно-морфологическая зональность рудоносных структур на большинстве месторождений проявлена следующим образом. Рудные тела обычно концентрируются в рудные пучки, строение которых на различных уровнях неодинаково. Для всех близповерхностных месторождений характерно увеличение размеров и усложнение строения рудоносных зон в направлении от глубинных частей к повермюсшым Для верхнерудного уровня типичны мощные разветвленные кварцево-жильные системы, состоящие из серий падающих навстречу друг другу жил и зон прожнлковання, сменяющихся с глубиной мощными стволовыми жилами относительно простого строения. По восстанию в таких системах происходит смена кварцевых жил слабопродуктивными зонами прожилкования, в свою очередь сменяющимися зонами повышенной трещиноватости и аргиллизации.

Таким образом, наличие ветвящихся жильных зон сложной морфологии указывает на слабую эродированносгь рудных тел, широкое распространение сближенных зон прожилкования и аргиллизации говорит о возможности выявления на глубине богатого оруденения. Простая морфология рудных тел обычно соответствует нижнерудному уровню и свидетельствует о низких перспективах рудоносности.

4.2. ЗОНАЛЬНОСТЬ МЕТАСОМАТИЧЕСКОИ КОЛОНКИ

Изучение элементов зональности метасоматической колонки является одним из важнейших методов определения уровня эрозионного среза. Зональность заключается в закономерной сменс как по горизонтали, так и по вертикали одних фаций гидротермально измененных пород другими.

В пределах описанных месторождений среди гидротермально измененных пород выделяются прогшлиты, вторичные кварциты и аргиллизиты, предрудные околотрещинные метасоматиты и околорудно измененные породы.

Пропилитизированные породы приурочены к центральным частям вулканических построек, в пределах которых они имеют площадное развитие. Интенсивность пропилитизации возрастает в ослабленных зонах, наиболее пористых, проницаемых породах, каковыми являются жерловые фации (субвулканические тела, эксплозивные и магматические брекчии).

Характерными минералами пропилитов являются кварц, хлорит, альбит (олигоклаз), карбонат, эпидот, пирит, цеолит, адуляр, меньше распространены пренит и серицит. В пропи-литизированных породах кислого состава отмечается широкое развитие адуляра, серицита и гидрослюды, в то время как содержание эпидота совсем незначительно. Среди пропилитов выделяются карбонат-эпидот-хлоритовые, карбонат-хлоритовые, хлоритовые, эпидот-хлоритовые и цеолит-хлоритовые разности.

В вертикальном разрезе наблюдается следующая зональность. Самые верхние горизонты вулканитов изменены незначительно. Преимущественным развитием здесь пользуются глинистые минералы и цеолиты. В основных породах можно выделить фацию цеолит-хлоритовых пропилитов. Гипсометрически ниже распространены карбонат-эпидот-хлоритовые пропилнты, в которых отмечается постоянное присутствие адуляра, особенно в исходно средне-кислых породах. Границы распространения данных пропилитов соответствуют рудному уровню. На участках развития интрузий диоритов — габбро-диоритов развиваются более высокотемпературные пропилнты, на рудном уровне в них в значительном количестве присутствует волокнистый актинолит. На более глубоких горизонтах, а иногда вдоль разломов, распространены прогшлиты эпидот-хлоритовые, с которыми связано падение продуктивности и выклинивание рудных тел Следует отметить отличия в формах выделения эшадма, лег -ко фиксируемые даже при обычных петрографических исследованиях. Если в хлорит-карбонат-эпидотовых пропили-тах эпидот присутствует в основном в виде криптозернистых агрегатов, то в эпидот-хлоритовых преобладают относительно крупнозернистые агрегаты.

Петрохимические пересчеты показали, что процесс пропилитизации протекал с привносом двуокиси углерода, воды, а также калия (для случая пропилитов с адуляром) на фоне незначительного выноса петрогенных элементов (Бт, N3, Са).

Аргиллизиты и вторичные кварциты традиционно относятся к различным формационным типам гидротермально измененных пород. Характерными минералами аргиллизи-тов являются монтмориллонит, каолинит (диккит), серицит, гидрослюда, алунит, опал, барит. Вторичные кварциты характеризуются тем же набором минералов при резком преобладании кварца. Условия их формирования во многом схожи, что часто приводит к их совместному нахождению, поэтому мы приводим совместное описание их зональности.

Существенно глинистые и существенно кварцевые породы, традиционно относимые к аргиллнзитам и вторичным (гидротермальным) кварцитам, в действительности образуются в самых различных условиях.

В большинстве случаев образование их связано с периодом активного вулканизма, когда из очень кислых (рН 0,02—3) конденсатов фумарольных газов образуются ка-олинитовые, монтмориллонитовые, опал-каолинптовые, кварц-алунитовые метасоматиты. На вулкане Менделеева (о. Кунашир) отмечена следующая зональность подобных ме-тасоматитов (сверху вниз): монтмориллонит —»опал+каоли-нит —» кварц+опал+алунит —> кварц+алуннт+каолинит —> ка-олинит+смешаннослойная слюда-монтмориллонит —» смешаннослойная слюда-монтмориллонит+хлорит (Андреева, Зотов, 1982).

Другой способ образования аргиллизитов и вторичных кварцитов обычен для приповерхностных уровней «нормальных» рудоносных гидротермальных систем. В этом случае формирование аргиллизитовой шляпы происходит за счет серной кислоты, образовавшейся в зоне конденсации (см. гл. 3) за счет окисления сероводорода, выделившегося ранее при вскипании гидротерм. На золото-серебряных месторождениях Камчатки такие образования представлены в основном аргилли-зитами. Наиболее ярко площадная аргиллизация проявлена на Мутновском рудном поле, где аргиллизиты слагают выполо-женные водоразделы на отметках 600—700 м, являющиеся реликтами древнего днища палеокальдеры. Наиболее полный набор фаций аргиллизитов — вторичных кварцитов отмечен на Озерновском рудном поле. Здесь широким распространением пользуются диаспор-пирофиллит-кварцевые, каолинит-диккит-кварцевые, в меньшей степени каолинит-алунит-кварцевые породы. К сожалению, зональность их изучена слабо.

Из современных гидротермальных систем подобные образования наиболее изучены в пределах кальдеры Узон, где отмечена следующая вертикальная зональность их (Карпов, 1976). Выше зеркала грунтовых вод развиты опалиты. Далее вниз наблюдаются зоны: опал-алунитовая (с серой или без), опал-каолинитовая (с окислами железа или без), опал-каолинитовая с пиритом, опал-алунит-каолинитовая, опал-монтмориллонитовая с пиритом.

Наконец, породы монокварцевого состава (с незначительной примесью серицита, гидрослюды, пирита, адуляра, карбоната, лейкоксена) на Родниковом и Аметистовом месторождениях встречены в верхних частях зон линейных околотрещинных метасоматитов.

Несмотря на схожесть минерального состава три перечисленные группы пород отличаются как по условиям образования, так и по отношению к оруденению. Породы первой группы являются дорудными и к этапу образования рудоносной гидротермальной системы отношения не имеют. Породы второй и третьей групп формируются уже в начальный (предрудный) этап ее существования, причем широкое развитие площадных аргиллизитов указывает на слабую эроди-рованность рудного поля в целом, наличие линейных зон вторичных кварцитов является прямым признаком надрудного уровня конкретных рудовмещающих структур.

Образование вторичных кварцитов происходило на фоне выноса практически всех петрогенных элементов. Привносятся БЮГ Н20, А1203, Ре203.

Предрудные околотрещинные метасоматиты развиты локально в полях распространения пропилитов и обнаруживают четкую приуроченность к линейным зонам разломов, лишь при развитии сближенных зон в пределах кислых вулканогенных пород образуя небольшие изометрич-ные поля (Аметистовое месторождение). Мощность зон обычно составляет 1—20 м (редко до 100 м) на поверхности, резко уменьшаясь до нескольких сантиметров на более глубоких горизонтах.

Характерными минералами околотрещинных метасоматитов являются кварц, адуляр, монтмориллонит, каолинит, диккит, серицит, гидрослюда, гидромусковит, ректо-рит, корренсит.

Латеральная зональность околотрещинных метасоматитов выражается в последовательной смене от осевых частей зоны к периферии следующих фаций. Непосредственно у кварцевых жил развиты гидрослюдистые (серицито-вые) разности, к периферии они сменяются ректоритовы-ми, затем монтмориллонитовыми. В основных породах (Агинское месторождение) от внутренних к внешним частям зон происходит смена ректорита корренситом, а затем разбухающими хлоритами и аномальными хлоритами. Квар-цевожильные золоторудные тела, как правило, локализуются в центральных частях зон.

Вертикальная зональность проявляется в преимущественном распространении на поверхности глин группы каолинита, сменяющихся монтмориллонитом и гидрослюдой на более глубоких горизонтах, и хлоритами на подрудном уровне. Кроме того, близ поверхности постоянно присутствуют ярозит, барит, опал. Часто на надрудном уровне развиты линзы монокварцитов. От верхнерудного к подрудно-му уровню происходит смена адуляра (по плагиоклазу) альбитом, нарастание карбонатизации. В основных породах представляет интерес изучение хлоритовых минералов. От надрудного к подрудному уровню при общем увеличении роли хлоритовых минералов нормальные хлориты сменяются сначала близкими к ним аномальными хлоритами, затем разбухающими хлоритами и корренситами. Разбухающие хлориты и корренситы характерны только для верхнерудного и рудного уровня.

Околожильно измененные породы образуют узкие зоны вдоль кварцевожильных тел. Их мощность, как правило, не превышает несколько сантиметров (от 2 до 20 см). Основными минералами являются кварц, адуляр, гидрослюда, ректорит, карбонат. В целом для околотрещинных и околожильных метасоматитов характерен привнос БЮ2 и К20, в меньшей степени Б, С02 и Н20. Все остальные элементы выносятся.

На основании имеющихся материалов по зональности гидротермально измененных пород можно представить руд-но-метасоматическую колонку в следующем виде (рис. 4.1).

Формирование метасоматической колонки начинается с образования пропилитов. Пропилитизация пород развивается одновременно с вулканической деятельностью, но приурочена к местам разгрузки глубинных растворов. К таковым можно отнести зоны крупных разломов, участки развития интрузивных и субвулканических тел. В непосредственной близости от них под влиянием слабощелочных растворов хлоридно-натриевого состава образуются эпидот-хлоритовые пропилиты. Вверх по разрезу с падением температуры растворов возрастает активность анионов, поэтому эпидот-кар-бонат-хлоритовые с альбитом пропилиты образуются в более кислой среде на стадии возрастающей кислотности (Гугушвили, 1982). В дальнейшем в связи с нейтрализацией растворов вмещающими породами кислотность уменьшается. В результате растворы приобретают щелочную реакцию. Продуктами щелочного метасоматоза являются пропилиты А Б

ЧУ V \ Ч х/ I \

771, Е о О

О 5 — ~

II II • •

II 11 • 12

Рис. 4.1. Схема зональности гидротермально измененных пород.

А — для пород основного состава; Б— для пород кислого состава. 1 — аргиллизиты зоны кислотного выщелачивания; 2—4 — пропилитизированные породы: 2 — цсолит-хлоритовыс, 3 — карбонат-эпидот-хлоритовыс, 4 — эпидот-хлоритовые, 5—7 — околотрещинные метасоматиты: 5 — адуляр-гидрослюдисто-кварцсвыс, 6 — коррснсит-монтмориллонитовыс, 7 — кварц-каолинитовыс: 8— монокварциты; 9 — зоны прожилкования а — кварцевого, б— карбонатного; 10 — кварцевые жилы; 11 — развитие каолинита; 12 — развитие адуляра. с адуляром и цеолитами. В связи с тем, что все-таки наибольшее количество адуляра в пропилитах этой фации отмечается в верхних горизонтах, его образование можно объяснить вскипанием гидротермальных растворов в близ-поверхностных условиях, сопровождающимся резким падением температуры и ощелачиванием растворов. Для этих же уровней характерно присутствие карбоната, а в исходно кислых породах вместо хлорита предпочтительнее развивается гидрослюда.

Образование околотрещинных метасоматитов является продолжением того же процесса, но в несколько другой обстановке. Если пропилитизация носила площадной характер и зависела главным образом от пористости пород, то образование адуляр-гидрослюдисто-кварцевых метасоматитов является более локальным явлением и тесно связано с разрывными нарушениями. В тех случаях, когда изменению подвергаются кислые породы, метасоматоз захватывает большие площади, значительно выходя за пределы разрывных нарушений. Это объясняется изначально большей способностью кислых пород подвергаться изменениям.

На более высоком гипсометрическом уровне растворы нейтрализуются и затем раскисляются. В самых верхних частях разреза (преимущественно по кислым породам) формируются вторичные кварциты. Внутренние подзоны представлены монокварцитами, сменяющимися к периферии диккит-кварцевыми, каолинит-кварц-диккитовыми разностями. Далее они постепенно переходят в аргилизированные породы гидрослюдисто-монтмориллонитового, гидрослюдисто-као-линит-монтмориллонитового и монтмориллонитового состава в пропилиты.

Выполнение трещин жильным материалом происходит одновременно с метасоматическим замещением боковых пород. Околорудно измененные породы, таким образом, накладываются на околотрещинные метасоматиты. Состав этих двух типов пород очень близок, что объясняется идентичным составом гидротермальных растворов. Щелочной состав околорудных метасоматитов свидетельствует о щелочной обстановке рудообразования.

Обобщая вышесказанное можно выделить следующую разницу в составе метасоматитов по вертикали.

Надрудный уровень характеризуется в первую очередь развитием площадной зоны аргиллизации (зона кислотного выщелачивания). Ниже в породах средне-кислого состава наблюдается развитие мощных зон измененных пород, среди которых выделяются кварц-гидрослюдисто-сери-цит-каолинитовые, монтмориллонит-каолинит-цеолит-гидро-слюдисто-кварцевые, кварц-каолинитовые разности. Для пород основного состава (Агинское месторождение) мощность зон не превышает первые метры. Широким распространением кроме того пользуются опал, ярозит. В центральных частях зон измененных пород отмечается зона карбонат-кварцевого прожилкования, либо монокварциты (Родниковое и Аметистовое месторождения). Пропилитизация на этом уровне проявлена незначительно и соответствует цеолит-хлоритовой фации.

Рудный уровень характеризуется уменьшением мощности околотрешинных метасоматитов до первых метров — первых десятков метров. Пропилиты, вмещающие оруденение, меняются от цеолит-хлоритовой фации на верхнерудном уровне до карбонат-эпидот-хлоритовых, содержащих в том или ином количестве адуляр, серицит, гидрослюду. На Родниковом месторождении в связи с тем, что вмещающими породами являются интрузивные диориты — габбро-диориты, состав пропилитов соответствует эпидот-хлорит-актино-литовому минеральному типу. На Озерновском рудном поле рудовмещающие пропилиты имеют цеолит-хлоритовый, хлоритовый состав.

Околотрещинные метасоматиты этого уровня имеют кварц-адуляр-ректоритовый, кварц-адуляр-корренситовый, кварц-гидрослюдисто-серицитовый, адуляр-монтморилло-нит-гидрослюдисто-кварцевый состав. На Озерновском рудном поле на описываемом уровне развиты вторичные кварциты следующих фаций: монокварцевые, диккит-алунит-кварцевые, диккит-кварцевые, каолинит-кварц-диккитовые.

Горизонтальная зональность метасоматитов выглядит следующим образом (от жилы во вмещающие породы): аду-ляр-кварц-ректоритовые (гидромусковитовые), адуляр-кварц-корренситовые (монтмориллонитовые) и далее пропилиты.

Такая зональность характерна для Агинского, Аметистового, Асачинского месторождений. На Аметистовом месторождении в случае, когда вмещающими являются субвулканические андезиты, развит хлорит. На Родниковом месторождении горизонтальная зональность проявлена сменой кварц-гидрослюдисто-серицитовых околорудных метасоматитов с адуляром гидрослюдисто-серицитовыми с каолинитом и далее существенно серицитовыми породами.

Подрудный уровень характеризуется развитием пропилитов преимущественно эпидот-хлоритового состава. Околотрещинные метасоматиты имеют малую мощность, по составу близки к метасоматитам рудного уровня, но в них отсутствует адуляр.

При оценке уровня эрозионного среза по составу про-пилитизированных пород следует учитывать, что они все-таки оторваны от рудообразования во времени. Режим их формирования, а следовательно, и состав зависят от температурного режима подвергающихся изменениям пород вулканической постройки. Таким образом, на одном гипсометрическом уровне может наблюдаться смена карбонат-хлоритовых пропилитов в эффузивно-пирокластической толще эпидот-хло-ритовыми в субвулканических телах и актинолит-эпидотовы-ми в интрузивных породах.

По мнению Уайта и Хеденквиста (1995), хорошим способом изучения уровня эрозионного среза является определение температур образования метасоматитов по составу глинистых минералов. Руды образуются в основном в интервале температур 180—280 °С. Изменение базального расстояния между слоями структуры глинистых минералов в измененных породах является лучшим индикатором температур. С увеличением температур смектит, стабильный при температурах менее 160 °С, уступает место переслаиванию пакетов иллита—смектита, в дальнейшем сменяющимися преобладанием хлорита. Иллит стабилен при температурах более 120 °С. Таким образом, тепловая стабильность глинистых минералов приводит к отчетливой минералогической зональности вверх и в стороны от рудных тел: надрудный уровень — смектит, верхнерудный уровень — смектит + иллит, рудный уровень — иллит + адуляр. С учетом разницы в терминологии эта зональность примерно соответствует описанным ранее переходам: каолинит — монтмориллонит — гидрослюда. К сожалению, в момент проведения опытно-методических работ в нашем распоряжении не было инфракрасного спектрометра, способного эффективно определять состав глинистых минералов, но в дальнейшем эта методика определения уровня эрозионного среза представляется одной из наиболее перспективных.

4.3. ЗОНАЛЬНОСТЬ РУДНОГО ВЕЩЕСТВА

Зональность рудного вещества в первую очередь проявлена в закономерной смене по вертикали различных минеральных ассоциаций, изменении текстур руд, изменении пробы золота, химического состава и кристаллографических форм других рудных минералов, золото-серебряного отношения и прочих свойств рудной и жильной минерализации. Изучение распределения минеральных ассоциаций на месторождениях Камчатки производились В. Ю. Орешиным и другими сотрудниками ЦНИГРИ (Щепотьев и др., 1989), которые выделяют два типа зональности: стадийную и фаци-альную. Наиболее характерными элементами зональности для всех минеральных типов они считают развитие поздних наиболее продуктивных ассоциаций в верхних и средних частях рудных тел и преимущественное развитие ранних минеральных ассоциаций в нижних частях рудных тел.

Для проявлений золото-теллуровой субформации критерием малого эрозионного среза является широкое развитие минеральных ассоциаций, в которых теллуриды золота резко преобладают над теллуридами серебра. По падению рудных тел происходит уменьшение роли теллуридов золота и увеличение теллуридов серебра при снижении пробно-сти золота и золото-серебряного отношения. На Озернов-ском месторождении с глубиной наблюдается относительное увеличение роли блеклых руд и теллуридов висмута относительно верхних горизонтов, характеризующихся развитием теллуридов золота и серебра. Таким образом, снижение роли теллуридов в составе продуктивных образований золото-теллуровой субформации, повышение относительной роли серебросодержащих теллуридов и теллуридов висмута, снижение золото-серебряного отношения до 1.1 — 1:10 свидетельствует о существенной эродированно-сти оруденения.

Для объектов золото-полиметаллического минерального типа характерно проявление как стадийной, так и фациаль-ной зональности. Обычно на них отмечается два основных этапа рудообразования: первый представлен слабопродуктивной кварц-полиметаллической минерализацией (часто с серебром), второй — убогосульфидным золото-серебряным оруденением. Хотя вертикальная зональность в распределении минеральных комплексов обоих этапов затушевана их частичным телескопированием, поздние продуктивные ассоциации занимают, как правило, более высокое положение по сравнению с ранними слабопродуктивными.

В целом фациальная смена убогосульфидного золото-серебряного оруденения на глубину существенно сульфидными ассоциациями отвечает рассмотренным в гл. 3 закономерностям зональности рудообразования. Наложение золото-серебряной минерализации на полиметаллическую можно объяснить понижением уровня рудообразования по мере остывания гидротермальной системы и эрозионного среза.

Ярким примером фациальной зональности является Аметистовое месторождение. Здесь наблюдается последовательная смена двух продуктивных ассоциаций. Верхние горизонты рудных тел сложены золото-каолинит-кварцевой ассоциацией с незначительным содержанием сульфидов, которая с глубиной сменяется золото-хлорит-сульфидно-кварцевой с постепенным увеличением содержания сульфидов. Одновременно происходит повышение значения золото-серебряного отношения, снижение концентраций селена. Для раннего сульфидно-кварцевого комплекса, наоборот, характерно снижение с глубиной золото-серебряного отношения и содержаний золота относительно содержаний сульфидов.

Сходный характер зональности отмечен на Мутновском рудном поле, хотя для первой полиметаллической стадии здесь более проявлена латеральная фациальная зональность, а в распределении минеральных ассоциаций второй стадии на первый план выступают критерии структурно-литологи-ческого контроля.

В общем случае с глубиной отмечается увеличение роли карбонатов, уменьшение адуляра, возрастание степени зернистости, упрощение состава рудных минералов, возрастание относительной роли сульфидов железа и цветных металлов.

Следует отметить присутствие на самых верхних горизонтах Агинского месторождения цеолитов в составе продуктивных ассоциаций. В подавляющем большинстве случаев они встречаются только среди послепродукгивных образований.

Текстурная зональность на большинстве объектов проявляется в преобладании на верхних горизонтах колломорф-но-полосчатых текстур и сменой их с глубиной массивными, грубополосчатыми, гребенчатыми агрегатами, увеличением роли массивного метасоматического кварца. Брекчиевые текстуры отмечаются на всех уровнях рудных тел, но в их верхних частях преобладают брекчии гидротермального взрыва, полностью состоящие из продуктов гидротермальной деятельности. На нижних уровнях широким развитием пользуются тектонические брекчии, где в составе и обломков и цемента наряду с дробленым жильным материалом ранних стадий минерализации широко развит переработанный обломочный материал вмещающих пород.

Зональность распределения элементов примесей в рудных минералах на Камчатке практически не изучалась. Наличие такой зональности установлено на многих месторождениях золото-серебряной формации как в России, так и за рубежом. В первую очередь для этих целей изучается распределение элементов-примесей в пирите, сфалерите, галените. В пиритах из корневых частей малоглубинных месторождений обычно накапливаются хром, никель, кобальт, мышьяк, вольфрам, олово, висмут. В зоне развития продуктивных ассоциаций в них увеличивается содержание свинца, меди, цинка, а на верхних горизонтах — серебра, сурьмы, иногда теллура и таллия. На ряде объектов Японии в пиритах с глубиной уменьшается содержание мышьяка, возрастает отношение кобальта к никелю. В сфалеритах с глубиной в первую очередь возрастает железистость, кроме того увеличивается содержание индия, кобальта, меди, марганца. Верхние горизонты характеризуются накоплением ртути, кадмия, серебра. В галенитах верхних горизонтов увеличивается содержание серебра и олова, нижних — висмута (Нарсеев и др., 1989).

Изучение зональности распределения элементов-примесей в рудных минералах месторождений Камчатки является одним из перспективных направлений в разработке критериев оценки эрозионного среза рудных тел.

Имеющиеся данные о зональном изменении состава газово-жидких включений, физических свойств минералов и т. п. носят экспериментальный характер и пока не могут быть внедрены в широкую практику геологоразведочных работ.

5. ПРОГНОЗНО-ПОИСКОВЫЙ КОМПЛЕКС НА ЗОЛОТО-СЕРЕБРЯНОЕ ОРУДЕНЕНИЕ

В ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОЯСАХ КАМЧАТКИ

5.1. ОБЪЕКТЫ ПРОГНОЗА И ПОИСКОВ ЗОЛОТО-СЕРЕБРЯНОГО ОРУДЕНЕНИЯ

Под моделями объектов прогноза и поисков различного ранга подразумеваются соответствующие геологические эквиваленты, характеризуемые комплексом признаков, позволяющих выявлять их на разных стадиях геологоразведочного процесса. М. М. Константинов (1989) разработал следующую ранговую соподчиненность структур ОЧВП и иерархического металлогенического ряда, хотя и отметил, что эта зависимость не означает прямой генетической связи между ними, а обусловлена общими эндогенными причинами.

С небольшими изменениями (например, размеры Ко-рякско-Камчатской металлогенической провинции менее 400 ООО км2) эта схема пригодна и для Камчатки.

Широко распространено деление геологического прогнозирования на региональное, крупномасштабное и локальное (Воеводин, 1986; Кривцов, 1987). При региональном прогнозировании объектами прогноза являются металлоге-нические провинции и зоны, рудные районы и узлы, при крупномасштабном — рудные поля (месторождения), при локальном — рудные тела и рудные столбы.

Список литературы диссертационного исследования кандидат геолого-минералогических наук Петренко, Игорь Диамидович, 1999 год

1. АверьевВ. В. Гидротермальный процесс в вулканических областях и его связь с магматической деятельностью //Тр. II Всесоюзного совещания «Современный вулканизм», т. 1. М., Наука, 1966, с. 118—128.

2. Андреева О. В., Зотов А. В. Метасоматическая зональность в измененных породах областей современной гидротермальной деятельности //Проблемы вертикальной метасоматичсской зональности. М„ Наука, 1982, с 14- 36.

3. Апрелков С Е., Ежов Б. В. О мезозойском развитии Курило-Камчатской островной системы //Региональная геотектоника, геоморфология и четвертичная геология Дальнего Востока. Владивосток, 1977, с. 81—88.

4. Апрелков С. Е., Ежов Б. В. Условия формирования вулканических поясов Камчатки //Вулканология и сейсмология, 1980, № 5, с.З 11.

5. Белоусов В. И. Геология геотермальных полей в областях современного вулканизма. М„ Наука, 1978. 174 с.

6. Белоусов В. И., Сугробов В. М. Геологическая и гидрогеотер-мичсская обстановка геотермальных районов и гидротермальных систем Камчатки //В кн.: «Гидротермальные системы и термальные поля Камчатки». Владивосток, 1976, с. 5—22.

7. Белый В. Ф. Формации и тектоника Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. М , Наука, 1978. 213 с.

8. ВакинЕ. А., Кирсанов И. Т., Кирсанова Т. П. Термальные поля и горячие источники Мутновского вулканического района //В кн.: «Гидротермальные системы и термальные поля Камчатки». Владивосток, 1976. с. 85—114.

9. Василевский М. М. Тарасенко Т. В., Харченко Ю. И., Кутыев Ф Ш. Вулканы как индикаторы долгоживущих магматических и мсталлогенических центров //Геодинамика, магмообразо-вание и вулканизм. Петропавловск-Камчатский, 1974, с. 168—174.

10. Василевский М. М. и др. Прогнозная оценка рудоносности вулканогенных формаций. М., Недра, 1977. 296 с.

11. Власов Г. М., Борисов О. Г., Петраченко Е. Д., Попкова М. И. Молодые геосинклинали Тихоокеанского пояса, их вулканизм и рудные формации. М., Наука, 1978. 177 с.

12. Воеводин В. Н. и др. Пути повышения эффективности локального прогнозирования эндогенного орудснсния //Разведка и охрана недр, 1986, № 12, с. 17—21.

13. Геотермические и геохимические исследования высокотемпературных гидротерм. Ред. В. М. Сугробов. М., Наука, 1986 208 с

14. Гончаров В И. Модель гидротермальных рудообразующих систем Охотско-Чукотского вулканогенного пояса //Материалы по геологии и полезным ископаемым Северо-Востока СССР, вып. 26 Магадан, 1982, с. 121 — 126.

15. Гончаров В. И. Гидротермальное рудообразованис в краевых вулканогенных поясах. М., Наука, 1983. 203 с

16. Гугушвили В. И. Анализ зональности пропилитов в толеито-вых, щелочнобазальтовых и андезитовых сериях //Проблемы вертикальной метасоматической зональности. М., Наука, 1982, с. 74—88.

17. Гуменюк В. А., Глюк Д. С. О природе руднометасоматической зональности золото-серебряных месторождений //ДАН СССР, 1983, т. 269, № 1, с. 179—183.

18. Зайцев В. П. Эволюция рудно-магматической системы золото-серебряного месторождения //Тезисы докладов к совещ. «Научные принципы прогнозирования эндогенного оруденения в Восточно-Азиатских вулканических поясах СССР», 1988, с. 125—126.

19. Карпов Г. А., Павлов А. Л. Узон-Гейзерная гидротермальная рудообразующая система Камчатки. Новосибирск, Наука, вып. 317, 1976. 88 с.

20. Карпов Г А. Кальдерный тип современного эпитермального рудообразования //Материалы Российско-Японского полевого семинара «Минерало-рудообразование в вулкано-гидротермальных системах островных дуг». Петропавловск-Камчатский, 1988, с. 7—10.

21. Константинов М. М. Золотое и серебряное оруденение вулканогенных поясов мира. М., Недра, 1984. 164 с.

22. Кривцов А. И, Методологические основы локального прогноза рудных месторождений //Советская геология, 1987, № 9, с. 12—19.

23. Лебедев М. М., Апрелков С. Е., Ежов Б. В., Харченко Ю. И. Системы островных дуг Корякско-Камчатской складчатой области //Вулканология и сейсмология, 1979, № 5, с. 30—36.

24. Леонов В Л. Структурные условия локализации высокотемпературных гидротерм. М., Наука, 1989. 104 с.

25. Лоншаков Е А. Ряды вулкано-гектонических структур и струк-1урно-вещественные парагенезисы Южно-Камчатского района// Бюл вулкан, станций, 1979, № 57. с. 79—91.

26. Лоншаков Е А. Кайнозойские вулканогенные и вулканогсн-но-осадочные формации Южной Камчатки //Тихоокеанская геология, 1982, №6, с. 94—97.

27. Лоншаков Е А Паратунско-Авачинская меридиональная зона Южной Камчатки //Геология и полезные ископаемые Корякско-Кам-чатской складчатой области. Петропавловск-Камчатский, 1985. с. 189—194

28. Мороз Ю. Ф. Слои повышенной электропроводности в земной коре и верхней мантии под Камчаткой //Физика Земли, 1985, №9. с. 61-69.

29. Набоко С. И. Металлоносность современных гидротерм в областях тектоно-магматической активности. М., Наука, 1980. 198 с.

30. Нарсеев В А , Самарцев И. Т., Гусева Л. Д. и др. Прогнозная оценка глубоких горизонтов и флангов золоторудных месторождений М. ЦНИГРИ. 1989. 176 с.

31. Петренко И. Д. О возрасте основной фазы рудной минерализации Центрально-Камчатского вулканического пояса //В кн.: «Геологическое строение и полезные ископаемые Камчатки». Петропавловск-Камчатский, 1983, с. 173—176.

32. Петренко И Д., Большаков Н. М. Структурная позиция и возраст золото-серебряного оруденения Южной Камчатки на примере

33. Мутновского месторождения //Тихоокеанская геология, 1991, № 5, с. 100—111.

34. Петренко И. Д. Вертикальная зональность близповерхно-стных гидротермальных систем и золото-серебряного оруденения // Там же, с. 60—68.

35. Петренко И. Д. Модель близповерхностного рудообразования в вулканических областях на примере золото-серебряных месторождений Камчатки и современных гидротермальных систем // Руды и металлы. 1998, № 6, с. 38—49.

36. Прогнозно-поисковые комплексы. Комплексирование работ по прогнозу и поискам золото-серебряных месторождений в вулканогенных поясах Методические рекомендации, вып. 111. ЦНИГРИ, 1983. 70 с.

37. Прогнозно-поисковый комплекс на золото-серебряное оруденение Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. Ред. М. М. Константинов. СВКНИИ ДВО СССР, Магадан, 1989. 116 с.

38. Русинова О. В., Лисицын В К, Бочек Л И. Слоистые силикаты околорудных пород одного из золототеллуридных рудопроявле-ний//Зап. ВМО, вып 1. Л. .Наука, 1984. с. 61—68.

39. Рычагов С. Н., Жатнуев Н С., Коробов А Д., Королева Г. II и др. Структура гидротермальной системы. М. Наука. 1993. 298 с.

40. Сидоров А. А. Золото-серебряная формация Восточно-Азиатских вулканогенных поясов. Магадан, 1978. 368 с.

41. Смирнов В. И. Зоны Беньофа и магматогенное рудообразова-ние //Геология рудных месторождений, 1974, № 1, с. 3—17.

42. Смирнов Я. Б., Сугробов В. М. Тепловой поток, гидротермальная активность и динамика развития глубинных зон областей кайнозойского вулканизма //Геодинамика, магмообразование и вулканизм. Петропавловск-Камчатский, 1974, с. 175—176.

43. Структурно-формационная карта Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. Масштаб 1 : 1 500 000. Объяснительная записка Гл. ред. В. Ф. Белый, Магадан, 1981. 56 с.

44. Ткаченко Р. И., Зотов А В. Ультракислые термы вулканического происхождения как рудоносные растворы //Гидротермальные минералообразующие растворы областей активного вулканизма. Новосибирск, Наука, 1974, с. 86—91.

45. Уиссер ') Связь оруденения с купольными структурами в Северо-Американскич Кордильерах //'Проблемы эндогенных месторождений M . Мир. 1964. вып 2. е. 9—196

46. Федотов С А О входных температурах магм, образовании, размерах и эволюции Mai магических очагов вулканов //Вулкаиоло-i им и сейсмология. 1980. № 4. с 3—29

47. Хоорониов В II 1 еолого-струкчурная позиция, строение и оценка I клаваямского рудною поля (Северная Камчатка). Авторс-(.)epai лис па соиск уч. ci кг-мн. 1982 34 с

48. Шеимосич В С, Патоки M Г Геоло! ическое строение зон активною кайнозойского вулканизма М. Недра, 1989 207 с

49. Шарапов В С , Симбирев II И , Третьяков Г А , Ми-■ю<1 Я В, Васильев А И Mai магизм и гидротермальные системы Му i новского блока Южной Камчатки Новосибирск, Наука. 1979 149 с

50. Цепотьев 10 M, Петренко И Д, Вартанян С. С. Особенности геологического строения рудного поля в палеонулканичеекой структуре//1р\ды ЦНИГРИ. 1978, вып 133, с 29—40.

51. Цепотьев 10 M, Вартанян С С, Орешин В. В., !\±ман h В Золоторудные месторождения островных дхi Тихого океана ЦНИГРИ. 1989 244 с

52. Brown К L Gold deposition from geotermal discharges in New Zealand //Economie Geology. 1986. \ . 81. p 979—983

53. Clark J R, Williams-Jones A E Analogues of epithernral gold-solver deposotion in geotermal well seales//Nature. London. 1990. \ 346. p 644—645

54. Hedenquist J. W, Houghton В h' Epithermal gold mineralisation and its volcanic environments // The I-arth Resources Foundation The Universiti Sydney. 1987

55. Henlev R I!'. Hoffmann С F Gold sourses to resources /,'Pacnm conference, gold coast, august 1987

56. Henley R II', TruesdeU A H and Barton В В. Fluid-minerals eculibria in gidrothernral systems: Reviews//Economic Geology, 1984. v. 1. 267 p

57. White N C, Hedenquist J IV Epithemial Gold Deposits'styles, characteristics and exploration //Economic Geology, 1995, № 23, p 8—13.

58. И. Д. Петренко ЗОЛОТО-СЕРЕБРЯНАЯ ФОРМАЦИЯ КАМЧАТКИ1. КАМЧАТПРИРОДРЕСУРС»683016, г Петропавловск-Камчатский, ул Мишенная, 106 Тел 3-96-04, 3-96-71, факс [phone] П-mail geolog@svya7 kamchatka su

59. Издательство Санкт-Пе1ербургской картографической фабрики ВСЕГЕИ ЛР № 040884 от 2.04.98 г.