Введение

Выяснение источника золота при образовании конкретного золоторудного месторождения — это не столько научная проблема, сколько практическая, позволяющая эффективно направлять поисковые работы и давать оценку перспективы изучаемых рудных объектов. Однако познание природы источников металлов в рудных месторождениях [8, 10, 14, 15] представляет собой именно комплексную научную проблему, охватывающую историю не только геологических структур, но и осадочных, включая углеродистые [1, 4, 7, 11, 12], и изверженных горных пород, метаморфизма, метасоматизма и гидротермальной деятельности. На примере Восточной Якутии авторы поставили задачу исследовать механизмы неоднократного перераспределения золота в породах и минералах в ходе всей истории образования золоторудных месторождений. Тем самым представляется возможность показать эволюционную природу источников золота, охарактеризовать закономерности их изменения во времени в зависимости от состава рудовмещающей среды и наложенных процессов тепломассопереноса.

В пределах Юго-Восточной Якутии в геологических структурах (рис. 1) известны следующие минеральные типы золоторудных месторождений, проявлений и точек минерализации: золотопиритовый (зачастую наиболее ранний в полиэтапных и полистадийных месторождениях); золото-пирит-арсенопиритовый; золотосульфотеллуридный (золото-вольфрам-висмут-теллуридный); золото-сфалерит-галенитовый; золотосульфоантимонитовый; золотосеребряный. Формирование этих типов традиционно объяснялось генетической связью или с позднедевонскими изверженными породами основного состава (Сетте-Дабанский антиклинорий), или с меловыми (К₁–К₂) магматитами среднекислого состава, залегающими  в терригенном и вулканогенном комплексах Южно-Верхоянского синклинория. В последнее время обсуждается связь золотого оруденения с карбонатитами, локализованными в терригенном верхоянском комплексе.

Пространственная зональность распределения минеральных типов месторождений в направлении от кислых интрузий во вмещающие осадочные породы (на примере дифференцированного Дыбинского массива гранодиоритов К₁—К₂) определяется следующей последовательностью: золотосульфотеллуридный ® золото-пирит-арсенопиритовый ®  золото-галенит-сфалеритовый ®  сульфоантимонитовый. Для Курумского дифференцированного массива гранодиоритов аналогичная последовательность типов имеет вид: золотовольфрамовый ®  золотосульфотеллуридный ®  золото-пирит-асренопиритовый. Подобные пространственные неоднородности золоторудной минерализации, сопряженные с с кислым магматизмом, многими геологами однозначно воспринимаются как парагенетические или даже генетические. Хотя некоторые месторождения и рудопроявления золота в чёрносланцевых толщах C₃—P₁ в Аллах-Юньском золотоносном районе, включая стратифицированную малосульфидную золотокварцевую минерализацию на месторождениях Юр, Булар, Бриндакит, Оночахах и др. [7], не имеют даже отдаленной пространственной связи с магматизмом. Не устанавливается также пространственная связь с магматизмом и для золоторудной минерализации в некоторых месторождениях и проявлениях Верхне-Индигирского золотоносного района, локализованных в турбидитах T₃ (месторождение Бадран, Танинское и др.). Золоторудная минерализация на территории Сетте-Дабанского антиклинория связана лишь с меловыми продуктами гидротермально-метасоматических изменений позднедевонских долеритов. С другими магматическими образованиями на рассматриваемой территории, за исключением вулканитов Охотского комплекса, пространственная связь золотого оруденения также не выявлена.

Более поздние исследования, однако, показали, что в случае приуроченности гранитоидов к терригенным толщам C₃—P₁ в Аллах-Юньском или T₃ в Верхне-Индигирском районах, отличающимся от всех других частей разреза верхоянского комплекса надкларковыми содержаниями золота [4, 7, 9], все-таки появляется некоторая пространственная связь (сонахождение) золоторудной минерализации разных минеральных типов с магматитами. Это расценивается нами как парагенетическая связь золотого оруденения с гранитоидами, возникшая здесь вследствие мобилизации золота из некоторых терригенных пород верхоянского комплекса.

Термин «сонахождение» автор использует сознательно, опираясь на представления академика В. М. Севергина [13] о совместном присутствии минералов, пород и руд в составе различных по составу тел без их генетической привязки к чему-либо конкретному [2]. В таких ситуациях можно говорить лишь о пространственной связи оруденения с вмещающими породами, а вот факт генетической связи надо доказывать. Последняя может оказаться рассредоточенной – детерминированной во времени, т. е. формирующейся постепенно в изменяющейся окружающей геологической среде под влиянием наложенных физико-химических и геохимических процессов с чередованием процессов рассеяния и концентрации золота на уровне как горных пород, так и минералов. Возникающая при этом  пространственная связь золотого оруденения с конкретными геологическими субстратами может оказаться вовсе и не связью, а случайным сближением в пространстве – парастерезисом по В. М. Севергину, а не парагенезисом по А. Брейтгаупту [20].

Методика исследований

Методика основана на изучении концентраций химических элементов в осадочных и магматических породах относительно кларков земной коры, региональных кларков, образовавшихся  в исторических условиях формирования геологических структур региона. С этой целью в ходе геологического картирования и доизучения в масштабе проводились петрохимические, физико-механические (плотность, пористость, объёмный вес) и геохимические исследования разрезов осадочных, метаморфических и изверженных пород (количественный спектральный, спектрохимический и нейтронно-активационный анализы горных пород, руд и минералов); пробирный анализ золота в процессе геологического картирования и доизучения в масштабе 1 : 200 000 — 1 : 50 000. Рассчитывались региональные кларки (геофон) элементов в горных породах и минералах в рамках разных по строению и возрасту региональных геологических структур Восточной Якутии.

Результаты исследований

На основании полученных результатов можно сделать следующие выводы.

В разрезах некоторых осадочных и изверженных пород на территориях Кыллахского поднятия, Сетте-Дабанского антиклинория и Южно-Верхоянского синклинория по сравнению с кларками земной коры устанавлены повышенные концентрации многих химических элементов. Здесь к определенным стратиграфическим уровням приурочена рудная минерализация, прямо коррелирующаяся по важнейшим элементам с надкларковым обогащением этими элементами вмещающих горизонтов осадочных пород (коллекторов). Так, подавляющее большинство золоторудных месторождений пространственно тяготеет к турбидитам или так называемым чёрным сланцам разного возраста с прослоями кварц-полевошпатовых песчаников (табл. 1). При этом золотые руды в виде пластовых или секущих тел чаще тяготеют к границам алевритовых и песчанистых прослоев. Строение турбидитов соответствует последовательности А. Бума [19]. Тонкослоистые градационные алевролиты обычно представлены тонкозернистыми турбидитами и гемипелагитами подводного склона и/или его подножия [3] и описываются в единицах измерения стоун [21]. Как правило, породы в этом случае превышают кларк земной коры в 1.5—5 раз и достигают концентраций золота от 6 до 25 мг/т.

Средняя пробность золотин в рудах и россыпях, локализованных в толщах с надкларковыми содержаниями золота, закономерно понижается от древних к молодым складчатым структурам. Есть, однако, и исключения из этого правила, когда золото пространственно связанно с карбонатным штоком (Амурское золоторудное и россыпное проявление среди турбедитов раннепермского возраста), но локализовано в терригенной толще ранней перми с надкларковыми концентрациями золота. В этих случаях пробность золотин аномально высокая, 890—990 ‰, против золота в месторождениях Аллах-Юньского золотоносного района с пробой 780—830 ‰.

Анализ высоких региональных минеральных кларков выявляет аналогичную закономерность их связи практически с теми же надкларковыми концентрациями элементов в осадочных породах [4], что может свидетельствовать о сходной причине происхождения аномалий. Из этого следует, что золотое оруденение имеет сложный механизм образования, обусловленный эндогенно стимулированным тепломассопереносом в условиях длительного взаимодействия магматических и осадочных горных пород при  формировании геологических структур. При этом основным и самым распространённым концентратором золота в породах являются слюды, марказит, пирит, пирротин, а в рудах — преимущественно пирит, арсенопирит, в меньшей степени халькопирит, блеклые руды, сфалерит, галенит. Из нерудных (жильных) минералов главным концентратором золота в составе руд является кварц ранних стадий минерализации с последующим резким уменьшением содержаний золота и золотосеребряных отношений в более поздних генерациях кварца.

В составе осадочных пород верхоянского терригенного комплекса (C₃—P₁, Т₃) региональный кларк марказита (в зависимости от возраста толщи или пачки) варьируется от 0.4 до 4 г/т. В процессе перекристаллизации марказита в пирит за пределами рудных проявлений и месторождений золота под влиянием регионального метаморфизма [1] происходит первичное обогащение золотом тонко рассеянного в осадочных породах пирита до 12—34 г/т, иногда до 340 г/т (дорудная стадия). Примером этого могут служить Нежданинское рудное поле, рудные поля Бадрана, Юра, Бриндакита, Булара, Оночалаха [6, 7, 9]. Такой пирит при перекристаллизации с укрупнением кристаллов в ходе контактово-местасоматических изменений осадочных пород в зонах дробления теряет золото до содержаний в пределах 10—35 г/т. Высвобожденное золото укрупняется и концентрируется в новообразованных жильных телах. Содержания золота в позднем кварце сокращаются до 0.2 г/т против 1.2—4 г/т в раннем кварце.

Таким образом, эволюция золотого рудообразования охватывает разные стадии преобразования вмещающих осадочных пород, исходно отличающихся повышенным региональным кларком золота и соответствующим обогащением золотом кварца и первичных сульфидов. Высвобождающееся в ходе наложенных эндогенных процессов золото концентрируется в более поздних жильных телах в самородной форме с ростом его содержания до 6—40 г/т, а в бонанцах и более того. Состав элементов-примесей в новообразованном самородном золоте совпадает с составом сидерохалькофильных элементов во вмещающих осадочных породах [18], что косвенно подтверждает статус последних как одного из первосточников золота.

Толщи с надкларковыми содержаниями в них золота, иногда углерода, а также сопутствующих золоту металлов: Mn, Fe, Ag, Cu, Pb, Zn, As, Sb — могут быть разного возраста — от R₃ (Кыллахское поднятие) до C₃—P₁ (Южно-Верхоянский терригенный комплекс) и далее до Т₃ (Сартанский синклинорий). Но их формирование чаще всего связано с турбидитами подводного склона дельтовых фаций. Сквозным элементом золоторудных месторождений является мышьяк, а минералами-концентраторами — пирит и арсенопирит. Форма нахождения золота в осадках (особенно на границе алевролитов и песчаников), сформированных в восстановительных условиях, до сих пор плохо изучена. Предполагается, что тонкое золото в осадочных породах связано органическим веществом, а в аутигенных марказите и пирите оно локализуется на дефектах их кристаллической структуры. В условиях наложения метасоматических и гидротермальных стадий золото укрупняется и выделяется в форме собственных частиц разного размера сначала  в зернах перекристаллизованного пирита, а затем в новообразованных сульфидах — преимущественно в арсенопирите. Позже такое золото перегруппировывается в кварц поздних гидротермальных стадий.

Как правило, алевролиты содержат тонкорассеянный марказит, а нередко и его линзовидные прослои и гнёзда до 5—7 см размером. Марказит также отличается повышенным региональным кларком золота и сопутствующих ему элементов-примесей, влияя на образование надкларковых концентраций, как во вмещающих породах, так и в рудах, косвенно подтверждая вероятность первичного источника золота именно во вмещающих осадочных породах.

Обогащение золотом осадочных пород может быть обусловлено денудацией золотосодержащих субстратов более древних эпох, например конгломератов в составе разновозрастных толщ [14, 17]. По этой причине нельзя отрицать вероятность его попадания в состав турбидитов Южно-Верхоянской синеклизы и Сар-
танского синклинория (рис. 1) из подстилающих комплексов раннедокембрийского фундамента. Золото как сидерохалькофильный элемент [18] накапливается в осадках в восстановительных условиях, сначала концентрируясь в марказите (региональный кларк золота в марказите 4.5 г/т). Затем в условиях регионального метаморфизма марказит переходит в тонко рассеянный золотосодержащий пирит-1 (месторождения Нежданинское [16], Юр, Бриндакит, Оночалах, Кеннэ, Бадран и др.). Как было впервые установлено геологами М. К. Силичевым и Н. В. Белозерцевой на Нежданинском золоторудном месторождении, содержания золота в таком пирите уже достигает 30—45 г/т. В пирите-2 и арсенопирите-1 из наложенных гидротермально-метасоматических образований содержания золота достигают 200—360 г/т и более. В пирите-3 и арсенопирите более поздних секущих, пологосекущих и субсогласных минерализованных зон дробления и гидротермально-метасоматических изменений содержание золота, напротив, снижается почти на порядок. Высвобожденное из сульфидов, оно появляется в виде обособленных золотин в тонких кварцевых прожилках и более мощных жилах (кварц-1).

По фронту движения магматических расплавов разного состава под влиянием физико-химических процессов и контаминации может происходить обогащение золотом изверженных пород. Из этого следует, что золото в изверженных породах не является первоисточником для руд. Таким первоисточником могут выступать первично обогащенные золотом осадочные породы, подвергшиеся эндогенному энергетическому воздействию с последующей перегруппировкой золота и переотложением его в метасоматиты и гидротермальные жилы.

Из вышеизложенного следует, что задача определения источников золота и сопутствующих ему элементов не может быть решена однозначно отождествлением его с каким-то одним конкретным геологическим агентом. Формирование такой связи – многостадийный, а может быть и полиэтапный процесс преобразования осадочных пород и минералов под воздействием эндогенных факторов в золотоносные руды путем перегруппировки и вторичного концентрирования изначально надкларковых содержаний. Следовательно, мы опять возвращаемся к проблеме так называемых первичных ореолов в составе золоторудных месторождений, которые могут оказываться не ореолами рассеяния, как это трактовали Л. Н. Овчинников и С. В. Григорян, а ореолами начавшейся сегрегации.

Проиллюстрируем выдвинутую идею примером внедрения Амурского карбонатного штока мелового возраста в терригенную толщу P₁hl_1–2, обогащённую надкларковыми содержаниями золота. Как известно, многими исследователями пространственная и парагенетическая связь золоторудного оруднения с этим штоком отрицается. Считается, что в пределах Кыллоахского поднятия и Сетте-Дабанского антиклинория с ним пространственно связаны только фосфатная и редкометалльно-редкоземельная минерализации, локализованные в окружающих терригенно-карбонатных, карбонатно-терригенных и терригенных породах с возрастом от позднего рифея до раннего палеозоя. При этом содержание золота в этих породах варьируются в пределах 2—3.5 мг/ т, что ниже кларка земной коры. Проведенные нами исследования показали следующее.

Амурский карбонатный шток располагается в бассейне руч. Амурского на развилке истоков руч. Тим и Тик (бассейн р. Тыры — правого притока р. Алдан). Геологически эта территория относится к зоне сочленения субмеридионального и северо-восточного разломов. Шток вскрыт в своей апикальной части (рис. 2), где он приподнимает и разрывает осадочные породы бонсолчанской свиты, образуя подобие сильнодислоцированной мелкой антиклинали. По мнению авторов статьи, это классический карбонатный диапир [5], внедрившийся по зоне глубинного субмеридионального разлома и прорвавший в период складчатости терригенную толщу верхоянского комплекса. Источником диапира послужили подстилающие терригенную толщу достаточно пластичные терригенно-карбонатные и карбонатные породы девона-карбона. В составе карбонатного диапира выделяются ранние брекчиевидные от крупно-среднезернистых до тонкозернистых карбонатные породы и более поздние пегматитовидные карбонат-кварцевые жилы (табл. 2).

Карбонатные породы штока-диапира [10] представлены массивными разнозернистыми доломито-анкеритами, содержащими рассеянную вкрапленность (до 5—10 %) пирита, и брекчиями карбонатного состава с вкрапленностью до 5—20 % мелкозернистого пирита, образованными за счет вмещающих пород. Тело штока пронизано поздними кварц-карбонатными жилами мощностью до 2 м, в которых доля вкрапленного пирита может достигать 20 %. Редкими минералами являются галенит и сфалерит. Карбонатные жилы содержат субкларковые содержания Y (до 6 г/т) и Yb (до 0.8 г/т), а в брекчиях установлены Nb (1.9 г/т), Ta (0.46 г/т), La (0.05 г/т) и церий (22 г/т). Надкларковые концентрации Ti, V, Co, Ni, Mn в пирите мелкозернистых массивных карбонатитов могут свидетельствовать об участии в их составе глубинного вещества. Остальные халькофильные элементы, часто ассоциирующиеся с золоторудными минерализациями, в составе пирита в карбонатном штоке демонстрируют концентрации ниже региональных кларков. Это косвенно свидетельствует о том, что породы штока не могли быть источником золотого оруденения.

Карбонатные брекчии, судя по составу и строению, образовались за счет терригенно-карбонатных пород, подстилающих терригенный верхоянский комплекс. В них в теневых структурах под микроскопом иногда устанавливается микрофаунистический детрит, предположительно конодонт, с размером частиц от 0.1 до 1 мм.

Вмещающие шток терригенные породы ранней перми на контакте с карбонатным штоком превращены в мелкозернистые альбит-кварцевые метасоматиты (фениты) с мелкозернисто-роговиковой структурой и пятнисто-сетчатой текстурой. Они отличаются повышенными против регионального кларка содержаниями La и Ce. Это связано с тем, что песчанистые прослои ранней перми содержат переотложенный материал эродированных карбонатитов. В отдельных разрезах P₁  содержание La и Ce достигает 3—3.5 кларков. Сочетание субкларковых содержаний La и Ce во внутренней части карбонатного штока с некоторым обогащением этими элементами фронтальной его части можно объяснить процессами обмена веществом между штоком и осадочными породами. Содержание золота во вмещающих осадочных породах составляет 8—25 мг/т, что превышает региональный кларк в 1.5–3.2 раза, а кларк земной коры более чем в 2—5 раз. В перекристаллизованных марказите и пирите осадочных пород содержание золота варьируется от 12 до 206 г/т. Во внутренней части карбонатного штока содержание золота, в отличие от вмещающих пород, находится на субкларковом уровне в 4—6 мг/т, повышаясь до 0.2—1.8 г/т в приконтактовых с ним метасоматически преобразованных алевролитах бонсолчанской свиты ранней перми.

Из представленных данных следует, что образование коренного золотого оруденения и золотой россыпи в рассматриваемом объекте, скорее всего, обусловлено перегруппировкой  надкларковых концентраций золота во вмещающих раннепермских осадочных породах (халыинская и бонсолчанская свиты) и содержащихся в них сульфидах по фронту внедрения карбонатного диапира. Основная золотоносность, пространственно тяготеющая к Амурскому карбонатному штоку (диапиру), обусловлена вовсе не самим штоком. Во-первых, она обязана своим появлением вмещающим шток раннепермским осадочным породам и аномально обогащенным в них золотом сульфидам, а во-вторых, мелкозернистым альбит-кварцевым метасоматитам, образовавшимся по осадочным породам на фронте внедрения штока (диапира). Содержание золота в составе монофракций пирита из осадочных пород (пирит-1) варьируется в пределах от 4 до 35 г/т при среднем значении 29 г/т. Во фракциях пирита-2 из метасоматитов установлены более высокие содержания золота, достигающие, по данным М. К. Силичева (1995 г.), 201 г/т при среднем значении 42 г/т.

Данные по профилю, пересекающему шток и вмещающие породы, отражают следующую последовательность обогащения золотом в пространстве: вмещающие неизменённые породы с содержанием Au до 0.2 и Ag до 6.2 г/т ® приконтактовые слабоокремненные породы  с сетчатым кварцево-карбонатным ожилкованием и с содержанием Au до 0.6, Ag до 7.6 г/т ® метасоматиты с равномерной тонкой вкрапленностью пирита (1—5 %)  и с содержанием Au до 0.9, Ag до 10.7 г/т  ® ® интенсивно пиритизированные (до 50 %) метасоматиты с содержанием Au до 1 г/т, Ag до 14 г/т. Основная масса золота в ходе перегруппировок сосредотачивалась вдоль фронта продвижения карбонатного штока, концентрируясь в штокверке золотокварцевых малосульфидных прожилок. Высвобождение золота из сульфидов с его последующим переотложением в кварц поздней стадии минерализации сопровождалось укрупнением его частиц до образования уже в аллювии самородков весом до 16 г (по данным геолога М. С. Щербакова, 1974). Позже этот штокверк был эродирован с образованием аллювиальной россыпи, которая в настоящее время отрабатывается старателями. Как показано на рис. 3, золотины в этой россыпи колеблются по размеру и степени окатанности. При этом чем меньше размер частиц, тем они хуже окатаны. Мелкие золотины поступали большей частью из метасоматитов с обогащенным золотом пирита-2, источником более крупных золотин в россыпи послужили упомянутые выше кварцевые прожилки и жилы штокверка.

Таким образом, рассмотренный выше пример пространственной связи карбонатного штока  с золоторудной минерализацией даёт основание утверждать, что обогащение золотом  по фронту тепловых потоков не зависит от состава эндогенных источников, но сильно зависит от золотоносности вмещающих осадочных пород. Критерием перераспределения золота в них под влиянием таких эндогенных факторов является наличие градиентов концентраций золота, установленных с помощью геохимических исследований всего разреза осадочных пород, магматитов с последующим расчётом региональных кларков. Наличие надкларковых валовых содержаний золота в осадочных породах и их обогащение золотоконцентрирующими минералами даёт основание не только выйти на конкретный золоторудный объект, но и разобраться с историей перегруппировок золота под влиянием различных геологических факторов и процессов.

Второй пример представляет собой Верхне-Индигирский золоторудно-россыпной район, располагающийся на Эльгинском складчато-глыбовом поднятии. Здесь пространственная связь с магматизмом чаще всего тоже отсутствует [6]. Рудные тела в виде субсогласных, пологосекущих и секущих осадочные породы маломощных кварцевых жил приурочены к минерализованным зонам дробления либо к флексурам, локализуясь в надвигах (золоторудное месторождение Бадран), взбросах или их кулисах северо-западного простирания (рудопроявления Надеждинское, Танинское и др.), осложняющих крылья мелкой складчатости.

Рудовмещающие породы позднего триаса, представленные переслаивающимися алевролитами и полевошпат-кварцевыми песчаниками, являются типичными турбидитами дельтовых фаций подводного склона и/или его подножия [19, 21]. На степень минерализации секущих зон дробления с маломощными кварцевыми жилами огромное влияние оказывает литологический состав вмещающих пород. При пересечении пластов песчаников золотое оруденение распространяется на всю мощность рудовмещающей пачки (Танинское рудопроявление), но буквально «вязнет» в алевролитах, разбиваясь в них на  маломощные  золотосодержащие струи. Подобная ситуация наблюдается и в Аллах-Юньской зоне развития стратифицированной золоторудной минерализации [7, 9].

Возраст оруденения, по геологическим данным, растянут в диапазоне J₃—K₂. При этом ранний этап минерализации выражен рассеянной золото-марказит-пиритовой и/или золотоарсенопиритовой (установленной на низких горизонтах месторождения Бадран в надвиговой зоне) минерализацией, образовавшейся по завершению складчатости. В пределах золоторудного месторождения Бадран основное промышленное оруденение находится в зоне Бадран-Эгеляхского взбросонадвига. Здесь развивается кварц-малосульфидная минерализация с пиритом, арсенопиритом, галенитом, сфалеритом, блеклыми рудами, антимонитом. Она залегает согласно с вмещающими породами с падением на северо-запад под углом 27—35°. На участках более крутых залеганий вмещающих пород надвиговая зона тоже приобретает более крутое падение, контролируя преимущественно вкрапленную золото-пирит-арсенопиритовую минерализацию с прожилково-тонкосетчатым окварцеванием. Сама надвиговая зона располагается непосредственно под флексурой пласта песчаников верхнебыйтахской подсвиты позднего триаса. Вмещающие турбидиты с прослоями песчаников кварц-полевошпатового и полимиктового состава T₃ за пределами рудного поля отличаются повышенными содержаниями (в кларках земной коры) Au (1.5—2), Sb (2.5), Pb (2), As (4.5).

На примере месторождения Бадран можно увидеть, что золотое оруденение сформировалось в несколько этапов перегруппировки элементов-примесей, находящихся в пирите разных стадий минерализации (табл. 3, 4). Максимальные концентрации Au и Ag устанавливаются в пиритах и арсенопиритах зоны рассеянной минерализации. В процессе переотложения сульфидов в жильные образования золото из них высвобождается, укрупняется, а концентрации его в переотложенных сульфидах сокращаются почти на порядок. Новообразованные золотины укрупняются, локализуясь в жильном кварце с образованием золото-малосульфидно-кварцевых минерализаций и оруденений. Основными примесями в составе последних выступают те же микроэлементы, что присутствуют в терригенных породах, – Co, Ni, Cu, Zn, As, Mo, Ag, Pb, Sb, Au, Mn. Пирит участвует в процессе перегруппировки этих элементов разнонаправленно – сначала на метасоматической стадии накапливает, а затем при собственном переотложении в гидротермальные жилы высвобождает золото и элементы-спутники в виде самостоятельных минералов (фазовая гетерогенизация). Вследствие сложения именно таких разнонаправленных процессов и образуются продуктивные на самородное золото минерализации.

В заключение проиллюстрируем гипотетический механизм эволюции источников золота при формировании золоторудных месторождений в Восточной Якутии (рис. 4).

Согласно предлагаемой гипотезе, реализуются четыре основных этапа формирования таких месторождений в ходе многократной перегруппировки первоначально рассеянного золота в осадочных породах в условиях регионального метаморфизма, метасоматизма и гидротермальных преобразований. Причиной таких перегруппировок на разных стадиях формирования золоторудных месторождений может выступить эндогенный тепломассоперенос, имеющий как глубинное происхождение, так и воздействие со стороны вблизи локализованных магматитов любого состава. Наличие повышенных содержаний золота в магматических породах в пределах рудных полей ещё не означает, что золото генетически связано именно с ними. Для доказательства подобной связи потребуется исключить возможное наличие источника золота во вмещающих магматизм породах.

Заключение

На примере изучения крупных золотоносных районов складчатых структур Восточной Якутии показано, что формирование золоторудных месторождений представляет собой длительный полиэтапный и полистадийный процесс. Господствующие воззрения, в основном о парагенетической или генетической связи образования золотых оруденений с гранитоидами, имеющими мифическую «золотую специализацию», долгое время не давали в упомянутом регионе значимых результатов поисков. Это происходило до той поры, пока геологи в ходе геологических съемок и поисков масштаба 1 : 200 000—1 : 50 000 не стали комплексно исследовать геохимические особенности как магматических, так и осадочных пород. Только рассчитанные в результате таких работ региональные кларки позволили получить реальную картину распределения относительных содержаний рудообразующих химических элементов, включая золото, в геологическом пространстве с выделением групп дефицитных (докларковых), равновесных (субкларковых) и избыточных (надкларковых) элементов как основы для прогнозирования.

Исследование изменений концентраций золота и его элементов-спутников под воздействием факторов магматизма, метаморфизма, метасоматизма и гидротермальной деятельности дали возможность выявить важнейшую роль для рудообразования надкларковых концентраций золота в терригенных породах R₃-возраста на территории Кыллахского поднятия, C₃—P₁- и T₃-возраста на территории Южно-Верхоянского и Сартановского синклинориев. Золоторудные месторождения здесь, как правило, ассоциируются пространственно с магматитами, но локализуются только в осадочных толщах с надкларковыми содержаниями золота. Вне таких толщ, даже в пространственной связи с гранитоидами, ни одного золоторудного объекта не выявлено. Показательно также, что единственная золотоносная речная россыпь, выявленная здесь в пространственной связи с карбонатным штоком эндогенного происхождения, тоже привязана к осадочным породам Р₁ с надкларковыми валовыми содержаниями золота. В других геологических ситуациях – на Кыллахском поднятии и в Сетте-Дабанском антиклинории с докларковыми содержаниями золота в осадочных породах — аналогичных россыпей в ассоциации с такого рода карбонатитами не выявлено.

Проведенные исследования привели к выводу о первостепенной роли в образовании золоторудных месторождений не столько собственно магматизма, сколько перегруппировок первоначальных содержаний золота во вмещающих магматиты осадочных породах под воздействием различных, в том числе и эндогенных, агентов тепломассопереноса. Таким образом, важнейшим критерием наличия золоторудной минерализации в регионе является существование в нем осадочных толщ с надкларковыми концентрациями золота.

Полученные данные дают основание к пересмотру перспективности площадей на рудное золото, особенно в известных золоторудных районах, на основе апробированной в Восточной Якутии методики выделения уровней первичного накопления золота и его спутников с помощью расчётов региональных кларков осадочных и магматических пород, а также кларков для сквозных минералов, участвующих в образовании золотых оруденений.

1. Андриянов Н. Г. О взаимоотношении процессов метаморфизма и золотой минерализации в Южно-Верхоянском синклинории // ДАН СССР. 1973. Т. 211. № 2 . С. 434-436.

2. Вернадский В. И. История минералов земной коры // Избр. соч. Т. 4. Кн. 1. М.: Наука, 1959.

3. Зверев К. В., Казаненков В. А. Седиментогенез отложений ачимовской толщи Северного Приобья // Геология и геофизика. 2001. Т. 32. № 4. С. 617-630.

4. Кокин А. В. Новые данные по золотоносности осадочных пород Юго-Восточного обрамления Сибирской платформы // ДАН СССР. 1990. Т. 13. № 3. С. 697-699.

5. Кокин А. В. Карбонатный диапир в терригенном верхоянском комплексе Юго-Восточной Якутии // ДАН. 1994. Т. 337. № 4. С. 486-489.

6. Кокин А. В. Структурно-морфологические, минералого-геохимические и литолого-фациальные особенности локализации золотого оруденения в Верхне-Индигирском золотоносном районе // Вестник Госкомгеологии РС(Я). 2001. № 1. С. 54-66.

7. Кокин А. В., Силичев М. К. Литолого-петрохимические и геохимические особенности отложений вмещающих стратиформное золотое оруденение в Юго-Восточной Якутии // Литология и полезные ископаемые. 1987. № 3. С. 119-128.

8. Конкин В. Д., Донец А. И., Ручкин Г. В. Минералого-геохимические типы и региональные геологические особенности стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах // Отечественная геология. 2018. № 4. С. 52-62. DOI:https://doi.org/10.24411/0869-7175-2018-10005

9. Константинов М. М., Косовец Т. Н., Орлова Г. Ю., Щитова В. И., Жидков С. Н., Слезко В. А. Факторы локализации стратиформного золотокварцевого оруденения // Геология рудных месторождений. 1988. № 5. С. 59-69.

10. Мехоношин В. Ф., Поркунова А. Л. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:200 000. Серия Юдомская. Лист P-54-XIII (устье р. Дыбы). Объяснительная записка. М.: Московский филиал ФГБУ «ВСЕГЕИ», 2016. 77 с.

11. Парада С. Г. Генетические модели предрудных золотоносных минерализаций в черносланцевых комплексах Северного Кавказа // Вестник Южного научного центра. 2015. Т. 11. № 2. С. 53-62.

12. Развозжаева Э. А., Спиридонов А. М., Цыханский В. Д. Платина в углеродистом веществе рудного месторождения Сухой лог (Восточная Сибирь) // Геология и геофизика. 2002. Т. 43. № 3. С. 286-296.

13. Севергин В. М. Первые основания минералогии или естественной истории ископаемых тел. СПб., 1798. Кн. 1-2.

14. Стружков С. Ф., Наталенко М. В., Цымбалюк Н. В. Уникальные золоторудные регионы Витватерсранд (ЮАР) и Центрально-Колымский (Россия) - сопоставительный анализ // Минеральные ресурсы России, экономика и управление. 2009. № 4. С. 72-81.

15. Чащин В. В., Петров С. В., Киселева Д. В., Савченко Е. Э. Платиносность и условия образования сульфидного ЭПГ-Cu-Ni-месторождения НЮД-II Мончегорского плутона // Геология рудных месторождений. 2021. Т. 63. № 2. С. 99-131. DOI:https://doi.org/10.31857/S0016777021020027

16. Чернышёв И. В., Бортников Н. С., Чугаев А. В., Гамянин Г. Н., Бахарев А. Г. Источники металлов крупного орогенного золоторудного Нежданинского месторождения (Якутия, Россия). Результаты высокоточного изучения изотопного свинца (МС-ICP-MC) и стронция // Геология рудных месторождений. 2011. Т. 53. № 5. С. 395-418.

17. Шило Н. А. Витватерсранд и проблема его образования // Смирновский сборник № 7. М., 2007. С. 51-64.

18. Щербаков Ю. Г. Распределения и условия концентрации золота в рудных провинциях. М.: Наука, 1967. 269 с.

19. Bаumе A. H. Sedimentology of some flych deposits: a graphic approach to facies interpretation. Amsterdam: Elssevier Pub. Co. 1962. 162 p.

20. Breithaupt A. Die Paragenesis der Mineralien: mineralogisch, geognostisch und chemisch beleuchtet, mit besonderer Rücksicht auf Bergbau. Freiberg: J. G. Engelhardt, 1849. 276 р.

21. Stow D. A. V., Shanmugam G. Sequence of structures in fine-grained turbidites: comparasion of recent deep-sea and ancient flysch sediments // Sedim.Geolog. 1980. V. 25. No. 1. 23-42 pp.