В данной статье изложена краткая геолого-географическая характеристика месторождения Кварцитовые Горки, а также история его развития. Кратко рассматривается гипотеза об эндогенном происхождении месторождения, и более подробно новая гипотеза стратиформного происхождения месторождения. Она, в отличие от эндогенной модели, более конкретно определяет основные принципы поиска золото-колчеданного оруденения.
Ключевые слова: модель месторождения, генезис, рудное тело, геохимическая зональность.
Месторождение Кварцитовые Горки находится в Селетинском районе Акмолинской области в 15 км северо-восточнее пос. Степногорск. Вблизи месторождения проходят асфальтированная дорога и железнодорожная линия Айсарлы — Ерментау. Месторождение открыто в 1929 г. Ф. Н. Рыбинцевым. Расположено в зоне сочленения Степнякского синклинория и Ичкеольмесского антиклинория, в узле пересечения меридионального Целиноградского, северо-восточного Чантюбе-Аксу-Бестюбинского и северо-западного Атансорского глубинных разломов. В строении месторождения принимают участие терригенно-вулканогенные отложения кембрия и ордовика. Интрузивные породы представлены малыми телами габбро, дайками кварцевых габбро-диоритов, диоритов и спессартитов степнякского интрузивного комплекса. Встречаются субвулканические тела автомагматических брекчий, с которыми тесно связана гидротермальная минерализация. В районе месторождения широко развиты северо-западные, северо-восточные, меридиональные и реже широтные разрывные нарушения, определяющие мозаичное блоковое его строение). Рудные тела линзо- и трубообразной формы крутого падения. Всего выявлено шесть рудных тел, размещенных в зоне меридионального разлома. Из них три находятся в слепом залегании. Размеры обнаженных рудных тел: длина от 50 до 200 м, мощность 10–30 м, протяженность по падению от 100 до 200 м. Прослеженная глубина оруденения 300 м. Рудные тела отрабатываются открытым способом (два карьера). Околорудные изменения представлены березитизацией и лиственитизацией, кремнистые породы претерпели перекристаллизацию и пиритизацию, глинистые отложения превратились в пирофиллитовые сланцы, приразломные березиты — в монокварциты. Золотосодержащие руды представлены сульфидизированными кварцевыми и кварц-серицитовыми метасоматитами, образовавшимися по терригенным и терригенно-вулканогенным породам. Руды прожилково-вкрапленной, реже полосчато-массивной текстуры кварц-сульфидного состава. Количество сульфидов составляет около 10 % от общего объема метасоматитов. Руды формировались в две стадии: золото-пирит-арсенопиритовую с двумя минеральными ассоциациями (пирит-серицит-кварцевой и золото-арсенопирит-пиритовой), золото-кальцит-кварц-сульфидную с четырьмя минеральными ассоциациями (пирит-арсенопиритовой, блеклорудно-сфалеритовой, золото-реальгар-антимонитовой и аурипигмент-реальгаровой с кальцит-кварцевыми новообразованиями в разном количестве и сочетаниях). Состав руд: главные рудные минералы — золото, пирит, арсенопирит, сфалерит и антимонит, второстепенные — блеклая руда, халькопирит, редкие — бертьерит, буланжерит, цинкенит, джемсонит, бурнонит, пирротин, реальгар, аурипигмент, самородная сурьма, марказит, молибденит, магнетит, ильменит, титаномагнетит и рутил, нерудные — кварц, кальцит и барит. Вкрапленные руды включают раннюю золото-пирит-арсенопирит-серицит-кварцевую и позднюю золото-кальцит-кварц-сульфидную минеральные ассоциации, прожилково-вкрапленные — золото-арсенопирит-пиритовую. Пирит и арсенопирит являются носителями самородного субмикроскопического золота (размер до 60 микрон). Золота в арсенопирите в 5–10 раз больше, чем в пирите (до 50–100 г/т). В целом сульфидная пирит-арсенопиритовая ассоциация несет до 70 % от общего золота в руде. Золото-кальцит-кварц-сульфидная стадия играет подчиненную роль. Среди рудных минералов преобладают антимонит (до 85 % от общего количества рудных), в меньшей мере — сфалерит (до 10 %) и арсенопирит (1–2 %). Самородное золото встречается исключительно в участках развития минералов второй сульфидной стадии: в кальцитовых прожилках размером до 1,5 мм в срастании с сульфидами, внутри зерен антимонита, реже сфалерита и блеклой руды в виде тонких (сотые и тысячные доли миллиметра) включений. Разброс содержаний золота от десятых долей до 100–200 г/т. Среднее содержание в балансовых рудах (по состоянию на 1990 г.) 22,2 г/т. Сопутствующие компоненты в руде: железо, цинк, медь, свинец, серебро, сурьма, мышьяк, молибден, ртуть. Представлены они собственными минералами (пирит, арсенопирит, сфалерит, джемсонит, бурнонит, марказит, самородная сурьма, бертьерит, цинкенит, буланжерит) и изоморфными примесями. Содержание пирита в руде 5 %, арсенопирита 1 %, антимонита 2 %, остальных минералов — десятые доли процента. Общее содержание сульфидов до 10 % и более. Руды по содержанию элементов многокомпонентные, труднообогатимые, требуют металлургического передела, содержат вредные примеси — мышьяк и сурьму (до 2 %). Месторождение относится к разряду среднемасштабных, перспективно для открытой отработки на глубину до 500 м. [1]
Рис. 1. Геологическое строение месторождения
Генезис месторождения Кварцитовые Горки обсуждался неоднократно. Ю. С. Шалаев и Г. Н. Назьмова (1966ф) оруденение связывали с позднеордовикским интрузивным комплексов; Н. А. Фогельман (1971ф) считала его вулканогенным и связывала его с девонским вулканическим жерлом; В. И. Фельдман (1966ф) считал, что рудные тела представляют собой вторичные кварциты по вулканитам.
Исследования геологов МГУ (Москва), рудника Каззолото и Целиноградской ГРЭ (1993–1984) завершились такой моделью: 1) рудоконтролирующее значение имеют системы меридианальных разрывов; 2) руды являются гидротермально-измененными кремнистыми породами (березитами); 3) месторождение является малоглубинным эндогенным; 4) калий-аргоновый возраст месторождения по двум пробам из хром-содержащего серицита показал возраста 451±14 и 459 млн. лет; 5) месторождение имеет парагенетическую связь с крыккудукским комплексом О3.
В этой модели четыре аргумента уязвимы: 1) несмотря на то, что авторы сами доказали теснейшую связь оруденения с фтанитами и углистыми фтанитами (т. е., стратиграфический контроль оруденения) рудоконтролирующими структуры объявляю-тся меридианальные разломы; 2) месторождение признается малоглубинным, а пара-генетическая связь объявляется с мезоабиссальным плутоном при том, что и месторождение и плутон располагаются в непосредственной близи друг от друга и располагаются на одном уровне; 3) березитизация фтанитов не очевидна, т. к. даже в рудных телах нередко присутствуют отпечатки радиолярий и спикул губок; 4) возраст определен по серициту, для которого любое событие, приводящее к подъему геотермы выше 280оС, означает перезапуск изотопных часов и новый отсчет, начиная с нуля. [2]
В этой связи в качестве контраргумента четвертому пункту можно указать на изотопные датировки 760, 615, 540, 480, 360 млн. лет, полученные Н. Г. Сыромятниковым по свинец-свинцовой системе из галенитов месторождения. [3] В этом ряду возраст, полученный по фауне (€2) одинаково удален и от цифры 540 (€1) и от цифры 480 (О1) млн. лет. И серицитовые и свинцовые цифры не корректны в решении проблемы возраста оруденения, т. к. дают возраста каких-то попутных событий, которых в истории месторождения было достаточно.
В качестве альтернативы, была предложена модель стратиформного (телетермального) происхождения месторождения. Она была впервые озвучена Жаутиковым Т. М., а позднее и Ермоловым П. В. В основе этой модели лежит, во-первых, большой опыт работы на Рудном Алтае по тематике стратиформных золото-колчеданно-полиметаллических месторождений, во-вторых, наработки по геологии и минералогии на Кварцитогорском месторождении и, в третьих, появление в последнее 20-летие обильного материала по месторождениям, формирующимся на дне Мирового океана и в рифтовых структурах. И, наконец, большую помощь оказали наработки Э. Спиридонова и его коллег, а также данные разведки 1972–1986 гг. под руководством М. П. Филипьева, которые они склонны интерпретировать иначе.
Основные выводы:
1) Месторождение локализуется преимущественно в коллоидно-хемогенной фации вулканогенно-осадочных пород аксуйской свиты, формировавшихся в одну из пауз активной эруптивной вулканической деятельности. Такая обстановка создавала необходимые условия для взаимоотношений пневмато-флюидных производных с нелитифицированными осадками.
2) Теснейшая связь с вулканизмом доказывается высокими концентрациями ртути в сочетании с графитистыми кремнистыми породами. И ртуть и черные фтаниты, образующиеся на абиссальных глубинах, имеют непосредственное отношение к мантии Земли, которая реализуется через вулканы и рифты.
3) Телетермальные условия формирования первой стадии оруденения определяются по сферолитовому мышьяковистому пириту, марказиту, скелетному звездчатому арсенопириту. Первые два минерала в изобилии развиты в месторождениях, сформированных в окружении «курильщиков» на океаническом дне, а последний — является распространенным минералом телетермальных киноварных месторождений, например, Никитского в Донецкой области Украины.
4) Формирование на океаническом дне в окружении «курильщиков» массивных сульфидных руд с высокими содержаниями свободного золота доказывает, что на зрелой стадии развития флюидно-магматической системы на морском дне возникают локальные высокотемпературные очаги, в которых температура пульсирующего флюида превышает 300оС.
Важным свидетельством стратиформного генезиса Кварцитогорского месторождения является отсутствие вертикальной зональности в рудных телах. В эндогенных месторождениях такая зональность присутствует практически всегда. Причины ее возникновения, следующие: существование градиента по температуре и давлению, разные концентрации и разная подвижность металлов. В результате появляются полиметалльные телескопированные вертикальные первичные ореолы протяженностью сотни метров.
В Кварцитогорском месторождении, по свидетельству Э. М. Спиридонова, первичные ореолы рассеивания изучались в рудных телах I и IV на горизонтах 210, 240, 300, 306, 323, 352, 360, 420, т.е, на 210 метрах по вертикали. В результате был получен огромный массив графики, который привести здесь не представляется возможным. Важен вывод: фактический материал свидетельствует об отсутствии сколько-нибудь значимой вертикальной геохимической зональности.
Данные разведки показывает, что в рудном теле 1 от поверхности до глубины 720м (за исключением 40 м. в верхней части в зоне окисления) содержание золота в принципе не меняется даже там, где мощность рудного тела сокращается вдвое (интервал 660–720 м). Такая же закономерность отмечена и в рудном теле IV. Причины этого кажущегося противоречия кроются в не верной оценке генетического типа месторождения.
С позиций стратиформного генезиса все становится на свои места: в современном залегании рудных тел глубина становится их длиной, длина — шириной и только мощность остается истинной мощностью. Какую зональность можно уловить при вертикальной мощности рудного тела от 10 до 30 м. Но как показывают материалы Э. М. Спиридонова, ее не было и по длине. Это тоже понятно, потому что осаждение металлов из хемогенной рудно-кремнеземистой смеси происходит из гомогенизированного водного раствора, который одинаковый по составу на значительном пространстве морского бассейна. Формирование рудных залежей происходило при низких температурах и при постоянном давлении, которое существует на океанских и морских глубинах. Выше было указано, что важнейшим фактором разгона металлов являются градиенты среды по температуре и давлению. Какой градиент может быть над формирующейся залежью мощностью первые десятки метров, над которой километровый (или более) слой воды? Сказанное выше можно продемонстрировать на простейшей принципиальной модели. [2]
Рис. 2. Модель формирование рудной залежи
Литература:
1. Справочник месторождений золота Казахстана. г. Алматы 1996 г.
2. Ермолов П. В., Жаутиков Т. М., Савельева Н. А. Известия НАН РК, 2012 г.
- Сыромятников Н. Г., Изотопно-свинцовый и радиометрический методы при поисках и оценки масштаба рудных месторождений Казахстана //Геология Казахстана, 2002.
