Gold deposits in the Earth's history

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Проблема металлогенической эволюции Земли и места в ней золотой минерализации привлекала и привлекает в последние 40 лет внимание многих исследователей (Саттран, 1984; Green, 1984; Hutchison, 1987; Nesbitt, 1988; Kulish, Komov, 1990; Рундквист, 1995, 1997; Сафонов, 1997, 2003; Хаин, 2000; Rundquist, Kravchenko, 2001; Goldfarb et al., 2001; 2005, 2010; Groves at al., 2005; Leahy et al., 2005; Cawood, Hawkesworth, 2015; Кузьмин, Горячев, 2017; Кузьмин и др., 2018). В их работах показана разная продуктивность геохронов на золото и обращено внимание на дискретность проявления золоторудной минерализации, а также выявлен протяженный, около 1 млрд лет, средне-позднепротерозойский промежуток с отсутствием значимых концентраций этого металла (Саттран, 1984; Groves et al., 2005; Cawood, Hawkesworth, 2015). Были предложены разные варианты объяснения существования такого промежутка (Groves et al., 2005; Cawood, Hawkesworth, 2015). Частично также было обращено внимание на увеличение количества промышленных типов собственно золоторудных месторождений в фанерозое (орогенные, эпитермальные, порфировые, колчеданные) против орогенных и колчеданных в раннем докембрии (Goldfarb et al., 2001, 2010; Groves et al., 2005). Однако изменения состава золотого оруденения (минералого-геохимическая дифференциация состава руд во времени и вариации связей Au с минеральными формами триады полуметаллов As–Sb–Bi в рудах) на фоне данной эволюции выпали из сферы внимания исследователей. Это нашло отражение в типовом составе орогенных руд золота, где, в частности, показаны турмалин и теллуриды как типичные их минералы (Goldfarb et al., 2001; Groves et al., 2005; Cawood, Hawkesworth, 2015), на основании широкого распространения этих минералов в раннедокембрийских рудах. Еще один аспект, связанный с проблемой эволюции золотого оруденения в истории Земли, – это существующая неоднородность древних кратонов по степени их золотоносности (Горячев и др., 2005). С минеральной эволюцией руд тесно связана и характеристика металлогенических ассоциаций золоторудных месторождений (золото и платиноиды, золото и медно-никелевые руды, золото и вольфрам, золото и молибден, золото и уран), меняющаяся во времени, как это показано в работах Р. Гольдфарба (Goldfarb et al., 2001, 2005, 2010).

В предлагаемой статье делается попытка рассмотреть общие тренды эволюции золотого оруденения, определить возможные причины вспышек продуктивности и перерывов и оценить их связь с процессами дифференциации мантии и ростом коры в истории Земли. Это важно еще и потому, что некоторые авторы полагают, что рассмотрение “золотых эпох” не способствует пониманию процессов, которые приводят к образованию месторождений золота, поскольку является примером эмпирического наблюдения, а не научной мысли (Leahy et al., 2005).

Основной метод работы – анализ литературных источников в комплексе с наблюдениями и данными автора по ряду месторождений Балтийского щита, Западной и Восточной Австралии, Аляски, Канадских Кордильер и Калифорнии, Востока Азии и Сибири. Акцент в таком методическом подходе делается на оценке и обсуждении, в основном, промышленных месторождений, как крупных аномалий золота в земной коре, поскольку принципиально золотоносными являются все геохроны. При этом основное внимание обращено на собственно орогенные месторождения золота, из-за их наибольшей распространенности и промышленной монометалльности.

ГЛАВНЫЕ ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ И ИХ ДОЛЯ В БАЛАНСЕ ЗОЛОТА

В настоящее время общепринятым является разделение золоторудных месторождений на следующие промышленные типы: орогенные, эпитермальные, интрузион-релейтед (связанные с интрузивами преимущественно гранитоидного состава), палеороссыпи, порфировые золотосодержащие, колчеданные золотосодержащие, IOGC–комплексные железо-оксидные (Kerrich et al., 2000; Сафонов, 2003; Frimmel et al., 2005; Groves et al., 2005; Goldfarb et al., 2010). Оценка их вклада в мировую добычу золота была сделана Х. Фриммелем с соавторами (Frimmel et al., 2005) (табл. 1). Как видно из табл. 1, доля собственно золотых месторождений весьма высокая. А если считать Витватерсранд рудным гидротермальным месторождением сложного генезиса (Frimmel et al., 2005; Law, Phillips, 2005; Сафонов, Прокофьев, 2006; Phillips, Powell, 2011), то в балансе золота собственно гидротермальное золотое оруденение будет иметь абсолютное преобладание, даже если включить в подсчет материалы по золотоносным колчеданным месторождениям (Сафонов, Прокофьев, 2006).

При рассмотрении баланса золотого оруденения следует также отметить вклад геодинамических обстановок формирования его месторождений. Такую оценку провели К. Лиихи с соавторами (Leahy et al., 2005). Они выделили два типа орогенных поясов – открытые (или неконсолидированные – unconsolidated) и закрытые (или консолидированные – consolidated) орогенные пояса. Первый тип объединяет орогенные пояса островодужных обстановок и обстановок активных континентальных окраин (Северо-Американские и Южно-Американские Кордильеры), второй – коллизионные обстановки закрытия океанических бассейнов разного размера: крупных (Алтаиды, Йилгарн, Африка), средних (Аппалачи, Гималаи) и маленьких (Альпы). Иными словами, эти исследователи четко выделяют чисто субдукционные обстановки формирования месторождений и коллизионные, с оговоркой, что для них также характерны субдукционные обстановки на доорогенной стадии, и с трактовкой формирования Витватерсранда в форландовом бассейне закрытого крупного Калахари-океана. Этими исследователями был оценен вклад каждой из выделенных обстановок в интенсивность и экстенсивность золотого оруденения (табл. 2) на примере 181 крупнейшего месторождения общим тоннажем в 73 286 тонн добытого золота. Правда, трудно согласиться с выводами этих авторов о такой простой парадигме золотого оруденения, что чем более долговечны процессы субдукции, тем больший потенциал возникновения гигантских месторождений золота (Leahy et al., 2005). На мой взгляд, их построения, наоборот, подчеркивают важность вклада собственно коллизионного процесса в формирование орогенных поясов и связанных с этим событием крупнейших орогенных (в широком понимании – Kerrich, Feng, 1992; Горячев, 2006; Goryachev, Pirajno, 2014) месторождений золота. В целом же, устоявшуюся геолого-генетическую промышленную классификацию орогенных месторождений золота (см. табл. 1) следует дополнить более дробной систематикой (Горячев, 2006; Goryachev, Pirajno, 2014), фиксирующей минералого-геохимическое разнообразие орогенного золотого оруденения фанерозоя, с выделением типов, отражающих эту специфику оруденения: (1) золото-мышьяк-сульфидного (Au-As-S-Fe-Cu-Ni-Co) с выделением собственно золото-мышьяк-сульфидного и золото-сульфидного подтипов вкрапленных руд; (2) золото-кварцевого, с колымским (Au-As-Sb-S-Pb-W-Fe) и кордильерским или калифорнийским (Au-As-S-Te-Ni-W-Cu-Fe) подтипами жильных руд; (3) золото-висмутового (Au-As-Bi-S-Te-Se-Sb-Ni-Co-W-Mo-Cu-Fe) – жильный, грейзеновый, скарновый, порфировый (аналог интрузион-релейтед типа, связанного с интрузивами гранитоидов); (4) золото-серебро-кварцевого (Au-Ag-Sb-S-Pb) типа жильных руд.

 

Таблица 1. Доля разных генетических типов месторождений золота (более 100 тонн добычи) в мировой продукции золота (Frimmel et al., 2005)

Тип оруденения	Доля в добыче в % (всего 102 575 т)
Витватерсранд	39
Орогенные	29
Эпитермальные высокосульфидированные	3
Эпитермальные низкосульфидированные	6
Порфировые	16
Локализованные в осадках (россыпи)	5
Прочие	2

 

 

Таблица 2. Распределение крупнейших золотых месторождений в орогенных поясах разных типов геодинамических обстановок (Leahy et al., 2005) с изменениями автора

Тип обстановок		% мирового тоннажа золота	% мирового количества месторождений
Коллизионные	Закрытия крупных океанов	57.4	46.4
	Закрытия средних океанов	2.1	3.3
	Закрытия малых океанов	0.4	1.1
Субдукционные (Аккреционные)	Активных континентальных окраин	28.7	31.5
	Обширных аккреционных комплексов окраин континентов	6.1	10.5
	Островных дуг	5.3	7.2
Неорогенные		нет	нет

 

 

Поскольку орогенные месторождения золота составляют основу его баланса в истории земли, то здесь будет уместна краткая их характеристика, составленная по работам Р. Гольдфарба, Д. Гровса и Р. Керрича (табл. 3). Из этой таблицы можно сделать важный вывод о присутствии турмалина как одного из основных минералов околорудных метасоматитов, в ней также дана геохимическая комплексная характеристика руд, показывающая широкое разнообразие сопутствующих золоту элементов (Au, Ag ± As, Sb, Te, W, Bi).

 

 

Таблица 3. Общая характеристика Au-рудных месторождений орогенного типа (Kerrich et al., 2000)

Признаки	Классические провинции и месторождения
Возраст	Мезоархейский	Неоархейский	Протерозойский	Палеозойский	Мезозойско-кайнозойский
Примеры месторождений	Барбертон (Шеба, Файрвью)	Абитиби (Тимминс), Дхарвар (Колар), Куадрилатеро, Бразилия (Моро Вельо), Слэйв (Кон), Танзания (Булуянхулу), Йилгарн (Калгурли), Зимбабве (Кам, Мотор)	Зап. Африка (Ашанти), Транс-Гудзон (Хоумстейк), Тапайос, Гайана (Лас Кристина), Сев.Территории Австралия (Граниты)	Лакланский складчатый пояс (Бендиго, Балларэт), Байкальский складчатый пояс (Сухой Лог), Южный Тянь-Шань (Мурунтау, Кумтор), Богемский массив (Каспреские Горы)	Отаго (Макраес), Томбстоун пояс (Форт Нокс, Пого, Шеелит Доум), Джуно золоторудный пояс (Аляска-Джуно, Тредуэлл), Подножие Сьерры-Невады (Джеймстаун), Яно-Колымский пояс (Наталка), Полуостров Джяодонг (Джиаоджиа, Линглонг)
Структурная позиция	Мягкие и хрупко-мягкие деформации, сдвиги или антиклинальные купола
Морфологический тип руд	Жилы, брекчиевые и вкрапленные тела
Вмещающие породы	Мафические и ультрамафические вулканические породы, интрузивные породы, BIF-кремни, граувакки
Ассоциации металлов	Au, Ag ± As, Sb, Te, W, Bi; Au/Ag в среднем 5
Пробность золота	800–950
Основные минералы околорудных пород	Мусковит, Ca-Fe-Mg карбонаты, хлорит, альбит, пирит, турмалин
РТ-условия	220–500 °С, 0.5–4 кб
Рудные флюиды	Малосоленые, водно-карбонатные ±H2S, CH4, CO2, ±N2
Изотопныйсостав гидротермальной воды	δD = -20‰, -80‰; δ18O = 6‰, 10‰
Источники тепла	Астеносфера, кора
Другие признаки	Увеличивающаяся соленость связана со смешением с флюидами осадочных бассейнов. Радиогенные изотопы индицируют взаимодействие древней и ювенильной коры с флюидами, спорадически обогащенными бором. Реактивация древних месторождений генерирует некоторые вторичные изотопные и флюидные метки

 

Фиг. 1. Продуктивность важнейших золоторудных эпох, по данным Р. Гольдфарба с соавторами (Goldfarb et al., 2001, 2005, 2010), с упрощениями, и суперконтинентальные циклы в истории Земли с датировками аллювиальных, детритных и гранитных цирконов (жирная линия) и собственно цирконов орогенных гранитоидов (пунктир) по данным К. Конди и Р. Астера (Condie, Aster, 2010) c упрощениями.

ПРОЯВЛЕНИЕ ЗОЛОТОГО ОРУДЕНЕНИЯ ВО ВРЕМЕНИ

Согласно современным данным, в распределении промышленных месторождений золота наблюдается определенная дискретность (фиг. 1), начиная с 3.3 млрд лет (DeRonde et al., 1992; Goldfarb et al., 2001, 2005, 2010; Groves et al., 2005). По многочисленным накопленным датировкам этими исследователями выделено несколько эпох промышленной золотоносности: мезоархейская, позднеархейская, раннепротерозойская, неопротерозойская, палеозойская и мезозойская. Рассмотрим коротко эти эпохи, отметив, что они проявились только через полтора миллиарда лет после рождения нашей планеты (Кузьмин и др., 2018; Кузьмин, Горячев, 2017).

Золото является одним из немногочисленных элементов, образующих промышленные концентрации практически во все периоды геологической истории Земли. История накопления золота начинается с образования так называемых золотоносных джеспилитов (Ручкин, Дерюгин, 1988), железистых кварцитов и зон сульфидизации стратиформного типа в древнейших отложениях зеленокаменных поясов архея. Золотоносные образования данного типа охарактеризованы практически для всех участков докембрийских пород, известных на поверхности Земли (Конди, 1983; Казанский, 1988; Синицын, 1990). Они приурочены к нижним частям разрезов зеленокаменных поясов и образуют генетически единую серию с базальтоидными (коматиитовыми) вулканитами, что отражает определяющую роль мантийного вещества в их происхождении. Содержания золота в железистых кварцитах составляют десятки-сотни мг/т с увеличением до промышленных – в местах скоплений сульфидов. С ними ассоциируют пояса поздних золото-кварцевых жил (Boyle, 1979; Hutchison, 1987; и др.). Причем по времени формирования они различаются для разных континентов – так, в ЮАР находятся самые древние золото-кварцевые пояса провинции Барбертон (месторождения Шеба и пр.) и руды Витватерсранда, которые датированы интервалом 3.0–2.8 млрд лет (Kirk et al., 2002). В пределах Канадского щита, Западной Австралии и в Индии отмечается максимум позднеархейской золотоносности (2.7–2.6 млрд лет) с формированием знаменитых золото-кварцевых месторождений района Абитиби (Канада), Колар (Индия) и других. Относительно механизма формирования этих жил единодушного мнения нет. Большинство склоняется к мысли об их метаморфической природе и связи с процессами зеленокаменного изменения и гранитизации (Groves et al., 1987), а некоторые не исключают и ведущей роли поздних натровых гранитов (Corfu, Andrews, 1987; Huttori, 1987; Mole et al., 2015). Если добавить Витватерсранд (3.0–2.8 млрд лет), то позднеархейская эпоха по продуктивности превысит 60% мировой продуктивности, что было отмечено еще Ю.А. Билибиным (Билибин, 1955).

Вторая эпоха формирования золоторудных месторождений отвечает раннему протерозою (2.1–1.8 млрд лет) и представлена орогенными месторождениями золота, широко известными в пределах докембрия Бразилии (Hartman, Delgago, 2001), а также в Транс-Хадсон орогене, Свекофенском орогене, на севере Австралии, в Центральной Африке (Goldfarb et al., 2005). Завершает древний цикл накопления золота образование так называемых “палеороссыпных” месторождений (Viljoen et al., 1970; Hutchison, 1987).

Следующий интервал (или цикл) накопления золота (0.8–0.55 млрд лет) соответствует уже неопротерозою (рифей–венд) и связывается с байкальским тектоногенезом. Причины длительного перерыва (около 1 млрд лет) считаются неизвестными (Саттран, 1984), но, по всей видимости, они обусловлены спецификой развития земной коры в этот период, общей ее кратонизацией и началом коренной перестройки процессов тектогенеза, связанной, возможно, с новым этапом развития Земли (Ларин, 1980; Гораи, 1984). Более подробно об этом перерыве будет сказано в разделе “Обсуждение”. Факт заключается в том, что, несмотря на значительно возросший за последние 30 лет массив информации, этот перерыв так и остается не объясненным до конца. Этапы неопротерозойского тектогенеза, вследствие их ограниченного распространения (Сибирь, Австралия), внесли незначительный вклад в золотой баланс Земли. В настоящее время можно говорить только о месторождениях, обрамляющих с юга Сибирский кратон, где отмечается последовательность циклов накопления золота, показанная Д.В. Рундквистом (1990) на примере Байкало-Патомского региона. В частности, в наиболее золотоносной его части – Бодайбинской – зоне первичное накопление золота происходило в черносланцевых толщах низов неопротерозоя (1050–700 млн лет), а формирование поздних золото-кварцевых и золото-сульфидных руд в раннепалеозойский период связано с проявлением еще и самого молодого золото-кварцевого оруденения в среднем палеозое (Лаверов и др., 2007). Наиболее древние неопротерозойские крупные месторождения известны в пределах Енисейского кряжа (Советское, Олимпиада и др.), они датированы 780–650 млн лет (Ножкин и др., 2011). Незначительная золотоносность связана с поздним неопротерозойским – начала раннего палеозоя Аделаидским орогенным поясом байкалид Южной Австралии (Шер, 1972).

Разделение палеозойского золотого оруденения на две эпохи – каледонскую и герцинскую – во многом условно, благодаря появившемуся огромному массиву данных по разным провинциям (например, Phillips et al., 2003; Bierlein, Crowe, 2000). Однако как эпохи орогенного тектогенеза, сопровождающиеся своей металлогенией, они вполне закономерны и дискретны. С каледонским тектогенезом связаны золото-кварцевые и, в меньшей степени, золото-сульфидные месторождения Аппалачского региона, Алтае-Саянской и Северо-Казахстанской провинции (Шер, 1972; 1974; Спиридонов, 1991; Goldfarb et al., 2014), а также месторождения Байкало-Патомского нагорья (Лаверов и др., 2007; Goldfarb et al., 2014). Для Сухого Лога, например, установлено два этапа формирования руд – 447 и 321 млн лет (Лаверов и др., 2007). Золоторудные месторождения этой эпохи имеют отчетливо выраженную связь с гранитоидным магматизмом, как, например, провинция Северного Казахстана (Спиридонов, 1991), и представлены преимущественно золото-сульфидным, золото-мышьяк-сульфидным, золото-кварцевым (кордильерский подтип) и золото-висмутовым минералого-геохимическими типами.

В эпоху герцинского тектогенеза, наряду с золото-кварцевыми жилами преимущественно колымского подтипа, большое значение имеют зоны вкрапленных руд золото-мышьяк-сульфидного типа (Бакырчик-Калбинский пояс Восточного Казахстана). В этот период сформировались руды месторождения Мурунтау, крупнейшего месторождения фанерозоя (Goldfarb et al., 2014), и появляются промышленные золото-серебряные эпитермальные месторождения, характерные для Центрального Казахстана (Джунгаро-Балхашская зона) и Северо-Востока России (Омолонский массив, месторождения Кубака, Ольча), (Goldfarb et al., 2014; Goryachev, Pirajno, 2014; Горячев и др., 2017).

Мощной вспышкой золото-кварцевого оруденения характеризуется этап мезозойского (ларамийского и невадийского) тектогенеза, образовавшего крупные пояса орогенных золото-кварцевых жил как кордильерского, так и колымского подтипов в мафических и салических провинциях Тихоокеанского обрамления (Goldfarb, 1997; Goldfarb et al., 1997, 1998; Горячев, 1998, 2003; Тектоника…, 2001; Геодинамика…, 2006; Nelson, Colpron, 2007). В ассоциации с ними отмечаются зоны и залежи сульфидно-вкрапленного с золотом оруденения: Big Canyon (Калифорния), Дегдекан (Северо-Восток Азии) и др. И практически во всех случаях золотое оруденение тесно ассоциирует с раннеорогенным гранитоидным магматизмом (Горячев, 1998, 2003; Гамянин и др., 2003).

В следующую эпоху мезо-кайнозойского вулканизма золотое оруденение тесно связано с процессами становления тихоокеанского вулканического кольца. В это время сформировались эпитермальные месторождения позднемелового окраинно-континентального Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (ОЧВП), детально охарактеризованные А.А. Сидоровым (1978), Р.Б. Умитбаевым (1986) и другими исследователями. Тогда же были сформированы основные орогенные мезотермальные месторождения золота Аляски (Newberry et al., 1995; Goldfarb, 1997; Goldfarb et al., 1997; Nokleberg et al., 2005) и Британской Колумбии (Nesbitt, 1988; Dawson et al., 1991; Nelson, Colpron, 2007), включая такие, как Джуно-Тредуэлл, Брелорн-Пайонир и другие, а также ранние месторождения Сихотэ-Алиня (Геодинамика…, 2006), Индонезии (Hutchison, Taylor, 1978) и Новой Зеландии (Hedenquist et al., 2000).

 

Фиг. 2. Золоторудные пояса и ареалы разного возраста (Горячев и др., 2005): 1 – кайнозойские, 2 – мезо-кайнозойские, 3 – мезозойские, 4 – палеозойские, 5 – докембрийские, 6 – районы проявления крупных палеороссыпных месторождений. Черной кривой линией показана условная граница металлогенической (по золоту) неоднородности докембрийских кратонов.

 

Еще более молодые эпи- и мезотермальные жилы Румынии, Малого Кавказа, Камчатки, Тихоокеанских островных дуг и Мексики связаны с процессами наиболее поздней тектонической и вулканической активности и образуют кайнозойскую эпоху накопления золота. Для нее характерно исключительное многообразие золотого оруденения от золото-сульфидных колчеданных залежей типа Куроко и эпитермальных жил до мезотермального оруденения жильного типа – Зодское месторождение (Малый Кавказ) и современных зон минералоотложения из горячих источников типа Вайракей (Нов.Зеландия) и Солтон-Си (Калифорния, США).

Таким образом, формирование месторождений золота в истории Земли было дискретным. Эта дискретность выражается в следующих металлогенических по золоту эпохах: 3.0–2.6; 2.1–1.8; 0.8–0.55; 0.45–0.40; 0.33–0.25, 0.18–0.12 и 0.10–0.0 млрд лет. Основная масса золота образовалась в архейское и раннепротерозойское время, спустя 1.5 млрд лет после возникновения Земли (Кузьмин и др., 2018). Существует длительный (1.8–0.8 млрд лет) средне-позднепротерозойский период отсутствия крупных рудных накоплений золота (за исключением комплексного месторождения Олимпик Дам).

НЕОДНОРОДНОСТЬ ДОКЕМБРИЯ ПО РАСПРЕДЕЛЕНИЮ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЗОЛОТА

Если рассматривать территориальное распределение продуктов золотого оруденения разных эпох, то можно отметить существование трех глобальных областей: докембрийские щиты и платформы с древним оруденением; Северо-Американо-Евроазиатский пояс палеозойско-мезозойского оруденения в окаймлении древних платформ и Тихоокеанская область длительного (PZ–КZ) развития с полициклическим золотым оруденением. Данные три крупные области расчленяются на серии провинций фемического или сиалического профиля, составляющие части складчатых поясов разного возраста. При этом в распределении крупных ареалов золотой минерализации в докембрии наблюдается отчетливая металлогеническая (по золоту) неоднородность докембрийских кратонов (фиг. 2) (Горячев и др., 2005). Самые насыщенные месторождениями золота – Северо-Американский (Канадский) и Западно-Австралийский кратоны, к ним примыкают Южно-Американский и Африканский кратоны (Гондвана), в то время как Восточно-Европейский (Балтийский) кратон слабо золотоносен в архее и более золотоносен в протерозое, а Сибирский и Китайский кратоны вообще почти не содержат докембрийского рудного золота (Poulsen et al., 1990; Zhou et al., 2002; Pirajno, 2014), несмотря на наличие зеленокаменных поясов. Такая неоднородность отражает явную диспропорцию между (условно) “северным” и “южным” континентальными секторами Земли и указывает на первичную геохимическую неоднородность ранней коры нашей планеты. А незначительная продуктивность на золото древнейших комплексов, в свою очередь, обуславливает и слабую золотопродуктивность более молодых эпох ряда регионов этого сектора (например, каледонид и варисцид Европы).

МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКИЕ АССОЦИАЦИИ ЗОЛОТА ВО ВРЕМЕНИ И ЭВОЛЮЦИЯ МИНЕРАЛЬНОГО СОСТАВА ЗОЛОТОГО ОРУДЕНЕНИЯ

Для архея отчетливо просматривается связь золота с медно-никелевыми коматиитовыми рудами (Западная Австралия, Южная Африка, Балтия), либо с колчеданными (Канада), либо с железистыми кварцитами (Бразилия) (Mole et al., 2015; Goldfarb et al., 2005). Также отмечается сонахождение и с молибденовой минерализацией. Для раннего протерозоя ситуация похожая, например, свекофенские месторождения Балтии. В этот период истории Земли золото четко демонстрирует свои мантийные связи в орогенной металлогении (ассоциация с месторождениями Ni, Cu, Pt и пр.), но в мезопротерозое добавляется ассоциация с урановыми месторождениями (Олимпик Дам), а для фанерозоя спектр сопутствующих руд значительно расширяется – Mo, Cu, Sb, Hg, W (Тихоокеанское рудное кольцо, Центрально-Азиатский орогенный пояс), Ag и даже Sn (Яно-Колымский орогенный пояс, Охотско-Чукотская окраинно-континентальная дуга). Это явно демонстрирует увеличение доли коровых связей золота в его металлогении. При этом следует отметить сохранение пространственных ассоциаций орогенных месторождений золота (кордильерский подтип) с ранними колчеданными или медно-никелевыми месторождениями для фемических металлогенических провинций фанерозоя (например, Урал, Восточный Саян, Калифорния), что подчеркивает важную роль мантии в металлогении золота и в этот период истории Земли.

Таким образом, налицо, разная ассоциация месторождений золота с рудными месторождениями для докембрия и фанерозоя. Данные различия возникли на рубеже среднего протерозоя и неопротерозоя и они, на мой взгляд, указывают на связь разнообразия минеральных типов месторождений золота во времени с ростом коровой составляющей в его металлогении.

 

Таблица 4. Минералого-геохимическая специфика разновозрастных орогенных месторождений золота

Время формирования	Металлогенический стиль	Металлы-индикаторы	Рудные минералы	Жильные минералы	Примеры месторождений	Источники
Архей	Мафический	Au/Ag ˃ 5 As, W, ± Te, B, Mo, Sb, Hg, Mo, V, Ba	Пирит, арсенопирит, галенит, пирротин, сфалерит, халькопирит, тетраэдрит-теннантит, сульфосоли, антимонит, Au, Ag, Pb и Bi теллуриды и сульфотеллуриды и др. (PGE, …)	Кварц, карбонаты, серицит, альбит, хлориты, турмалин	Aбитиби (Канада), Калгурли (Зап. Австралия) Пампалу Финляндия), Витватерсранд (ЮАР), Колар (Индия)	Hagemann & Cassidi, 2000 Phillips & Law, 2000; Groves et al., 2001; Francois, 2004; Tomkins et al., 2004; Helt et al., 2014; Hazarika et al., 2015; Molnar et al., 2016; Rezeau et al., 2017
Протерозой	Мафический и сиалический	Au/Ag ˃ 5 As, W	Пирит, арсенопирит, галенит, пирротин, сфалерит, халькопирит, тетраэдрит-теннантит, сульфосоли, антимонит, Au, Ag, Pb и Bi теллуриды и сульфотеллуриды и др.	Кварц, карбонаты, серицит, альбит, хлориты, турмалин	Западная Африка, Канада	Beziat et al., 1999; Voicu et al., 1999; Partinton & Williams, 2000; Ansdell & Kyser, 2002; Fougerouse et al., 2017; Masurel et al., 2017;
Палеозой	Мафический	Au ˃ Ag As, Pb, Sb, W ± Te	Пирит, пирротин, арсенопирит, галенит, сфалерит, халькопирит, тетраэдрит-теннантит, Sb-As сульфосоли, Au, Ag, Pb теллуриды	Кварц, карбонаты, серицит, альбит, хлориты	Далрадианский пояс (Ирландия), Саяны, Урал (Россия)	Parnell et al., 2000 Sazonov et al., 2001 Zhmodik et al., 1995 Горячев и др., 2012
	Сиалический	Au ˃ Ag As, Pb, Sb, W	Пирит, пирротин, арсенопирит, галенит, сфалерит, халькопирит, тетраэдрит, Sb-сульфосоли, антимонит	Кварц, карбонаты, серицит, альбит, хлориты	Бендиго (Австралия) Отаго (Новая Зеландия) Бодайбо (Россия)	Phillips & Hughes, 1996, 1998; Ramsay et al., 1998; Hughes & Phillips, 2015 Bierlein & Crowe, 1998; Jia et al., 2000; Pirajno & Bentley, 1985; Lew & Corner, 1988; Koons & Craw, 1991; Paterson, 1985
Мезозой	Мафический	Au ˃ Ag As, Pb, Sb, ± Te	Пирит, арсенопирит, галенит, пирротин, сфалерит, халькопирит, тетраэдрит-теннантит, Sb-As-сульфосоли, Au, Ag, Pb теллуриды	Кварц, карбонаты, серицит, альбит, хлориты	Мозер Лоуд, Джюно (США) Ляодунь (КНР)	Taylor et al., 2015 Golgfarb et al., 1997 Qui et al., 2002; Goldfarb and Santosh, 2014; Li et al., 2016
	Сиалический	Au ˃ Ag As, Pb, Sb, W	Пирит, арсенопирит, галенит, пирротин, сфалерит, халькопирит, тетраэдрит, Sb-сульфосоли, антимонит	Кварц, карбонаты, серицит, альбит, хлориты	Яно-Колымский пояс (Россия), Центральная Аляска (США)	Горячев, 1998, 2003; Goldfarb et al., 1997

 

Обширный массив литературных данных позволяет говорить о том, что архейские и раннепротерозойские месторождения характеризуются относительно простым, но разнообразным минеральным составом руд: кварц, полевые шпаты, серицит-мусковит, хлорит, турмалин, пирит, арсенопирит, галенит, разнообразные минералы As, Sb и Bi. Для них характерно проявление минералов всей золото-сопровождающей триады полуметаллов As-Sb-Bi и аналогов серы Te-Se (табл. 4) (Горячев, 2014). К сожалению, в современных работах по исследованию крупных золоторудных месторождений архея Канадского щита и Западной Австралии минералогические наблюдения занимают относительно небольшое место, тем не менее, в сводных работах (например, Girdwood et al., 1983; Pagham, 1986) четко говорится о присутствии в типично орогенных золотых рудах турмалина, молибденита, минералов висмута. В то же время, анализ существующих вещественных систематик золотого оруденения, показывает (как указано выше) появление большого разнообразия типов золотой минерализации в фанерозое (Goldfarb et al., 2005, 2010; Goldfarb et al., 2014; Goryachev, Pirajno, 2014). Именно в фанерозое в разных орогенных поясах появляются и индивидуальные месторождения золото-висмутового типа (Средняя Азия, Северный Казахстан, Урал, Яно-Колымский пояс, Аляска и пр.). В аккреционных системах активных континентальных окраин, начиная с палеозоя (максимально в мезо-кайнозое), широкое распространение получают золото-серебряные эпитермальные месторождения high-sulfidation и low-sulfidation типов, максимально проявившиеся в мезо-кайнозое (Goldfarb et al., 2001, 2005, 2014; Groves et al., 2005). В составе фанерозойских месторождений золота (особенно для позднего мезозоя и кайнозоя) наблюдается отчетливая минеральная дифференциация на As-Sb-минерализацию, ассоциирующую с самородным золотом в его орогенных и эпитермальных рудах (в последних нередки минералы меди), и As-Bi-минерализацию в золото-висмутовых (золото-редкометальных, золото-скарновых) рудах, генетически связанных с гранитоидным магматизмом коллизионных и субдукционных обстановок (интрузион-релейтед тип). Наиболее контрастно это наблюдается по северному обрамлению Тихого океана, в Северо-Американских Кордильерах (например, месторождения Пого, Форт Нокс, Даблин Галч, с одной стороны, и Карибу, Джуно – с другой), на Северо-Востоке Азии (Чистое, Малыш, Тэутэджак и Наталка, Нежданинское) (Горячев, 2003). Это результат определенной вещественной эволюции золотого оруденения, при постоянном присутствии в рудах значительного количества кварца.

ОБСУЖДЕНИЕ

Этапность формирования

Как уже отмечено выше, анализ проявления орогенной золоторудной минерализации на фоне эволюции земной коры показал ее дискретность и существование большого перерыва в среднем–позднем протерозое (Саттран, 1984; Goldfarb et al., 2005; Groves et al., 2005). В целом наблюдается тесная корреляция значимости пиков золотоносности с пиками роста земной коры и орогенными событиями (Groves et al., 2005), которые отвечают известным суперконтинентальным циклам (см. фиг. 1) (Goldfarb et al., 2010; Cawood, Hawkesworth, 2015). Судя по многочисленным датировкам золоторудных месторождений разных этапов, они все формировались в процессе орогенных циклов, сопровождавших конструктивный тектогенез формирования континентов и суперконтинентов. Причем это происходило на финальных стадиях орогенного тектогенеза, практически синхронно, или чуть позже, с орогенным гранитоидным магматизмом, как для архея (Pagham, 1986; Robert et al., 2005; Percival, 2007; Mole et al., 2015), так и для фанерозоя (Горячев, 2003; Nelson, Colpron, 2007; Van Staal, 2007; Goldfarb et al., 2014; Goryachev, Pirajno, 2014). Например, изотопные исследования формирования кратона Ийлгарн (Западная Австралия) показали, что золотая минерализация является продуктом формирования его коры и самым последним событием в его архейской истории (Mole et al., 2015). Золоторудные системы здесь проявлены либо внутри, либо по окраинам ювенильных блоков, однако проявление золоторудных полей внутри переработанной коры, по мнению этих исследователей, демонстрирует, что добавление ювенильного материала, которое насыщает золотом кору, не проявляется синхронно с самой золоторудной минерализацией. Важную роль при этом играли низкокальциевые граниты, сформировавшие масштабные гидротермальные системы, связанные с крупными тектоническими нарушениями. Они отражают взаимосвязь между мантийными и коровыми процессами и являются источником золота, демонстрирующим важность ювенильной коры для формирования крупных золоторудных докембрийских провинций (Mole et al., 2015).

Протерозойскому перерыву в образовании крупных скоплений орогенного золота отвечает время существования суперконтинентов Колумбия (или Нуна) и Родиния. В цитированных выше работах (Groves et al., 2005, Goldfarb et al., 2001, 2005, 2010; и др.) времени формирования и существования этих суперконтинентов отводятся достаточно узкие интервалы. Согласно (Cawood, Hawkesworth, 2015), периоду отсутствия орогенных месторождений золота отвечает время формирования суперконтинента Родиния с отсутствием пассивных окраин вокруг, но причины отсутствия месторождений золота неизвестны. Однако, на мой взгляд, как раз отсутствие пассивных окраин, для которых характерно формирование обогащенных золотом черносланцевых толщ, косвенно и свидетельствует о связи золота с коровыми процессами, как подготовительными для концентрирования его в процессах орогенеза. Предположение Д. Гровса с соавторами (Groves et al., 2005) о том, что лакуна в 1.7–0.7 млрд лет связана с эродированностью золоторудных месторождений из-за высокой в то время плавучести субконтинентальной литосферы, весьма неоднозначно, поскольку тогда бы в пассивных окраинах Колумбии, Родинии и тех континентальных блоков, которые были от них отколоты, существовали бы горизонты, обогащенные кластогенным золотом. К близкому выводу пришли П. Кавуд и К. Хавкесворз (Cawood, Hawkesworth, 2015), отметившие отсутствие характерных коррелятных отложений, соответствующих сильной эрозии мезопротерозойских орогенных поясов. Эти исследователи предположили, что в суперконтинентальные циклы существовала эрозия только в активных окраинах, но в самом суперконтиненте она не была настолько велика, как представлялось Д. Гровсу с соавторами (Groves et al., 2005). Кстати, и все известные крупные палеороссыпи по возрасту древнее 1.6 млрд лет (в основном не моложе 2.0) и сформировались в период 2.5–2.0 млрд лет (Viljoen et al., 1970). Если же обратиться к Байкало-Патомскому бассейну южной окраины Сибирского кратона, то здесь имеются два горизонта, обогащенные благородными металлами и месторождениями золота (раннепротерозойский – кевактинский и неопротерозойский – дальнетайгинский), но они сформировались в процессах осадконакопления в обстановках пассивной континентальной окраины и более позднего задугового бассейна, вне связи с орогенными событиями мезопротерозоя (Будяк, Горячев, 2015; Будяк и др., 2016). Более того, здесь не зафиксировано существования мезопротерозойского орогенеза, и тектоническая стабильность была с 1.7 до 0.8 млрд лет (Эволюция…, 2006) и более.

 

Фиг. 3. Сочетание мезотермального кварца орогенных золоторудных жил с поздним кварцем эпитермального облика (район Кановна, Западная Австралия). Фото автора.

 

Если рассматривать историю формирования и существования суперконтинентов Колумбия и Родиния во взаимосвязи, то выясняется, что полного раскола Колумбии не было (Hou et al., 2008; Evans, Mitchell, 2011; Roberts, 2013). Исследования показали, что в период 1.85–1.2 млрд лет Лаврентия, Западная Австралия и Восточная Антарктида все время были стабильным ядром Колумбии (до позднего палеопротерозоя), и только Индия и Северный Китай были отделены (Hou et al., 2008). По данным (Evans, Mitchell, 2011), континент Нуна (Колумбия) существовал стабильно в интервале 1.9–1.3 млрд лет. Суперконтинент Колумбия возник в результате интенсивного коллизионного орогенеза с пиком 1.95–1.85 (чему, кстати, отвечает один из пиков формирования орогенных месторождений золота) в период его амальгамации 2.0–1.7. Детальный разбор точек зрения на историю этих двух суперконтинентов, проведенный Робертсом (Roberts, 2013), показал, что геологические и палеомагнитные данные предполагают его существование в качестве “квази-интегрированного” континента как минимум до 1.3 млрд лет с большим количеством рифтогенных событий, зафиксированных разновозрастными дайковыми роями, свидетелями “безуспешного раскола суперконтинента” (Roberts, 2013). Об отсутствии надежных изотопных данных, фиксирующих распад Колумбии, и существовании большого перерыва между ней и Родинией в суперконтинентальном цикле говорят исследования К. Конди и Р. Астера (Condie, Aster, 2010, 2013). Эти авторы показали, что нет никаких доказательств в Nd-, Hf- или Sr-изотопных записях о быстром распаде суперконтинента Нуна (Колумбия). И что самые надежные интервалы, отвечающие формированию орогенных гранитов для этого периода, отражают кластеры датировок цирконов с пиками 1.87 и 1.0 млрд лет, совпадающие для гранитных и для обломочных цирконов (Condie, Aster, 2010). В дальнейшем этот слабо диспергированный континент был подвержен незначительной модификации, с отделением и разворотом нескольких блоков, в результате чего и был сформирован суперконтинент Родиния (1.1–0.9 млрд лет) (Roberts, 2013). Этому же периоду (1.9–1.0 млрд лет) отвечает длительный период стабильности состава атмосферы и океана, который частично начал нарушаться после 1.3 и совсем сильно варьировать уже после 0.7 млрд лет (Groves et al., 2005; Roberts, 2013). Незначительность в данный период тектонических движений в масштабе Земли нашла отражение именно в слабом проявлении орогенной золотоносности в это время. Важной особенностью Колумбии является своеобразный стиль тектоники в виде длительных процессов образования краевых аккреционных орогенов, способствовавших наращиванию объема континентальной коры (Roberts, 2013). Но удивительно, что мы не имеем свидетельств формирования золотого оруденения эпитермального и орогенного типов в данный период существования таких активных краевых аккреционных орогенов. Простой эрозией (Groves et al., 2005; Cawood, Hawkesworth, 2015) эту аномалию объяснить трудно, скорее это свидетельствует о слабой активности таких орогенов.

Таким образом, в истории Земли можно предполагать существование длительного периода кратонной стабильности в виде огромного сверх-суперконтинента Колумбия-Родиния в интервале времени 1.8–0.8 млрд лет. Этому отрезку отвечает интервал интенсивной сиализации коры, проявленный максимальным за всю историю Земли всплеском анорогенного внутриплитного гранитного магматизма (Cawood, Hawksworth, 2015). В этот же период были сформированы основные осадочные месторождения урана, комплексные и весьма специфичные по составу U-Au-Fe-TR руды (IOCG - тип) (Олимпик Дам), магнетит-апатитовые (типа Кируна), полиметаллические (тип - SEDEX), ильменитовые месторождения (Goldfarb et al., 2010). Спецификой данной металлогенической эпохи является ее преобладающий уран-редкоземельный профиль и отсутствие крупных собственно золоторудных объектов. Вероятно, это отражает изменения в глубинах Земли, а именно, прекращение роста ядра и его активной дегазации (Маракушев и д., 1997; Рябчиков, 1997).

Таким образом, остается в силе предположение (Cawood, Hawksworth, 2015) об уникальности этого периода в силу большой стабильности. В целом же, можно уверенно говорить о корреляции крупнейших эпох золотой минерализации с суперконтинентальными циклами и главными орогенными событиями в их составе.

Эволюция минерального состава месторождений и их металлогенических ассоциаций

Именно после этого перерыва и распада сверх-суперконтинента произошло четкое разделение золотых месторождений на вещественные типы и расширился спектр металлогенических ассоциаций золотых руд. Начиная с байкальского тектогенеза, в поведении золота проявляется двойственность, обусловленная отчетливым разделением золоторудных поясов тектонических зон мафического (островодужного, субдукционного), фемисиалического (аккреционного) и сиалического (коллизионного) профиля. Еще С.Д. Шером было подмечено разное положение золоторудных месторождений в двух крайних типах таких тектонических структур (Шер, 1974). Для энсиматических островных дуг характерна связь золота с колчеданными рудами (Урал и др.) ранних этапов развития, а для золото-кварцевых жил калифорнийского и других типов – с поздним, орогенным этапом. В сиалических складчатых поясах деформированных пассивных окраин континентов мощная вспышка золотого оруденения колымского типа была проявлена в позднеорогенный этап. Хотя есть данные о стратифицированных зонах вкрапленных сульфидов, приуроченных к отдельным горизонтам разреза пассивных окраин, образованным, вероятно, в начальные стадии их формирования (Сидоров, 1998). Однако роль их в промышленном балансе золота невелика и важна только как дополнительный источник золота (Горячев, 2003). Из сказанного выше вытекает необходимость, начиная с раннего палеозоя, рассматривать металлогению золота по тектоническим поясам разных типов, исследуя эволюцию золотого оруденения в разновозрастных фемических и сиалических провинциях раздельно. Именно на этом фоне проявляется и разделение (начиная с неопротерозоя) месторождений золота на месторождения с As-Sb и As-Bi геохимическими и минеральными ассоциациями (собственно орогенные и золото-редкометальные, золото-висмутовые, или интрузион-релейтед). Причем это четко проявляется не только в обычных орогенных рудах золото-кварцевого состава, где кордильерский подтип характерен для фемических поясов, а колымский – для сиалических, но и в золото-сульфидно-вкрапленных и золото-скарновых и прочих рудах (Горячев, 2014). И как отмечено ранее, в среднем палеозое к этим типам добавляется золото-серебряная эпитермальная минерализация, максимально проявленная в позднем мезозое–кайнозое.

В фанерозое также турмалин становится нетипичным для золотых орогенных руд и обычным только для золото-висмутовых месторождений, связанных с гранитоидными интрузивами. Правда, здесь следует отметить одно исключение – орогенные месторождения золота центральной части Монголо-Охотского орогенного пояса, издавна выделявшиеся как золото-турмалиновые (Преображенский, 1945). Эти месторождения по своему составу близки раннедокембрийским орогенным месторождениям, сформированным при активном вкладе мантийного вещества. По условиям локализации данные объекты здесь сконцентрированы в зоне крупной тектонической сутуры, которая отражает интенсивные сдвиговые движения, возникшие в обстановке скольжения (трансформных окраин) Сибирского и Северо-Китайского континентов относительно друг друга, что привело к активному влиянию мантии на металлогению этой структуры (Ханчук, Голозубов, 2008; Goryachev, Pirajno, 2014; Кузьмин, Ярмолюк, 2016). В данном случае присутствие турмалина в орогенных рудах золота, имеющих значительную долю мантийного источника, позволяет поддержать точку зрения об индикаторной роли бора как производного из мантии (Лутков и др., 2004). Но это предположение требует проведения специальных исследований.

Весьма симптоматичным является максимальное распространение эпитермальной и порфировой минерализации в фанерозое. Признаки эпитермальной минерализации в рудах золота района Калгурли (фиг. 3) скорее отвечают формированию части орогенных руд золота в условиях малых глубин и резкого падения давления при движениях по крупным зонам разломов, с которыми они здесь ассоциируют. Учитывая известную генетическую связь эпитермальных месторождений с процессами субдукции (месторождения Купол, Лепанто, Хисикари и пр.) или рифтогенеза (Балей), можно предполагать важное металлогеническое значение этих процессов для золота только в фанерозое. При этом золотопродуцирующая роль магматических поясов субдукционной природы явно растет от палеозоя к кайнозою. В то же время, орогенное золото проявлялось во все периоды времени, что говорит об однотипности процессов орогенеза в истории Земли. И здесь мы прикасаемся к проблеме существования субдукционных обстановок в раннем докембрии. По крайней мере, такой металлогенический индикатор (Горячев, 2010), как отсутствие эпитермальных месторождений и порфировых месторождений в то время, оставляет вопрос о металлогеническом значении зон субдукции и их проявлении в раннем докембрии открытым. И здесь вряд ли такое отсутствие можно объяснять большим эрозионным срезом, поскольку вулканические комплексы присутствуют во многих структурах разного возраста.

Отмеченную выше (см. табл. 4) пестроту минерального состава орогенных руд золота в раннем докембрии и их металлогенические ассоциации, возможно, следует объяснять плюмовым механизмом мантийной конвекции, продуцирующим молодую ювенильную кору (Кузьмин, 2014; Mole et al., 2015; Кузьмин, Горячев, 2017; Кузьмин и др., 2018). По крайней мере, металлогения горячих полей и плюмов Сибири, Эмейшаня и прочих (Шарапов и др., 2009) показывает ту же пестроту ассоциаций золотых руд с медно-никелевым и сурьмяно-ртутным оруденением.

Таким образом, рассмотрение роли мантийно-корового взаимодействия в металлогении золота в истории Земли показывает элементы двойственности в отношении поведения золота при формировании его промышленных скоплений. На ранних этапах истории (архей-палеопротерозой) проявляется четкая связь с мантийными процессами опосредованно через мафическую ювенильную кору. На поздней стадии эволюции Земли существенно возрастает коровый вклад в металлогению золота.

В завершение уместно уделить внимание роли метаморфических и магматических процессов в формировании орогенных руд золота. Как следует из данных таблицы 3 и материалов ведущих современных исследователей (Groves et al., 1987, 2005; Goldfarb et al., 1997, 2001, 2005, 2010), орогенное золотое оруденение является типично метаморфогенным. Однако приведенные нами данные о пространственно-временных ассоциациях этих месторождений с орогенным гранитоидным магматизмом в разные временные эпохи, наряду с появлением, начиная с 90-х годов, современных публикаций о важном вкладе магматогенной составляющей в составе рудоносных флюидов крупных орогенных месторождений золота Северо-Востока России, Урала и других регионов (Бортников, 2006; Бортников и др., 1998_1,2, 2007; Горячев и др., 2008 и др.), не позволяют с этим согласиться. Имеющаяся совокупность современных данных указывает на комплексное сочетание процессов орогенного метаморфизма и магматизма как продуцентов золоторудной минерализации и плутоно-метаморфическое происхождение месторождений золота орогенных складчатых поясов (Горячев, 2003, 2010; Goryachev, 2014).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Баланс золота по временным эпохам предполагает его первично глубинную природу (мантийную – фемическую), но в истории Земли постепенно проявились его коровые свойства, зафиксированные в увеличении разнообразия типов и металлогенических ассоциаций золоторудных месторождений в фанерозое.

Крупный перерыв (1.8–0.8 млрд лет) в формировании золотого оруденения обусловлен длительным существованием стабильного кратонного режима (суперконтиненты Колумбия и Родиния) в жизни Земли, подчеркивая уникальность данного рубежа в истории Земли, вероятно, приведшего к скачкообразной сиализации коры.

В истории Земли отмечается определенная дифференциация минерального вещества орогенных золоторудных месторождений от раннего докембрия до фанерозоя. В архейских и раннепротерозойских орогенных золото-кварцевых жилах турмалин и минералы Bi и Te являются обычными минералами, в то время как в фанерозойских золоторудных месторождениях они концентрируются в самостоятельном золото-висмутовом типе (интрузион-релейтед). А минералы Sb концентрируются в мезотермальном орогенном золото-кварцевом и эпитермальном типах оруденения. Минералы As равно встречаются во всех типах орогенного оруденения на всех этапах его проявления. Одновременно на протяжении истории Земли происходит увеличение разнообразия собственных типов золотого оруденения. При этом происходит изменение их металлогенических ассоциаций от связей только с месторождениями Fe, Cu-Ni и Cu, к сочетанию с ними и с месторождениями W, Mo-Cu, Sb, Hg, Sn. Это отражает эволюцию состава коры, увеличение ее зрелости и мощности: от новообразованной существенно мафической коры, к сиалической. Гранитный магматизм играет важную роль на протяжении всей истории золотого оруденения.

Таким образом, эволюция золоторудной минерализации в истории Земли является следствием общего направления геохимической дифференциация рудообразующих систем во времени и представляет собой результат проявления рудного разнообразия как функции сиализации коры и мантийно-коровой природы золота.

БЛАГОДАРНОСТИ

Автор благодарит академика М.И. Кузьмина за привлечение внимания к обсуждаемым проблемам и полезные дискуссии, академика В.В. Ярмолюка за высказанные замечания и пожелания, позволившие улучшить статью, а также Ф. Пирайно, Р. Ньюберри, Г.Н. Филлипса, М. Хьюггса, Т. Теодора, Б.Б. Котляра за полезные дискуссии и помощь в ознакомлении с месторождениями Австралии, Канады и США.

ФИНАНСИРОВАНИЕ

Работа выполнена при финансовой поддержке госзадания (тема № АААА-А17-117022850032-9) и, частично, при поддержке грантов РФФИ 16-05-283, проектов ДВО РАН 15-I-2-073 и 18-2-001 и междисциплинарного проекта СО РАН МП64.

About the authors

Nikolay A. Goryachev

North-East Interdisciplinary Scientific Research Institute of Far East Branch of the Russian Academy of Sciences; Vinogradov Institute of Geochemistry, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: goryachev@neisri.ru
Russian Federation, Magadan; Irkutsk

References

Supplementary files