Предыдущие исследования показали, что золотоносные месторождения могут развиваться во все геологические периоды, в различных геологических процессах и типах горных пород, образуя большое разнообразие типов месторождений. Поэтому классификация золоторудных месторождений является предметом постоянных дискуссий, и в настоящее время нет единого стандарта или схемы классификации. Однако в мировой практике разведки подтвержденные запасы некоторых типов золоторудных месторождений постоянно занимали ведущие позиции в последние десятилетия, постепенно становясь основными объектами разведки золота. Согласно статистике Р. Липсона, к концу 2013 года, за исключением золоторудных месторождений Витватерсранда и россыпных месторождений золота в Южной Африке, четырьмя ведущими типами золоторудных месторождений по ресурсной обеспеченности золотом (прошлое производство + запасы + ресурсы) были орогенные (41,0%), порфировые (20,9%), эпитермальные (18,4%) и типа Карлин (5,2%). Хотя стандарты классификации и наименования этих четырех основных типов золоторудных месторождений несогласованы — например, орогенные золотоносные месторождения классифицируются в основном по их тектонической обстановке, порфировые и эпитермальные золотоносные месторождения — в основном по их генезису, а золотоносные месторождения типа Карлин названы по месту их основного залегания — эти названия в настоящее время широко приняты в академических и горнодобывающих кругах. Золото в порфировых месторождениях часто ассоциируется с медью, образуя порфировые медно-золотые месторождения; самостоятельные порфировые золотые месторождения редки. В данной работе анализируется металлогения, металлогенические условия и контролирующие факторы трех основных типов золоторудных месторождений — орогенных, эпитермальных и типа Карлин — которые могут образовывать самостоятельные золотые (или золотодоминирующие) месторождения и крупномасштабные региональные металлогенические пояса или провинции. Изучается применение этих характерных особенностей и факторов в практике минеральной разведки для идентификации и подтверждения типов золоторудных месторождений, а также для проведения целенаправленной разведки на основе металлогенических характеристик и контролирующих факторов различных типов золоторудных месторождений, с целью повышения эффективности разведки золота и достижения больших результатов при меньших затратах.

Орогенные золотоносные месторождения — это месторождения, которые развиваются в аккреционных или коллизионных метаморфических террейнах в условиях сжатия или сжатия-сдвига на конвергентных границах плит (см. рис. 1). Это в основном постмагматические жильные серии золоторудных месторождений, контролируемые зонами разломов, временно и пространственно связанные с орогенезом (включая субдукционный и коллизионный типы). Металлогения, как правило, синхронизируется с пиком метаморфизма рудоносных террейнов или отстает от него, или с поздней стадией орогенеза, причем осаждение золота происходит синхронно с тектонической деформацией.

Металлогенические характеристики

Поскольку металлогения происходит во время орогенеза, тектоника является одним из важных контролирующих факторов орогенных золоторудных месторождений, проявляя многоуровневые характеристики тектонического контроля. Орогенные золотоносные месторождения обычно встречаются в или около крупных глубинных разломов, окружающих террейны или внутри аккреционных террейнов (см. рис. 1). Эти зоны разломов часто являются тектоническими границами различных тектонических слоев или метаморфических террейнов. Орогенные золотоносные месторождения залегают во вторичных или низших порядках разломных систем в пределах этих крупных глубинных разломов, включая крутопадающие косые зоны сдвига, зоны надвигов и поперечные разломы. Рудные тела обычно встречаются в четырех формах в различных тектонических условиях (см. рис. 2): ① брекчия, ② кварцевые прожилки и жильные рои, ③ пластовые кварцевые жилы в хрупко-вязких зонах сдвига и ④ прерывистые тонкие слои и суженные деформированные кварцевые жилы в вязких зонах сдвига. Эти четыре формы представляют собой последовательное изменение от хрупких к вязким условиям, отражая увеличение глубины и температуры минерализации.

Рудообразующая жидкость имеет низкую соленость (обычно менее 10%), близкую к нейтральной, богата CO ₂ восстановительная жидкость, относящаяся к системе NaCl-H ₂O-CO₂ Произошло разделение фаз во время минерализации, т. е. жидкость NaCl-H ₂O-CO₂ разделилась на H ₂ O-NaCl и CO ₂-H₂ В процессе разделения фаз двух типов флюидов происходило осаждение золота. Кроме того, к осаждению золота могут приводить водно-каменные реакции, падение давления и смешение флюидов. Рудообразующий флюид в основном происходит из метаморфического гидротермального флюида с участием магматического гидротермального флюида и атмосферных осадков (глубоко циркулирующих грунтовых вод). Рудообразующие элементы золото и минерализующий агент сера, скорее всего, происходят из осадочных слоев. Основным источником золота является обогащение золота в осадочных породах (наиболее благоприятными источниками являются аргиллиты) во время метаморфической дегидратации с образованием золотоносных метаморфических флюидов или извлечение золота из вмещающих пород при миграции флюида и непрерывном обогащении, в то время как магматическая активность мало способствует рудообразующим элементам. Дэвид И. Гроувз и др. недавно предположили, что рудообразующие элементы и флюиды орогенных золоторудных месторождений происходят из глубокой земной коры, где флюид является продуктом дегазации субдуцирующих океанических коры, а Au и связанные с ним рудообразующие элементы, такие как Ag, As, Bi, Sb, Te, мигрируют из осадочного пирита в клиновидных океанических отложениях, залегающих над субдуцирующими океаническими корами, во флюид во время разложения пирита в пирротин, а образующийся рудообразующий флюид мигрирует вверх вдоль литосферных и коровых разломов.

Условия рудообразования

В глобальном масштабе, от мезоархея до кайнозоя, образование и пространственно-временное распределение орогенных золоторудных месторождений тесно связаны с процессом сборки суперконтинентов, причем крупные провинции орогенного золота в основном появляются во время аккреционной орогенеза. Геодинамическая обстановка орогенных золоторудных месторождений находится в процессе субдукции или коллизионного орогенеза на конвергентных границах плит (террейнов) с аккреционной амальгамацией между экзотическими террейнами или между экзотическими террейнами и существующими континентальными окраинами (см. рис. 1), образуя золотоносные месторождения во время сжимающей и транспрессионной деформации орогенного пояса (см. рис. 2). Предложенная Дэвидом И. Гроувзом модель непрерывной минерализации земной коры (см. рис. 2), основанная на архейских жильных золоторудных месторождениях в кратоне Йилгарн, Западная Австралия, имеет универсальное значение для понимания орогенных золоторудных месторождений. Эта модель вертикально делит золотоносные месторождения на неглубокие, промежуточные и глубокие зоны в зависимости от глубины и температуры образования, которые в основном согласуются со структурными уровнями минерализующих сдвиговых зон и метаморфических фаций вмещающих пород. В частности, неглубокая зона имеет глубину до 6 км, температуру 150 ℃ ~ 300 ℃ и давление 150 ~ 200 МПа; промежуточная зона имеет глубину 6 ~ 12 км, температуру 300 ℃ ~ 475 ℃ и давление 200 ~ 300 МПа; глубокая зона имеет глубину 12 ~ 20 км, температуру более 475 ℃ и давление более 300 МПа. Хотя диапазоны глубины, температуры и давления образования, а также метаморфические фации вмещающих пород сильно варьируются, большинство орогенных золоторудных месторождений встречаются в условиях фации зеленых сланцев промежуточной-неглубокой зоны. Локализация, залегание, морфология и размеры рудных тел в орогенных золоторудных месторождениях строго контролируются системой структурной деформации во время орогенеза, проявляя многомасштабные характеристики контроля различных уровней структур на рудных поясах, рудных полях (скоплениях минерализации) и месторождениях. Вмещающие сдвиговые зоны могут образовываться на разных структурных уровнях, что означает, что золотоносные месторождения подходят для освоения в разных режимах деформации от пластичных, хрупко-пластичных до хрупких, и соответственно, разные формы золотоносных рудных тел образуются в разных условиях деформации (см. рис. 2).

Прогнозное значение

Орогенные золотоносные месторождения развиваются в субдукционно-аккреционных или коллизионных орогенных поясах на конвергентных границах плит. Минерализация связана с орогенными процессами, часто образуя региональные золотоносные пояса или провинции, состоящие из серии золоторудных месторождений значительных масштабов в пределах этих тектонических единиц первого порядка. Связанные с ними литосферные или коровые разломы или сдвиговые зоны первого порядка могут простираться на сотни или даже тысячи километров по простиранию. Благодаря большой глубине и широкому диапазону минерализации орогенные золотоносные месторождения, образовавшиеся во все геологические эпохи, легко сохраняются в ходе последующей геологической эволюции, а их глубина эрозии может быть качественно оценена с большой практической ценностью на основе контролирующих структур, особенностей изменения, а также минерального и элементного состава. Орогенные золотоносные месторождения обычно встречаются во вторичных разломах или комбинациях третичных разломов или вблизи структурных границ сложных метаморфических вулкано-плутонических или осадочных террейнов. Эти вторичные структуры обычно пересекают линейные, прямые структурные пояса первого порядка под небольшим углом, часто развивая локализованные структурные стили, такие как волнистость, ветвление и пересечения, которые благоприятны для размещения рудных тел. Рудные тела в основном локализованы в высокопроницаемых сдвиговых структурах, системах трещин, антиклиналях, связанных надвигах, косых сдвиговых дуплексах и т. д. Эти структуры часто повторяются в пределах горнодобывающего района. Характерной особенностью залегания рудных тел является их размещение в структурных пространствах расширения в виде золотоносных карбонатно-кварцевых жил или окружающих рассеянно измененных пород. Поэтому проведение систематических структурных исследований рудных полей в районе разведки для выявления характера, стилей и сочетаний контролирующих структур, последовательностей деформаций и т. д. может обеспечить надежную основу для определения поисковых объектов и развертывания геологоразведочных работ. Основные минералы изменения вмещающих пород включают кварц, серицит, карбонатные минералы Ca-Fe-Mg, пирит, хлорит, биотит, альбит и т. д. Орогенные золотоносные месторождения не очень избирательны в отношении вмещающих пород; типы вмещающих пород могут включать промежуточные-основные вулканические породы, интрузивные породы (пояса гранит-зеленые сланцы), полосчатые железистые образования, граувакки, турбидиты, углеродистые или углеродсодержащие осадочные породы (сланцы, аргиллиты) и т. д. (см. рис. 3).

Глубокие золотоносные флюиды мигрируют вверх по высокопроницаемым структурным поясам, и связанные с ними рудообразующие элементы могут образовывать характерные элементные геохимические аномалии в сдвиговых зонах первого порядка (возможно, протяженностью более сотен километров). Методы геохимической съемки почв и скальных выщелачиваний могут выявлять аномалии таких элементов, как Au, Ag, As, Bi, Hg, Sb, Te, W, а в масштабе рудника и месторождения в основном проявляются аномалии элементов Au, As, Sb, Te, W. Первичное ореол золоторудных месторождений является важным техническим методом для локализации и прогнозирования скрытых золоторудных тел. Хотя его зональность в вертикальном и горизонтальном направлениях несколько варьируется для разных золоторудных месторождений, он во всех случаях может обеспечить эффективную основу для развертывания разведочных работ.

Эпитермальные золотоносные месторождения в основном связаны с наземной околоповерхностной вулканической-субвулканической деятельностью, встречаются в наземных вулканических сериях или прилегающих породах, включая базальтовый андезит, андезит, дацит и риолит. Эпитермальные золотоносные месторождения образуются ниже палеоуровня грунтовых вод, при глубинах минерализации обычно менее 1,5 км, а в отдельных случаях достигают 2,0 км (см. рис. 3, рис. 4). Температура большинства минерализаций составляет менее 300 ℃.

Металлогенические характеристики

В соответствии с основным минеральным составом, характеристиками изменения, pH и окислительно-восстановительным состоянием серы, эпитермальные золотоносные месторождения были классифицированы различными исследователями на различные типы: низкосульфидные, высокосульфидные и щелочные типы пород; адуляр-серицитовые и каолинит-алунитовые типы; низкосульфидные и высокосульфидные типы; низкосульфидные, высокосульфидные и среднесульфидные типы. Среди них среднесульфидный тип, как переходный тип, имеет ограниченное практическое значение в исследовании месторождений и минеральной разведки. В настоящее время широко принятой классификацией месторождений является низкосульфидная и высокосульфидная. Низкосульфидный относится к рудообразующим флюидам, где преобладают восстановленные виды серы (HS' ^- 、H ₂ S), что соответствует адуляр-серицитовому типу, но классификация последнего подчеркивает близкие к нейтральным рудообразующие флюиды; высокосульфидный относится к рудообразующим флюидам, где появляется хотя бы один важный окисленный вид серы (HSO ₄^- 、SO ₄ ^2- 、SO ₂ ), что соответствует каолинит-алунитовому типу, но последний подчеркивает кислые рудообразующие флюиды.

Эпитермальные золотоносные месторождения встречаются в вулканически-субвулканических геотермальных системах, состоящих из вулканических структур и окружающих структурно расширенных пространств. Рудообразующие элементы в основном поступают из магматической дегазации. Рудоконтролирующие структуры включают кольцевые, дугообразные и радиальные разломы вокруг вулканического кратера, а также вторичные системы разломов и трещин; системы разломов и трещин внутри вулканических куполов или вулканических структурных депрессий; криптоэкспозивные брекчиевые трубки; и крутопадающие системы разломов и трещин в фундаментальных породах (см. рисунок 4). Рудные тела в основном залегают в вулканических породах и соповременных вулканокластических породах, а также встречаются в подстилающих различных фундаментальных породах. Рудные тела в основном являются жильными, штокверковыми и рассеянными (см. рисунки 3, 4).

2.1.1 Низкосульфидные золотоносные месторождения

Низкосульфидные золотоносные месторождения встречаются на умеренных или относительно больших расстояниях от вулканического кратера, вмещающими породами являются вулканические породы, а также некоторые встречаются в фундаментальных породах. Рудные тела в основном встречаются в виде жильных и штокверковых, небольшое количество встречается в виде брекчиевых трубок и рассеянных измененных пород. Тип рудных тел проявляет вертикальную зональность, с кремнистым синтром (кремнистым или известковым синтром) на поверхности, штокверковым типом ниже, а затем жильным типом еще ниже (см. рисунок 4). Типы руд в основном являются кварцево-жильными и штокверковыми, с небольшим количеством брекчиевого и кремнистого типа. Текстуры руд в основном включают полосчатую текстуру, штокверковую текстуру, корочковую текстуру, пластинчатую текстуру, кокардовую текстуру, гребенчатую текстуру и брекчиевую текстуру; структуры руд в основном включают коллоидную структуру, решетчатую структуру, эвэдрическую структуру и гипидиоморфно-зернистую структуру. Основными рудными минералами являются пирит, электрум, самородное золото, аргентит, пирротин, сфалерит, галенит, арсенопирит, с относительно низким содержанием сульфидов (обычно 1% ~ 5%); основные пустые породы - кварц, халцедон, опал, серицит, адуляр, кальцит, родохрозит, иллит, хлорит, эпидот. Рудообразующие элементы в основном Au, Ag, Zn, Pb, с незначительным количеством Cu, Sb, As, Hg и т. д. w (Au)/ w (Ag) значительно варьируются, обычно от 0,01 до 10,00. Изменение вмещающих пород сильное и отчетливо зональное. От рудного тела наружу последовательно появляются зоны окварцевания, аргиллизации и пропилизации. Основными минералами и ассоциациями зоны окварцевания являются кварц, адуляр, иллит и пирит; зона аргиллизации в основном состоит из иллита, серицита, монтмориллонита и пирита; зона пропилизации в основном состоит из иллита, хлорита, кальцита, эпидота и пирита (см. рисунок 5). Большинство рудообразующих флюидов доминируют метеорные воды, и могут содержать некоторые магматические летучие вещества (см. рисунок 4). Температура рудообразующих флюидов колеблется от 100 ℃ до 300 ℃, в основном сосредоточена между 150 ℃ и 250 ℃; соленость рудообразующих флюидов колеблется от 1% до 8%, обычно менее 5%.

Высокосульфидные золотоносные месторождения встречаются вблизи вулканических структур, при этом вмещающей породой является в основном вулканическая порода. Типы рудных тел в основном являются рассеянно-измененным типом породы, с незначительным количеством вулканических брекчиевых трубок и кварцевых жил. Типы руд включают кремнистый тип породы, брекчиевый тип и кварцевый тип. Текстуры руд в основном включают рассеянную текстуру, жильную текстуру, пористую текстуру, брекчиевую текстуру и массивную текстуру; структуры руд в основном включают метасоматическую структуру, эвэдрическую структуру и гипидиоморфно-зернистую структуру. Рудные минералы включают пирит, энаргит, халькопирит, теннантит, ковеллин, аргентит, самородное золото, теллуриды, с относительно высоким содержанием сульфидов (10% ~ 80%); пустые породы включают кварц, алунит, барит, каолинит, пирофиллит. Рудообразующие элементы в основном Cu, Au, Ag, As, с незначительным количеством Pb, Hg, Sb, Te и т. д. w (Au)/ w (Ag) обычно менее 1. Изменение вмещающих пород хорошо развито, проявляя четкую зональность. Как правило, от рудного тела наружу последовательно появляются зона окварцевания, зона интенсивной аргиллизации, зона аргиллизации и зона пропилизации. Основными минералами и ассоциациями зоны окварцевания являются кварц и алунит; основными минералами и ассоциациями зоны интенсивной аргиллизации являются каолинит, пирофиллит, серицит, иллит; основными минералами и ассоциациями зоны аргиллизации являются монтмориллонит, иллит, хлорит; основными минералами и ассоциациями зоны пропилизации являются хлорит, эпидот, кальцит (см. рисунок 5). Вертикально сверху состоят из паронагретых озерных отложений, обычно содержащих такие минералы, как самородная сера или пирит, алунит и каолинит; опал и каолинит развиваются вблизи палеоповерхности эрозии, а халцедоновые жилы могут образовываться вблизи палеоуровня грунтовых вод; вниз последовательно появляются сильно выщелоченные пористые кварц-алунит-каолинит, диккит-серицит-пирофиллит-ангидрит, кварц-пирофиллит-серицит и другие ассоциации минералов изменения. Рудообразующий флюид в основном является магматической водой, с определенным смешением атмосферных осадков (см. рисунок 4); температура рудообразующего флюида составляет 140 ℃ ~ 300 ℃, в основном сосредоточена при 200 ℃ ~ 300 ℃; соленость рудообразующего флюида составляет 1% ~ 25%, в основном сосредоточена при 4% ~ 8%.

Условия рудообразования

Эпитермальные золоторудные месторождения преимущественно формируются в околоповерхностных условиях кальциево-щелочных до щелочных магматических дуг, включая островные и континентальные дуги океанического типа (см. Рис. 1), при этом основным геодинамическим режимом является субдукция на конвергентных границах плит. Кроме того, этот тип золоторудных месторождений также встречается во внутридужных, заднедужных экстенсиональных зонах и постколлизионных рифтовых обстановках (см. Рис. 4). Мао Цзинвэнь и др. указали, что мезозойские эпитермальные золоторудные месторождения Восточного Китая образовались в юрско-меловых континентальных окраинных вулкано-разломных бассейнах или поднятых областях вдоль разломно-развитых магматически-вулканических поясов, при этом их геодинамический фон представлен внутриконтинентальным растяжением, трансформацией тектонического режима и крупномасштабным утонением литосферы. Интрузивные породы, связанные с эпитермальной минерализацией, являются окислительными, что согласуется с месторождениями порфировых медно-золотых руд, тогда как золоторудные месторождения, связанные с интрузиями, и золоторудные месторождения типа Карлин связаны с восстановительными интрузивными породами (см. Рис. 4). В глобальном масштабе эпитермальные золоторудные месторождения в основном сосредоточены в 3 гигантских металлогенических областях: Циркумтихоокеанской металлогенической области, Тетической металлогенической области и Лавразийской металлогенической области. Минерализация происходит во время вулканически-субвулканической активности. Как правило, температура минерализации составляет менее 300 ℃, глубина минерализации - менее 2 км, а давление минерализации - менее 50 МПа. Для активности рудообразующих флюидов необходимы обильные системы разломов и трещин, а также высокопористые вмещающие породы, обеспечивающие достаточное пространство для расширения.

Прогнозное значение

Эпитермальные золоторудные месторождения имеют небольшие глубины минерализации и подвержены экзумации или эрозии в ходе последующих геологических процессов. Кроме того, некоторые высокосульфидные золоторудные месторождения образуются в неглубоких частях активных вулканических структур, а последующие реактивированные вулканические извержения могут разрушить эти месторождения или ранние геотермальные системы. Сохранившиеся в настоящее время эпитермальные золоторудные месторождения в основном образовались в мезо-кайнозое, очень немногие - в позднем палеозое. Поэтому наземные промежуточно-кислые и богатые щелочью вулканически-субвулканические активные зоны (пояса), начиная с мелового периода, являются основными целевыми районами для эпитермальных золоторудных месторождений. Эпитермальные золоторудные месторождения вместе с залегающими ниже золоторудными месторождениями порфирового типа и переходными сульфидно-кварцевыми жильными золото-серебряными месторождениями образуют полную металлогеническую систему. Таким образом, порфирово-эпитермальные медно-золото-серебряные полиметаллические месторождения в районе Дэсин провинции Цзянси образуют генетически связанную металлогеническую систему. Наличие эпитермальных золоторудных месторождений может указывать на развитие золоторудных месторождений порфирового типа на глубине, и наоборот, наличие золоторудных месторождений порфирового типа может указывать на развитие эпитермальных золоторудных месторождений в их верхней части или периферии, что означает, что при определенных геологических условиях они могут служить взаимными поисковыми индикаторами. Как правило, высокосульфидные золоторудные месторождения находятся примерно в 1 км от глубинных скрытых порфировых тел, а низкосульфидные золоторудные месторождения находятся дальше. Вулканические структуры и окружающие их системы разломов и трещин являются благоприятными местами для залегания рудных тел. Рудные тела часто встречаются группами и поясами, иногда занимая площадь до 200 км². ² Характерные минералы и ассоциации измененных пород, зональность изменения и связанные с ними системы разломов и трещин являются наиболее важными и эффективными поисковыми индикаторами. В то же время необходимо в полной мере учитывать степень последующей эрозии и изменение распределения рудных тел и измененных пород под воздействием тектоники. Поэтому крупномасштабное картирование структурно-измененных фаций является эффективным геолого-поисковым методом.

Аэро- и наземные гравиметрические съемки показывают хорошее разрешение для вулканически-субвулканических зон (поясов). Аномалии низкого сопротивления, вызванные минерализацией или аргиллитовой измененностью, аномалии высокого сопротивления, вызванные минерализацией или окварцеванием, а также рудоконтролирующие разломы могут быть выявлены с помощью высокоплотностных электрических методов. Аэромагнитные съемки могут отражать низкомагнитные аномалии, образованные гидротермальным изменением. Радиометрические съемки в районах распространения вулканических пород позволяют получить усиленные радиоактивные аномалии, обусловленные преимущественно калиевым изменением.

Гидрогеохимические измерения водных систем, отложений, почв и горных пород очень эффективны для получения информации о эпитермальной золотой минерализации и изменении. Геохимические аномалии рудообразующих элементов, таких как Au, As, Sb и Hg, и породообразующих элементов, таких как K, Na, Si и Mg, указывают на потенциальные зоны низкотемпературной гидротермальной минерализации и изменения. Использование портативной спектроскопии в ближнем инфракрасном диапазоне для картирования изменения эпитермальных золоторудных месторождений позволяет быстро и эффективно выявлять следы изменения, минеральные ассоциации и зональность, особенно при идентификации глинистых минералов. Она также может выявлять тонкие изменения в химическом составе белого слюды (иллит-серицит) и хлорита, повышая значимость зональности изменения и местоположения минерализации, тем самым направляя отбор проб на стадии разведки и сокращая объем буровых работ. В засушливых и полузасушливых районах дистанционное зондирование гиперспектральной информации позволяет эффективно идентифицировать минералы и минеральные ассоциации измененных пород для регионального и шахтного дистанционного картирования изменения. Получая множество очень узкополосных непрерывных спектральных данных в нескольких диапазонах, таких как видимый свет, ближний инфракрасный, короткий инфракрасный и тепловой инфракрасный, легко различать зоны продвинутого аргиллитового изменения, аргиллитовые зоны и окварцованные зоны, связанные с минерализацией высокосульфидных золоторудных месторождений. Сочетание гиперспектральной информации с полевой геологической информацией позволяет картировать иллитовую и иллит-монтмориллонитовую измененность в низкосульфидных золоторудных месторождениях.

Золоторудные месторождения типа Карлин получили свое название потому, что были открыты в районе Карлин, штат Невада, западные США, в 1961 году. Самое раннее обнаруженное золото в основном было рассеяно в карбонатных формациях в микроскопически-субмикроскопических формах, поэтому его также называют микрорассеянным золотым месторождением. Позднейшие разведочные и исследовательские работы показали, что этот тип золоторудных месторождений также развивается в кремнистых породах, алевролитах и туфах. Таким образом, золоторудные месторождения типа Карлин можно кратко охарактеризовать как низко-среднетемпературные гидротермальные золоторудные месторождения, залегающие в карбонатных породах, тонкообломочных породах и кремнистых породах, не подвергшихся региональному метаморфизму, с низким содержанием основных металлов и тонко рассеянным распределением золота. С момента их открытия в северной части "бассейновой и горной провинции" западных США было последовательно открыто более 100 независимых золоторудных месторождений типа Карлин с совокупным запасом золота более 5000 т, содержанием золота 1～25 г/т, в основном сосредоточенным в пределах 1～10 г/т, что превратило этот регион в третий по величине золотодобывающий район в мире. Эти золоторудные месторождения распределены в двух почти параллельных золотоносных поясах северо-северо-западного простирания с расстоянием между ними около 60 км. Северо-восточный золотоносный пояс называется трендом Карлин, его длина составляет около 200 км, а запасы золота - около 3000 т; юго-восточный золотоносный пояс называется трендом Баттл-Маунтин-Юрика, его длина составляет около 300 км, а запасы золота - около 2000 т.

Металлогенические характеристики

Золотые месторождения карлинского типа в районе Карлин, штат Невада, США, залегают в кластогенных и карбонатных породах кембрийско-триассового возраста, преимущественно сосредоточены в ордовикских, силурийских и девонских пластовых или тонкослоистых карбонатных породах и тонкокластических отложениях. Среди них наилучшей минерализацией характеризуются доломитовые известняки и доломитовые алевролиты, за ними следуют аргиллизированные доломиты, известковистые сланцы и известковистые алевролиты. После декарбонизации этих пород пористость и проницаемость могут быть эффективно улучшены, что способствует циркуляции рудообразующих флюидов. Если они содержат углеродистое вещество, это еще больше способствует адсорбции и обогащению золота. Существует три основных типа залегания рудных тел: во-первых, они встречаются вблизи пересечения (вскрытия) вышеупомянутых благоприятных минерализованных толщ и крутопадающих нормальных разломов, образуя неправильные пластообразные, таблитчатые и линзовидные метасоматически измененные рудные тела с нечеткими границами с вмещающими породами; во-вторых, они встречаются в крутопадающих разломах или секущих разломах, а также разломах, связанных со складками, образуя жилообразные и полосчатые рудные тела с четкими границами с вмещающими породами, с более высокими содержаниями руды; в-третьих, они встречаются на пересечении разломов, с сильной деформацией и фрагментацией рудоносных пород, образуя штокверковые рудные тела. Текстуры руд преимущественно рассеянные, прожилково-вкрапленные и брекчиевые; структуры руд преимущественно коллоформные и метасоматические (например, кремнистое замещение карбонатных пород). Основными рудными минералами являются пирит, сидерит, реальгар, аурипигмент, антимонит, арсенопирит, киноварь, таллиевый арсеносильфид и небольшое количество сульфидов меди, свинца, цинка, вольфрама и молибдена. Общее содержание сульфидов обычно составляет 1%~5%. Большая часть самородного золота имеет микронный и субмикронный размер, в основном это субмикроскопическое невидимое золото. Вмещающие минералы - это в основном халцедон, иллит, каолинит, флюорит, кальцит и барит. Основная рудообразующая ассоциация элементов - Au-As-Hg-Sb-Tl-Ag, w (Au)/ w Значения (Ag) сильно варьируют, но обычно значительно превышают 1. Вмещающие породы хорошо изменены, в основном это декарбонизация, аргиллизация, сульфидизация (арсенопирит, арсенопирит, реальгар, аурипигмент и антимонит), окремнение и баритизация. Характеристики изменения различных золоторудных месторождений карлинского типа различны. В целом, зональность изменения от рудного тела к вмещающим породам (см. Рис. 6) выглядит следующим образом: ① декарбонизация, кварц + диккит/каолинит + пирит ± золото; ② сильная декарбонизация, доломит + кварц + иллит ± каолинит + пирит ± золото; ③ слабая или умеренная декарбонизация (гало доломита), доломит ± кальцит + кварц + иллит ± каолинит + пирит ± золото; ④ свежий алевритистый известняк, кальцит + доломит + иллит + кварц + К-полевой шпат + пирит. Широко распространенная декарбонизация характеризуется частичным или полным выщелачиванием кальцита и доломита во вмещающих породах, что увеличивает пористость карбонатных пород и обеспечивает необходимое пространство для миграции и осаждения рудообразующих флюидов.

Условия рудообразования

Золотые месторождения карлинского типа в Неваде, США, встречаются в мелководной коре зоны растяжения тылового прогиба на конвергентной границе плит (см. Рис. 1). Глубина минерализации обычно составляет менее 4 км, а возраст минерализации - 36～42 млн лет. Этот период является стадией перехода от конвергенции к растяжению предгорного надвига Кордильер. Началось широкое растяжение, и образовался пояс метаморфических корневых комплексов субмеридионального простирания на западе США. Кальциево-щелочной магматизм мигрировал в сторону континента. Эти тектонические термические события сопровождали образование золоторудных месторождений карлинского типа, эпитермальных золоторудных месторождений и порфировых золоторудных систем. В указанной тектонической обстановке крутопадающие главные разломы и секущие разломы и системы трещин являются доминирующими факторами, контролирующими активность рудообразующих флюидов. Кроме того, некоторые рудные тела встречаются в пологих антиклиналях, предрудных коллапсовых брекчиевых телах или на контактах различных литологических тел. Контроль или влияние литологии на минерализацию заключается в основном в обеспечении места для активности рудообразующих флюидов, таких как декарбонизированные известняки, обломочные осадки, зоны фазовых переходов, высокопористые или высокопроницаемые пласты и т. д. Температура рудообразующего флюида составляет 180℃～240℃, а соленость низкая (2%～3%).

Прогнозное значение

Золотые месторождения карлинского типа характеризуются гнездовым и зональным залеганием. Поэтому в практике поисков необходимо учитывать оценку регионального минерализационного потенциала в крупном масштабе, исходя из тектонического фона, металлогенических геологических условий и рудоконтролирующих факторов, направляя стратегическое развертывание поисковых работ. Широко развитые трещины и щели часто встречаются группами, заполненными различными гидротермальными жилами разных периодов, такими как кварцевые, баритовые, каолинитовые, пиритовые, карбонатные и реальгаровые жилы, которые сами по себе представляют собой тип руды и являются также важными индикаторами возможного развития основных рудных тел в глубине по трещинам. Подобно эпитермальным низкотемпературным гидротермальным золоторудным месторождениям, характерные минералы и ассоциации изменений, зональность изменения и связанные с ними системы разломов и трещин являются наиболее важными и эффективными геолого-поисковыми индикаторами. В то же время необходимо в полной мере учитывать последующую эрозию и окисление рудных тел и измененных пород, поэтому крупномасштабное картирование структурно-измененных литофаций также является эффективным геологическим методом поиска золоторудных месторождений карлинского типа.

Геохимические аномалии Au, As, Hg, Sb и Ag в почвах и скальных выщелочках являются важной информацией для поиска золоторудных месторождений карлинского типа. Гиперспектральная дистанционная информация может эффективно идентифицировать минералы и ассоциации минералов изменения. Портативная спектроскопия в ближнем инфракрасном диапазоне позволяет быстро и эффективно идентифицировать ассоциации минералов изменения и зональность. В практике поисков на всей территории Карлин-Таун было доказано, что сочетание геологического картирования и полученного понимания геологической модели с геохимическими измерениями в почвах и скальных выщелочках сыграло заметную роль и является очень эффективной поисковой техникой для поиска золоторудных месторождений карлинского типа. В последующих поисковых работах, на основе геологических и геохимических работ, метод магнитотеллурического зондирования с управляемым источником, метод вызванной поляризации и наземная магнитная съемка могут выявлять глубинные рудоконтролирующие структуры и идентифицировать литологию, что важно для поиска скрытых рудных тел.

4

Месторождения золота являются важными объектами для теоретических исследований и разведки рудообразования. Многочисленные исследования и практика показали, что постоянное совершенствование геологического понимания или моделей рудных месторождений является важной предпосылкой и основой для разведочных работ. Характерные металлогенические особенности, металлогенические условия и факторы, контролирующие рудообразование, являются ключевой геологической основой для идентификации и подтверждения типов золоторудных месторождений. На этом основании, в соответствии с характеристиками различных типов золоторудных месторождений, выбор подходящих геологических, геофизических, геохимических или дистанционных методов или их комбинаций может значительно повысить эффективность разведки. Кроме того, при разведке новых районов, на основе информации о наземных геофизических и геохимических исследованиях и аномалиях дистанционного зондирования, в сочетании с региональным тектоническим фоном, также можно обоснованно предполагать и выбирать потенциальные типы золоторудных месторождений. Три основных типа золоторудных месторождений: орогенные, эпитермальные низкотемпературные гидротермальные и карлинского типа, широко распространены в Китае, часто образуя крупномасштабные металлогенические пояса, металлогенические провинции или крупные рудные узлы. Постоянное совершенствование комплексного понимания региональных металлогенических систем и металлогенических закономерностей, а также взаимный обмен опытом и достижениями в области разведочных теорий и методов с аналогичным или схожим тектоническим фоном и того же типа месторождений, может значительно способствовать достижению крупных разведочных прорывов.