Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1 Геологическое строение и рудоносность центрально алданского рудного района 11
1.1 Геологическое строение и геотектоническая позиция Центрально-Алданского рудного района 11
1.2 Геолого-промышленные типы оруденения Центрально-Алданского рудного района 16
1.2.1 Золоторудные месторождения в карбонатных породах платформенного чехла и в мезозойских интрузивах 16
1.2.1.1 Месторождения лебединского типа 16
1.2.1.2 Месторождения куранахского типа 19
1.2.1.3 Месторождения рябиновского типа 22
1.2.1.4 Месторождения самолазовского типа 24
1.2.2 Золото-урановые и золото-уран-молибденовые месторождения в тектонических зонах кристаллического фундамента 27
1.3 Закономерности размещения золотого и комплексного золото-уранового оруденения в структурах Центрально-Алданского рудного района 31
ГЛАВА 2 Геологическое строение месторождения подголечное 37
2.1 Геологическое строение Джекондинского рудного узла 37
2.1.1 Стратиграфия 39
2.1.2 Магматизм 41
2.1.3 Контактово-метаморфические и гидротермально-метасоматические образования 44
2.1.4 Тектоника 45
2.2 Геологическое строение месторождения Подголечное 48
ГЛАВА 3 Рудоносные гидротермально-метасоматические образования месторождения подголечное 61
3.1 Методика исследований 61
3.2 Адуляр-флюоритовые метасоматиты в породах кристаллического фундамента
3.2.1 Петрографические особенности 62
3.2.2 Петрохимические особенности 68
3.2.3 Флюидный режим формирования 78
3.2.4 Рудная минерализация 80
3.3 Карбонат-тальковые метасоматиты в породах осадочного чехла 84
3.3.1 Петрографические особенности 84
3.3.2 Петрохимические особенности 87
3.3.3 Рудная минерализация 88
ГЛАВА 4 Геолого-генетическая и прогнозно-поисковая модели месторождения подголечное 96
4.1 Сравнительная характеристика золотой минерализации месторождения Подголечное с оруденением других геолого-промышленных типов Центрально-Алданского рудного района 96
4.2 Геолого-генетическая принадлежность орудененния шаманского типа 101
4.3 Геолого-генетическая модель месторождения Подголечное 105
4.4 Прогозно-поисковая модель оруденения шаманского типа в Центрально-Алданском рудном районе 111
Заключение 115
Список литературы
- Золоторудные месторождения в карбонатных породах платформенного чехла и в мезозойских интрузивах
- Закономерности размещения золотого и комплексного золото-уранового оруденения в структурах Центрально-Алданского рудного района
- Адуляр-флюоритовые метасоматиты в породах кристаллического фундамента
- Геолого-генетическая принадлежность орудененния шаманского типа
Золоторудные месторождения в карбонатных породах платформенного чехла и в мезозойских интрузивах
Лебединский тип представлен в Центрально-Алданском районе месторождениями Лебединское, Колтыкон, Самодумовское, Межсопочное и др. Золоторудные тела локализованы, главным образом, в толще карбонатных пород приблизительно в 150-метровом интервале от поверхности фундамента и приурочены к зонам развития малых секущих и послойных интрузий и дайкам мезозойских щелочных пород (рисунок 1.3). Существенную роль в локализации рудных тел сыграло сочетание горизонтальных зон трещиноватости, широко развитых в терригенно-карбонатных породах и крутопадающих разрывных нарушений. В работе [10] выделяются пять морфологических типов руд «лебединского» типа: 1) крутопадающие жилы, 2) горизонтальные метасоматические залежи, 3) трубообразные тела, 4) неправильные линзообразные тела, 5) зоны и участки вкрапленной сульфидной минерализации.
Мощность горизонтальных метасоматических залежей изменяется от 0,1 до 5 м, в среднем составляет 0,5-1,5 м. Их ширина изменяется от нескольких метров до 60 метров. Длина – десятки-первые сотни метров (до 1000 метров). Крутопадающие жилы характеризуются мощностями от 0,1-1,5 м, по падению они прослеживаются до контакта вмещающей карбонатной толщи с породами архея.
По соотношению главных породообразующих минералов в работе [10] выделено 4 ведущих типа первичных руд, которые закономерно сменяют друг друга по мере удаления от контакта с интрузиями субщелочных сиенитов.
Руды магнетит-пирротин-халькопирит-тремолитового типа размещаются вблизи субщелочных сиенитовых штоков и лакколитов, в ореоле скарнированных и мраморизованных доломитов. В непосредственной близости от наиболее крупных интрузий преобладают сульфидные руды; на некотором отдалении от них – тремолит-сульфидные, кварц-тремолит-сульфидные и кварц-сульфидные руды [44].
Руды пирит-карбонатного типа слагают промежуточную зону. Достаточно широкое развитие также имеют кварц-сульфидные руды, которые довольно часто перемежаются с пирит-карбонатными в полосчатых рудных образованиях [44], также отмечается развитие более поздних пирит-тальк-кварцевых руд [68].
Пирит-гематит-кварцевый тип руд имеет ограниченное распространение в доломитах и сиенитах и слагает чаще всего фланговую зону месторождений. Руды этого типа часто пространственно совмещены в единых телах с сульфидно-карбонатными, образуя в них гнездовые, линзовидные и жильные обособления [44].
Руды галенит-халькопирит-кварцевого типа представлены жилами, залегающими в кристаллическом фундаменте, карбонатных породах и сиенитах. Отдельные жилы пересекают все упомянутые породы, не меняя своего минерального состава.
Несколько иначе последовательность образования рудных минеральных ассоциаций рассмотрена в работе [44]. Сульфидно-карбонатные (вместе с родственными кварцево-сульфидными) и кварцево-гематитовые руды рассматриваются как элементы единого, последовательного ряда рудных парагенезисов. Рудные образования, представленные тремолит-сульфидным и более поздним кварцево-полисульфидным минеральными типами, образуют другой, более поздний автономный ряд ассоциаций. Автономность отмеченных выше двух рядов минеральных парагенезисов выражается также в тесной пространственной и структурной связи первого с дайками и силами минетт, второго – с интрузиями субщелочных сиенитов.
На месторождениях лебединского типа хорошо выражена зона окисления, которая распространяется на всю мощность рудных зон. В зоне окисления магнетит-пирротин-халькопиритовых руд размеры золотин достигают 2 мм. Средняя проба составляет 770-800. Золото из окисленных руд пирит-карбонатного типа характеризуется многообразием форм: пластинки, проволоки, дендриты, комковидные образования, кристаллы и губчатые агрегаты, проба золота окисленных руд 850-950. В окисленных рудах по пирит-гематит-кварцевым телам встречается видимое золото размером до 0,5 мм. Форма золотин комковидная, пластинчатая и губчатая. Золото из окисленных галенит-халькопирит-кварцевых руд – крупное, до 0,5 см, отличается разнообразием форм, нередко имеет сложное строение, проба золота 850-900 [53, 10, 20, 18].
Куранахский тип оруденения представлен месторождениями Куранахского и Нижнеякокитского рудных полей. Основное оруденение на месторождениях данного типа приурочено к стратиграфическому контакту венд нижнекембрийских карбонатных и нижнеюрских терригенных отложений. Важным элементом структуры месторождений Куранахского типа являются протяжённые дайки калиевых минетт и сиенит-порфиров, которые выполняют трещины в пределах зон тектонических нарушений, контролирующих рудные залежи. Главной особенностью строения месторождений являются широко распространённые на контакте кембрийских и юрских пород коры выветривания и карстовые зоны, расположенные на некоторой глубине от поверхности контакта (рисунок 1.4).
Золоторудные тела приурочены к карстовым полостям неоген четвертичного возраста и группируются в цепочки вдоль субмеридиональных рудо- и магмоконтролирующих структур. Карстовые полости выполнены золотоносным рыхлым красно-бурым глинисто-песчанистым материалом сложного состава, в котором преобладают лимонит, каолинит, гидрослюды, адуляр и кварц. Формирование объектов куранахского типа связано с дезинтеграцией и переотложением в карстовые полости первичных руд – в основном пирит-адуляр-кварцевых метасоматитов, развивающихся по терригенным породам юры и пирит-калишпат-карбонатных метасоматитов, развивающихся по кембрийским карбонатным породам. Рудный материал, заполняющий карстовые полости, содержит щебнисто-глыбовые обломки в основном карбонатных пород, иногда песчаников и мезозойских даек, редко – первичных руд. Нижние части карстовых полостей безрудны и обогащены глинистым материалом. Рудные тела представляют собой залежи лентообразной, плащеобразной формы с сильноизвилистыми контурами, с раздувами и
Закономерности размещения золотого и комплексного золото-уранового оруденения в структурах Центрально-Алданского рудного района
Исходя из этапов геологического развития территории, в её пределах выделяют следующие типы геологических структур: структуры раннедокембрийского кристаллического фундамента (1-й структурный этаж), платформенные структуры (2-й структурный этаж), структуры мезозойской тектоно-магматической активизации (3-й структурный этаж) [12].
Первый структурный этаж образован архейскими глубокометаморфизованными супракрустальными породами верхнеалданской серии. Важную роль играют протерозойские породы нимнырского гранит мигматитового комплекса, который слогает главный объём кристаллического фундамента на характеризуемой территории. Складчатые формы верхнеалданского времени почти не сохранились и преобразованы процессами последующих тектоно-магматических циклов. Разрывные нарушения древнего заложения маркируются швами различных тектонитов, представленных бластомилонитами и бластокатаклазитами, а так же зонами протерозойских высокотемпературных кварц-полевошпатовых метасоматитов. Чаще всего они имеют субширотное и субмеридиональное простирание. Вполне вероятно, что древнее заложение имеют и главные для площади Джекондинский и Томмот-Джекондинский разломы. Однако основная история их развития связанна с мезозойской тектоно-магматической активизацией, и поэтому они будут рассмотрены ниже.
Второй структурный этаж сложен венд-нижнекембрийскими осадочными породами, которые с региональным несогласием залегают на размытой поверхности нижнего структурного этажа. Этаж имеет простое строение, слагающие его породы залегают горизонтально со слабым (около 1) наклоном на север [12]. Третий структурный этаж связан с начавшейся в мезозое активизацией региона, которая привела к значительной перестройке существовавших к тому времени геологических структур. В третий структурный этаж объединяются сформированные во время активизации осадочный чехол, блоковые, магматогенные и разрывные структуры [12].
Осадочные образования структурного этажа представлены терригенными отложениями нижней юры и отнесены к малласоидной формации [42]. Они несогласно залегают на отложениях второго структурного этажа, горизонтально или со слабым наклоном (около 1) на север, согласно общему падению осадочного чехла.
Блоковое строение Центрально-Алданского района определяется сочетанием разнопорядковых положительных и отрицательных блоковых структур. Характеризуемая территория имеет довольно примечательное положение, так как находится в восточной части Верхнее-Якокутской грабен-впадины, непосредственно в зоне сочленения этой структуры с Эльконским горстом.
Эпиплатформенные магматогенные структуры имеют большое значение в геологическом строении района. Наиболее крупными сложно построенными и имеющими длительную историю развития являются Джекондинский и Шаманский массивы, относящиеся к типу кольцевых вулкано-плутонических структур центрального типа.
Джекондинский массив в плане имеет форму почти правильного круга диаметром около 4,5 км. Основу массива составляет кальдера, представляющая собой котлообразный провал вулканической постройки. Кальдера заполнена средне-позднеюрскими эффузивно-пирокластическими образованиями. По периферии вулкано-плутона внедрились несколько дугообразных интрузий второй и третьей фазы лебединского комплекса. Шаманский массив сложен субвулканическими интрузиями трёх фаз лебединского комплекса. Наиболее крупным является штокообразное тело г. Шаман, сложенное щелочноземельными сиенитами первой фазы лебединского комплекса. Вторая и третья фазы проявлены в виде дугообразных интрузий и штоков в обрамлении и внутри малых интрузий близ г. Шаман. Вблизи массивов фиксируются эксплозивные брекчии с цементом сиенитового состава, в том числе и рудные (проявление Тохто). Вулкано-плутонические структуры хорошо выражены в рельефе в виде положительных морфоструктур центрального типа.
Разрывная тектоника проявлена довольно интенсивно. Современный дезъюнктивный план территории был сформирован, главным образом, в течение эпиплатформенной активизации, в которую были вовлечены практически все зоны древних разрывных нарушений. Главными для данной площади являются Джекондинский разлом (см. рис. 1.2) и Томмот-Джекондинский разлом северо западного простирания, который трассируется от западной границы Джекондинского массива до Якокутского массива. Эти разломы и узлы их пересечения имеют магмоконтролирующее значение. Джекондинский разлом является восточной границей Верхнее-Якокутской грабен-впадины. Он имеет глубинное заложение и эволюционировал в течение длительного времени.
Адуляр-флюоритовые метасоматиты в породах кристаллического фундамента
Осадочный чехол на месторождении сложен толщей доломитов усть-юдомской свиты (Vujd). Он со стратиграфическим несогласием перекрывает породы кристаллического фундамента. Толща доломитов рассечена дайками и пронизана силлами минетт (J2-K1) и сиенит-порфиров (K1-2). Промышленное оруденение в породах осадочного чехла связано с золотоносными карбонат-тальковыми метасоматитами, развивающимися по доломитам осадочного чехла вблизи их контакта с породами фундамента. Ореолы развития метасоматитов контролируются горизонтальными зонами повышенной трещиноватости в доломитах, приуроченных к их контактам с породами различного состава (контакты с пластовыми интрузиями и дайками, контакт с поверхностью кристаллического фундамента). Форма метасоматических ореолов определяется общими контурами участков просачивания гидротермальных растворов и представлена плоскими метасоматическими залежами с редкими реликтовыми останцами исходных пород.
По резкой смене окраски пород в строении метасоматических ореолов можно выделить две зоны (рисунок 3.11). 1. Внешняя зона, в которой происходит резкая смена текстурно структурных особенностей и окраски пород за счёт широкого развития талька. Серый плотный доломит сменяется менее плотной белой карбонат-тальковой породой. Данная зона чаще всего либо отсутствует вовсе, либо не превышает по мощности нескольких сантиметров, и лишь в редких случаях вокруг крупных останцев доломитов можно наблюдать ореолы до 1 м. 2. Внутренняя зона характеризуется обильным развитием сульфидов. В современных условиях сульфиды практически полностью окислены, что обуславливает буро-красный цвет и рыхлую текстуру метасоматитов данной зоны.
Метасоматическая колонка приведена в таблице 3.12. Минеральные замещения в колонке метасоматитов следующие: во внешней зоне происходит замещение доломита тальком, с небольшим количеством анкерита и кальцита (II), во внутренней зоне реликтовый кальцит и новообразованные анкерит и кальцит (II) замещаются пиритом. В каждой зоне помимо указанных выше минералов в незначительных количествах присутствуют кварц, халцедон, смектит, хлорит и серпентин. Незначительная примесь материала песчаной размерности (0,1-0,5 мм), изученная в шлиховых пробах, представлена кварцем, полевым шпатом, флюоритом, эпидотом, диопсидом, магнетитом.
Метасоматическая зона Устойчивые парагенезисы минералов Реакции замещения Зона 0 (исходная порода) dol, ca dol talc, ank, ca(II) Зона 1 (внешняя) ca, talc, ank, ca(II) ank pyca pyca(II) py Зона 2 (внутренняя) talc, py Как уже отмечалось выше, дайки в пределах залежи несут вкрапленное сульфидное оруденение и золотоносны. Метасоматические изменения, наложенные на дайки, представлены пирит-кварц-серицитовой ассоциацией (рисунок 3.12), и, по-видимому, связанны с теми же растворами, что и аппокарбонатные метасоматические залежи. без анализатора с анализатором
Петрохимические особенности карбонат-тальковых метасоматитов характеризуются привносом Si, Fe, вероятно S, выносом Ca, CO2, перераспределением и частичным выносом Mg. Типовой петрохимический состав доломитов и метасоматитов по ним приведён в таблице 3.13. Для зон метасоматической колонки проведён расчёт баланса вещества по методике [61], результаты приведены в таблицах 3.14 и 3.15.
На рисунке 3.13 показаны минеральные и химические преобразования доломитов в ходе метасоматического процесса. Во внешней зоне в связи с привносом кремнезёма, происходит замещение доломита тальком, что сопровождается выносом Ca, Mg, CO2. Часть этих компонентов, наряду с привнесённым Fe, фиксируется в кальците (II) и анкерите. Во внутренней зоне, в связи с привносом Fe и, вероятно, S, происходит замещение анкерита и кальцита пиритом, что сопровождается выносом Ca и CO2. Таблица 3.13 – Петрохимический состав карбонат-тальковых метасоматитов и исходных пород.
В карбонат-тальковых метасоматитах сильно варьирует соотношение жильных и рудных минералов. Во внутренней зоне колонки это соотношение составляет 1:1. Рудные минералы представлены, главным образом, пиритом, реже халькопиритом. Для месторождения характерно широкое развитие процессов окисления. Зона окисления выражена довольно хорошо, распространяется равномерно и прослеживается до верхних горизонтов кристаллического фундамента. Окисленные руды представлены разнообразными гидроокислами железа, иногда карбонатами меди, и слагают неоднородные пористые или рыхлые бурожелезняковые массы. Реликты неокисленного пирита носят рассеянный характер, представлены мелкими кристаллами с многочисленными трещинами и обломками кристаллов. Содержание примесей в пирите приведено в таблице 3.16. По данным изотопных исследований сера этих пиритов обогащена тяжёлым изотопом. 34S составляет 3,0 .
Геолого-генетическая принадлежность орудененния шаманского типа
Центрально-Алданский рудный район находится в пределах Алданского щита – выступа фундамента древней Сибирской платформы. Он характеризуется двухэтажным строением и интенсивным проявлением процессов мезозойской тектоно-магматической активизации, выразившейся в реактивации древних и образовании новых разрывных нарушений, внедрением щелочных магматических комплексов. Золото-теллуридное оруденение шаманского типа занимает закономерное положение в геологической структуре района и определяется сочетанием геолого структурных, магматических и других факторов, обусловивших формирование промышленных концентраций. Оно приурочено к вулкано плутонической структуре центрального типа сложенной порфировыми гипабиссальными интрузивными образованиями продуктивной монцонит сиенитовой формации. Оруденение локализуется в породах кристаллического фундамента, представленных архейскими гнейсами и кристаллическими сланцами нимнырской свиты верхнеалданской серии, нерасчленёнными ультраметаморфическими и интрузивными образованиями нимнырского гранит-мигматитового комплекса. Межформационный контакт между алюмосиликатными метаморфическими породами кристаллического фундамента и карбонатными породами осадочного чехла выступает в роли геохимического и гидродинамического барьера и играет исключительно важную роль в локализации и концентрировании оруденения. Наиболее благоприятны для локализации эпитермальной рудной минерализации приподнятые блоки кристаллического фундамента, определяющие формирование оруденения в приповерхностных условиях. Оруденение приурочено к зонам концентрических разрывных нарушений, возникающих в связи с формированием вулкано-плутонического массива центрального типа. Важное значение имеют и радиальные системы разрывов, выступающие в роли ограничителей рудного тела. Рудоносные метасоматиты имеют локальное развитие и чёткий контроль тектоническими нарушениями. Эти изменения образуют в плане линейные, слабо ветвящиеся и кулисопостроенные зоны, протяжённостью до 800 метров при средней горизонтальной мощности 10 метров. Зоны полого падают по направлению к вулканоплутону. В разрезе они имеют форму пучка с расширением в верхней части. Наблюдается достаточно чёткая зональность метасоматитов. Внешняя околорудная зона имеет мощность не более нескольких метров и представлена осветлёнными породами кристаллического фундамента, в которых все темноцветные минералы замещены пирит-серицит-карбонатной ассоциацией. Промежуточная зона представлена в разной степени проявленными рудоносными адуляр-флюоритовыми метасоматитами, авнутренняя зона развита не повсеместно и характеризуется развитием тонких прожилков переотложенного кварца. Из минералогических признаков наиболее информативными являются типоморфные минералы, текстуры руд и типоморфные особенности золота. Рудные тела отличаются специфическим минеральным составом: типоморфными рудными минералами являютсяпирит, теллуриды золота, серебра, висмута; из нерудных – флюорит, адуляр, серицит, доломит. Текстуры в основном брекчиевые, прожилково-полосчатые, реже – массивные и пористые. В первичных рудах благороднометальное оруденение представлено теллуридами золота и серебра, близких по составу к петциту и монтбраиту, образующими каплевидные включениями в пирите или выполняющими интерстиции и трещины. Максимальные размеры их выделений составляют первые десятки микрон. В зоне окисления рудных тел присутствует самородное золото. Средний размер золотин – 40 мкм. В основном это плёночные выделения и плоские дендриты, менее распространены комковидные формы. Золото характеризуется высокой пробой, которая изменяется в пределах 943-973 . Прогнозно-поисковая модель шаманского золото-теллуридного типа оруденения составлена в соответствии с методическим руководством ЦНИГРИ [4] и представлена в таблице 4.3. Пространственноесовмещениезолото-медно-порфировых и золорудных эпитермальных месторождений отмечается достаточно часто [75, 81], а для месторождений А-типа смена эпитермального оруденения золото-медно порфировой минерализацией является характерной чертой [27, 76, 78], что имееткрайне важное прогностическое значение. Наличие эпитермального оруденения А-типа может служить признаком существования порфирово эпитермальной рудообразующей системы, центром которой должен являться порфировый шток щелочного состава. Таким образом, наличие эпитермального оруденения А-типа является достаточно основательной предпосылкой к обнаружению золото-медно-порфирового оруденения в пределах порфирового штока сиенитов Шаманского вулкано-плутона и его сателлитов.