Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Основные черты геологии и минерагении амуро- охотской складчатой области и положение в ней золотоносных черносланцевых комплексов 11
ГЛАВА 2. Вещественный состав и условия седиментации золотоносных черносланцевых комплексов 25
2.1. Петрографические разновидности черных сланцев 25
2.2. Химический состав 30
2.3. Органическое вещество и распределение золота 44
2.4. Роль вулканогенного материала в черносланцевых толщах и его влияние на фоновую золотоносность 50
2.5. Фациальные условия седиментации 54
2.6. Геодинамические обстановки накопления осадков 61
ГЛАВА 3. Постседоментационные преобразования пород золотоносных черносланцевых комплексов 63
3.1. Стадийность и зональность постседиментационных преобразований .63
3.2. Типоморфные метаморфические минералы 76
3.3. Преобразование рассеянного органического вещества 80
3.4. Флюидные включения в метаморфических минералах 83
3.5. Термодинамические условия и флюидный режим эпигенетических преобразований 87
3.6. Соотношение интрузивного магматизма и метаморфизма 92
3.7. Поведение золота и других рудообразующих элементов в условиях метаморфизма пород черносланцевых комплексов 93
ГЛАВА 4. Месторождения золота в черносланцевых комплексах амуро-охотской области 101
4.1.Типы месторождений 101
4.2. Геологическое строение 102
4.3. Текстуры и структуры руд 165
4.4. Типоморфные признаки главных рудообразующих минералов 172
4.5. Геохимические особенности руд 186
4.6. Соотношение золотой и вольфрамовой минерализации 186
4.7. Некоторые особенности россыпной золотоносности и связь аллювиальных россыпей с коренными источниками 193
ГЛАВА 5. Закономерности размещения и особенности формирования золоторудных месторождений в черносланцевых комплексах 201
5.1. Положение оруденения в стратиграфическом разрезе 201
5.2. Структурная позиция рудных полей и месторождений 204
5.3. Литолого-геохимические условия локализации золотого оруденения 207
5.4. Метаморфизм и золотое оруденение 224
5.5. Роль рассеянного органического вещества в формировании и размещении золоторудной минерализации 244
5.6. Сравнение золотоносности черносланцевых комплексов Амуро-Охотской области и других регионов 246
ГЛАВА 6. Модели рудообразующих систем в черносланцевых комплексах 257
6.1. Рудоподготовительный период в истории формирования золотого оруденения в черносланцевых комплексах 257
6.2. Литогенетические модели рудоподготовительных систем 259
6.3. Метаморфогенная модель вторичной рудоформирующей системы 269
ГЛАВА 7. Поисково-оценочные признаки золотого оруденения в черносланцевых комплексах 274
Заключение 287
Список использованной литературы 291
Текстовые приложения 310
- Органическое вещество и распределение золота
- Типоморфные метаморфические минералы
- Геологическое строение
- Структурная позиция рудных полей и месторождений
Введение к работе
Актуальность работы. Золоторудные месторождения, связанные с углероднсто-терригеннымн (черносланцевымн) комплексами, обеспечивают около половины добываемого золота в России и значительную его долю в других странах Мира. Вопрос о генезисе таких месторождений и о факторах, определяющих локализацию рудных тел, до сих пор остается дискуссионным. Многие из них располагаются в амагматичных зонах складчатых областей и не связаны с интрузивным магматизмом; другие располагаются в углеродисто-терригенных толщах, не претерпевших метаморфизм. Эти обстоятельства диктуют необходимость рассматривать образование таких месторождений в рамках фундаментальной проблемы сингенеза рудных и рудовмещающих формаций, связанной с проведением комплексных исследований взаимообусловленных геодинамических, литогенетических, петрогенетических и рудообразующих процессов.
Амуро-Охотская складчатая область, является благоприятным объектом для решения многих вопросов минерагении золота в черносланцевых комплексах. В четырех ее золотоносных районах (Селемджинском, Ниманском, Кербинском и Унья-Бомском) широко проявлен динамо-термальный метаморфизм, образующий зональные ареалы среди неизмененных осадочных пород, выявлены месторождения золота кварцево-жильного и сульфидно-прожилково-вкрапленного типа, отдельные однотипные месторождения залегают в различных метаморфических зонах и в неизмененных осадочных породах, при этом, в Ниманском и Унья-Бомском районах практически полностью отсутствуют проявления интрузивного магматизма. В связи с этим представляется возможным на примере золотоносных черносланцевых комплексов Амуро-Охотской области оценить роль и степень влияния литолого-геохимических и метаморфических факторов на состав руд, рудоносных растворов и типоморфные свойства рудообразующих минералов, выявить пространственно-временные соотношения золотоносной минерализации сульфидно-вкрапленного и кварцево-жильного типа. Сравнительный анализ с другими подобными золотоносными регионами позволяет определить общие предпосылки формирования и поисковые признаки золоторудных месторождений в черносланцевых комплексах.
5 Цель исследования: определение роли литогенеза и последующего метаморфизма черносланцевых комплексов в образовании промышленных месторождений золота Амуро-Охотской складчатой области, построение моделей золоторудных систем и выявление поисково-оценочных признаков золотого оруденения.
Задачи исследования:
изучить вещественный состав и определить фациальные условия и геодинамические обстановки накопления золотоносных черносланцевых комплексов;
определить термодинамические условия и геохимические особенности постседиментационных преобразований рудоносных толщ;
выявить геологические условия локализации, минералого-геохимические особенности и пространственно-временные соотношения золотого оруденения различного вещественно-морфологического типа;
исследовать характер и степень влияния литолого-геохимических факторов и зонального метаморфизма на вещественный состав руд, и химизм продуктивных гидротермальных растворов;
оценить роль рассеянного органического вещества в образовании месторождений золота;
6) сравнить условия золотоносности черносланцевых комплексов Амуро-
Охотской области и других регионов, выявить общие вещественно-
морфологические признаки золоторудных месторождений и причины
литолого-геохимической и минерагенической специализации
черносланцевых комплексов;
7) разработать критерии прогноза, поисков и оценки золоторудных
месторождений в черносланцевых комплексах.
Методы исследований. Для достижения поставленной цели и решения обозначенных задач черносланцевый комплекс вместе с локализованной в нем золотоносной минерализацией изучен нами как ретроспективная динамическая система взаимообусловленных литогенетических, петрогенетических и рудообразующих процессов, организованных определенным образом геодинамической обстановкой. Исследование отдельных элементов системы и их совокупности проведено с использованием многочисленных данных количественного изучения вещества на всех уровнях его организации: рудовмещающих осадочных и
метаморфических толщ, рудных полей и месторождений, рудных тел II
рудообразующих минералов. Для изучения отдельных элементов системы
применены следующие методы полевых и лабораторных исследований:
послойное описание и геохимическое опробование опорных разрезов;
геолого-структурное и минералогическое картирование рудных полей и
месторождений; методы химического, минералогического,
термобарогеохимического анализа горных пород, руд и рудообразующих минералов; литохимические пересчеты и графические методы реконструкции первичного состава парапород. Для выявления взаимосвязей между элементами системы использованы: сравнительно-исторический и различные литолого-геохимические методы реконструкции фациальных условий и геодинамических обстановок осадконакопления; парагенетический анализ породо- и рудообразующих минералов; сравнительно-геохимический анализ составов руд, рудообразующих минералов, флюидных включений и вмещающих пород; сравнительный анализ геолого-структурных, геохимических, физико-химических и термодинамических условий образования и последующих преобразований руд и вмещающих пород. Научная новизна:
1) обобщены имеющиеся материалы по составу, строению, условиям
образования месторождений золота и вмещающих черносланцевых
комплексов Амуро-Охотской складчатой области;
2) впервые минерагенический анализ золотоносных территорий проведен с
использованием многочисленных данных количественного изучения
вещества исследуемых объектов: рудовмещающих осадочных и
метаморфических толщ, рудных полей и месторождений, рудных тел и
рудообразующих минералов;
3) впервые для черносланцевых комплексов Амуро-Охотской области
выделен рудоподготовительный период, приводящий к появлению в крупных
объемах горных пород рассеянной золотоносной минерализации с легко
ремобилизуемым ресурсом золота при последующих эндогенных
рудообразующих процессах;
4) выявлена зависимость вещественных типов золотоносной минерализации
от литохимической специализации черносланцевых комплексов, а также их
связь с геодинамическими обстановками и фациальными условиями
7 накопления осадков, характером и полнотой проявления последующих стадий литогенеза;
5) установлены термодинамические параметры и особенности флюидного
режима формирования черносланцевых комплексов в условиях катагенеза и
зонального динамо-термального метаморфизма, вынос золота из наиболее
высокотемпературных зон, а также влияние метаморфического фактора на
состав продуктивных растворов, типоморфизм рудообразующих минералов и
технологические свойства самородного золота;
6) определены пространственно-временные соотношения золотоносной
минерализации различных вещественно-морфологических типов,
обусловленные литолого-геохимическими условиями и временем проявления
литогенетических процессов, метаморфизма и интрузивного магматизма;
оценена роль рассеянного органического вещества в локализации золота на различных этапах формирования золоторудных месторождений;
разработаны литогенетические модели первичных золоторудных систем и показано, что метаморфогенные и плутоногенные модели характеризуют вторичные золоторудные системы с унаследованной от первичных систем минерагенической специализацией.
Практическое значение. Научные результаты работы использованы в семи практических рекомендациях по направлению поисковых и геологоразведочных работ на рудное и россыпное золото, переданных автором геологическим и горнодобывающим предприятиям Дальнего Востока (ПГО Дальгеология, Таежгеология, Якутскгеология и ПО Приморзолото). Кроме того, на основании разработанных критериев, обоснованы перспективы открытия золоторудных месторождений сульфидно-вкрапленного и кварцево-жильного типов в палеозойских вулканогенно-осадочных комплексах Урупо-Лабинского района Кавказа и в позднепротерозойских осадочно-метаморфических толщах Ростовского выступа Украинского щита (Василенко, Парада, 1999, 2002; Закруткин, Парада, 1999; Парада, Закруткин, 1999, 2000, 2001). Они также использовались соискателем при поисках и разведке месторождений золота на территории Республики Вьетнам (1986-1987 г.г.), и в курсе лекций по минерагении черносланцевых комплексов, прочитанном в 1992 г. для студентов Сианьского геологического колледжа (КНР). Результаты исследования используются автором в учебном процессе на геолого-
8 географическом факультете РГУ в спецкурсах и при проведении занятий со студентами, выполняющими курсовые и дипломные работы.
Фактический материал диссертации составили результаты личных полевых исследований в Селемджинском, Ниманском и Кербинском золотоносных районах Амуро-Охотской области (более 300 п. км. опорных разрезов, 12 500 п. м. канав, 8 000 п. м. керна скважин), лабораторного изучения руд и вмещающих пород (более 680 химических анализов рудовмещающнх пород и руд, 1600 спектро-химических определений золота и других рудных элементов, 300 специальных химических анализов Сорг, 20 определений изотопного состава серы сульфидов, микрозондовые анализы химического состава минералов, 900 шлифов и аншлифов и др.), а также анализа фондовых и опубликованных материалов, проведенных автором в период с 1977 по 2003 г.
Соискателем изучены опорные разрезы и проведено геохимическое опробование рудовмещающнх черносланцевых комплексов названных золотоносных районов, расположенных в них рудных узлов, рудных полей и месторождений; составлены литолого-структурные и прогнозно-металлогенические карты Маломырского, Харгинского, Софийского рудных полей и Бурового, Жильного, Петровского и Лысогорского месторождений; по наблюдениям в горных выработках и по результатам лабораторных исследований изучены минералогия и геохимия различных типов руд и рудообразующих минералов; проанализированы все имеющиеся по региону фондовые материалы.
Автором использованы также некоторые данные по геологии, геохимии и минерагении Амуро-Охотской области и расположенных в ее пределах золоторудных месторождений, изложенные в опубликованных в последние годы работах В.А.Буряка и А.Е.Пересторонина (2000), В.Н.Злобина (2000), Е.А.Кулиша и др. (2000), В.Г.Моисеенко и Л.В.Эйриша (1996), А.П.Мотова и др. (2000), Г.И.Неронского (1998), Л.М.Парфенова и др. (1999), А.П.Сорокина и В.Д.Глотова (1997), В.А.Степанова (1998), А.И.Ханчука и В.В.Иванова (1999), Л.В.Эйриша (2002), Л.В.Эйриша, Н.С.Остапенко, В.Г.Моисеенко (1998).
Сопоставительный материал по другим регионам распространения золотоносных черносланцевых комплексов получен, в основном, из анализа фондовых материалов и опубликованной литературы, а также в процессе
проведения тематических работ в Хабаровском сегменте Южно-Верхоянской области и в Куларском золотоносном районе (Якутия). На защиту выносятся:
1. Обоснованная автором концепция литогенетической
обусловленности золотого оруденения в черносланцевых комплексах Амуро-
Охотской складчатой области, в соответствии с которой на этапе литогенеза
образовались крупнообъемные участки сульфидной диагенетической,
кварцево-жильно-прожилковой катагенетической и сульфидно-кремнистой
эксгаляционно-осадочной минерализации, обеспечившей легко
ремобилизуемым ресурсом золота последующие эндогенные
рудообразующие процессы.
2. Результаты определения геодинамических обстановок и фациальных
условий седнментогенеза черносланцевых комплексов и формирования
предрудной минерализации; геологических условий, термодинамических
параметров, флюидного режима и геохимических особенностей развития
черносланцевых комплексов и золотого оруденения в условиях динамо-
термального метаморфизма.
3. Разработанные автором лито генетические модели формирования
предрудной сульфидно-кремнистой, сульфидной и кврцево-жильно-
прожилковой золотоносной минерализации в условиях седнментогенеза,
диагенеза и катагенеза черносланцевых комплексов.
4. Метаморфогенная модель образования промышленных месторождений золота Амуро-Охотской складчатой области за счет вещества объектов предрудной литогенной минерализации в условиях тектонических деформаций.
5. Определенные автором литолого-геохимические поисково-оценочные признаки золотого оруденения в черносланцевых комплексах.
Объем и структура работы. Диссертационная работа состоит из 7 глав, введения и выводов, изложенных на 290 страницах, включая 22 таблицы и 42 рисунка, а также списка использованной литературы из 344 наименований. Кроме этого в текстовых приложениях приведено 40 таблиц и 23 рисунка.
Апробация результатов работ. По теме диссертации опубликовано более 40 работ, в тот числе монография. Основные результаты представлялись на Всесоюзном семинаре «Углеродистые отложения
10 докембрия и раннего палеозоя и их рудоносность» (Фрунзе, 1978), XIV Тихоокеанском международном научном конгрессе, (Хабаровск, 1979), 3-м Дальневосточном петрографическом совещании (Хабаровск, 1981), 5-м Всесоюзном совещании «Литология и осадочная геология докембрия» (Алма-Ата, 1981), 2-м Международном симпозиуме «Методы прикладной геохимии», (Иркутск, 1981), 2-м Всесоюзном совещании «Генетические модели эндогенных рудных формаций», (Новосибирск, 1985), 1-й Всесоюзной конференции по проблеме «Условия образования и закономерности размещения стратиформных месторождений цветных, редких и благородных металлов», (Фрунзе, 1985), П Международной научной конференции «Проблемы геологии, экологии и полезных ископаемых», (Новочеркасск, 1999), Конференции, посвященной 300-летию геологической службы России «Геология и минерально-сырьевая база Ростовской области» (Ростов-на-Дону, 2000), 3-м международном минералогическом семинаре «Новые идеи и концепции в минералогии», (Сыктывкар, 2002), III Международной научной конференции, посвященной 100-летию А.В.Пэка, «Проблемы геологии, полезных ископаемых и экологии» (Новочеркасск: 2002), Международной конференции «Углерод: минералогия, геохимия, космохимия» (Сыктывкар, 2003), Всероссийском совещании, посвященном 90-летию академика Н.А.Шило «Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера Пацифики» (Магадан, 2003), VI Международной конференции «Новые идеи в науках о Земле» (Москва, 2003).
Благодарности. Автор искренне благодарен своим коллегам по
полевым и камеральным работам |В.А.Буряку1, А.П.Грибанову,
И.С.Неменману, Г.В.Ручкину и [Ю.П.Цыпукову|, без которых не состоялось
бы это исследование. Особо глубокую признательность хочется выразить
Л.Я.Кизилыитейну, А.В.Кокину, [В.В.ЗакруткинуІ, Л.Ф.Парада,
А.Н.Резникову и А.А.Тимофееву за научные консультации и поддержку в работе. Автор благодарен Н.И.Бойко, В.Е.Закруткину и В.Н.Труфанову за квалифицированный анализ диссертации, высказанные критические замечания и пожелания.
Работа выполнена на кафедре общей и исторической геологии геолого-географического факультета Ростовского государственного университета.
Органическое вещество и распределение золота
Характерной формационной чертой рудовмещающих пород Джагдинской золотоносной провинции является повсеместное наличие в них рассеянного органического вещества (РОВ). Оно фиксируется макроскопически при визуальных наблюдениях в поле и при изучении шлифов. В изучаемых породах РОВ представлено двумя морфогенетическими типами, согласно классификации. С.А. и А.В.Сидоренко (1975): 1) точечным (тонкодисперсным) и 2) межзерновым (межкристаллическим). Первый тип характерен для наименее метаморфизованных пелитов и песчаников токурской и экимчанской свит. Для межзерновой формы углеродистого вещества выполнены замеры отражательной способности (R) на установке ПООС-1 в зелёном свете с длиной волны 546 мкм. Полученные значения приведены в прилож. 1, табл. 1. Они, согласно исследованиям В.Е.Закруткина и др. (1978), указывают на низкую степень графитизации органического вещества, соответствующую фации зелёных сланцев. Среднее содержание Сорг. в породах приведены в прилож. 1, табл. 2, 3, 4. Наличие углеродистого вещества свойственно как метапелитам, так и метапсаммитам. Как правило, первые содержат его больше, чем вторые. Средние содержания Сорг. в метапелитах и в метапсаммитах изменяются от 0,30% до 0,96% и от 0,17% до 0,37%, соответственно. Максимальные содержания Сорг. как в тех, так и в других случаях отмечаются в средней части разреза (златоустовская свита) Ниманского района. Выше по разрезу концентрации Сорг в метапелитах несколько снижаются и остаются на одном уровне - 0,53-0,62% в разных свитах. Вниз по разрезу они устойчиво уменьшаются от 0,61% в самырской свите до 0,30% в ипатинской и саларинской. В метапесчаниках наблюдается такое же распределение Сорг в вертикальном разрезе, как и в метапелитах. В Селемджинском районе (см. прилож. 1, табл. 3) среднее содержание Сорг в породах сопоставимы с Ниманским районом. Наиболие высокие из них характерны для метапелнтов верхов афанасьевской свиты (0,58%), наименьшие - для метапесчаников токурской свиты (0,06%). Породы Кербинского района (см. прилож. 1, табл. 4) содержат органический углерод примерно в таких же количествах, как и в двух других районах. Среднее содержание Сорг, в метапелитах выше, чем в метапесчаниках и постепенно уменьшается вниз по разрезу.
Содержание Сорг. испытывают зависимость от степени метаморфизма пород. Это выражается в уменьшении средних содержаний органического углерода с увеличением интенсивности метаморфических преобразований, параллельно увеличивается степень восстановленностн железа (FeO/FeiCb) от 1,78 в наименее метаморфизованных породах до 2,88 в максимально метаморфизованных. Одновременно возрастают средние содержания СОг от 0,20% до 0,36% (Закруткин, Парада, 1980). Подобная закономерность является характерной особенностью метаморфизма углеродсодержащих отложений (Петров, Макрыгина, 1975). Можно сделать вывод, что фиксируемые в настоящие время содержания Сорг. в изучаемых толщах не отражают его концентраций в первичных осадках где оно, вероятно, содержалось в более высоких количествах. Доказано (Петров, Макрыгина, 1975), что «выгорание» Сорг. при метаморфизме представляет собой результат реакцииFe203 + С= FeO+ С02 Подставляя в это уравнение атомные веса, получаем, что для образования 1 весовой единицы FeO из РегОз требуется 0,04 весовой единицы Сорг. В изучаемых породах содержание FeO не превышает обычно 5%. Следовательно, максимальные потери Сорг. на редукцию железа не более 0,2%, обычно же эта цифра и того меньше (0,10-0,15%). С учётом Сорг. израсходованного на восстановление железа, общее его содержание в изучаемых породах достигает кларковых, приведённых в работе Г.В.Войткевича и др. (1977); в единичных случаях превышает их (златоустовская свита в Ниманском районе).
Определения фоновых содержаний золота выполнены в ДВИМСЕ по методу Н.Т.Воскресенской и др.(1965). Чувствительность анализа 4-Ю 8 %, воспроизводимость серии анализов контрольной пробы по 12 навескам, выраженная через коэффициент вариации, составила 69% для интервала концентраций 0,4-4,6 мг/т. Статистические характеристики распределения золота приведены в прилож. 1, табл. 8, 9, 10. Сравнение средних содержаний в различных выборках проводилось по t-критерию Стъюдента для 95% уровня вероятности. Цифровые значения t приводятся в тексте.
Работами В.Г.Моисеенко и Г.И.Неронского (1968, 1973) по Верхне-Селемджинскому району установлена зависимость фоновых содержаний золота от степени метаморфизма пород. В.Д.Мелышков и Т.В.Сверкунова (1976), изучая породы Токурского рудного поля, обнаружили, что метапесчаники обладают более высоким, содержанием золота, чем метапелиты. Одновременно ими отмечается резкое снижение содержаний золота (до 1,1 мг/т в среднем) на западном фланге рудного поля, где аналогичные одновозрастные породы метаморфизованны более интенсивно.
Полученные нами данные по фоновой золотоносности пород Эльгоканского купола (прилож. 1, табл. 8) также показывают, что максимальными содержаниями золота характеризуются наименее метаморфизованные образования сагурской и талыминской свит. В метапсаммитах они соответственно составляют 4,5 и 3,4 мг/т; в метапелитах почти в два раза меньше (2,3 и 2,7 мг/т), но различия статистически не значимы. В терригенных породах афанасьевской свиты, охваченных явлениями метаморфической дифференциации, концентрации золота изменяются в небольших пределах (0,9-1,8 мг/т) и составляют в среднем 1,4 мг/т. Подобные содержания обнаружились и в зелёных сланцах (метабазитах) этой свиты (1,6 мг/т). То же самое наблюдается и в порфнробластических парасланцах нижней подсвиты афанасьевской свиты средние содержания золота в которых составляет 1,7 мг/т. Аналогичные результаты получены В.А.Злобиным (2000), в соответствии с которыми содержания золота в неизмененных породах Верхне-Селемджинского района колеблются в небольших пределах (1-4 мг/т). Анализ этих данных показывает, что наиболее высокими содержаниями обладают наименее метаморфизованные метабазиты и метакремни.
Среднее содержание золота в различных породах Кербинского района довольно однообразны (прилож. 1, табл. 9). Минимальные количества золота фиксируются в метапесчаниках сагурской свиты (1,2 мг/т), максимальные - в пиритизированных метапелитах экимчанской свиты (4,6 г/т). Метапелиты и метапсаммиты на всех стратиграфических уровнях содержат практически одинаковые количества золота (2,3-2,8 мг/т).
Типоморфные метаморфические минералы
Для изучения отбирались образцы пород не затронутых наложенным контактовым метаморфизмом (ороговикованием). Анализы минералов выполнены на микрозонде JXA-5A в ДВГИ ДВО РАН О.В.Авченко по принятой в ДВГИ методике с использованием в качестве эталонов голубого диопсида при определении Mg и Са, санидина при определении К, Na, Si, Al, оливина при определении Fe, родонита при определении Мп и ильменита при определении Ті (Неменман, Авченко, 1987). В прилож. 1 (табл. 22-26) приведены результаты химического анализа минералов. Кроме того, по зернам гранатов проводилось микрозондовое профилирование, дающее возможность увидеть концентрации компонентов в сечении минерала.
Гранат встречается в породах III и IV зон где присутствует в основной массе крпсталлосланцев и порфнробластах альбита. Практически всегда гранат содержит отдельные зерна и пылевидные скопления РОВ. Результаты химических анализов валовых проб гранатов приведены в прилож. 1, табл. 22. По этим данным преобладающим компонентом является альмандин (48,72-63,02%), гроссуляр (18,57-24,74%), содержания остальных компонентов сильно колеблются: спесартнна от 4,07 до 16,40%, андрадита от 4,60 до 9,46% и пиропа от 3,91 до 9,42%. По сравнению с гранатами из сланцев третьей зоны, гранаты четвертой зоны содержат больше альмандинового компонента и значительно меньше спессартинового. Под микроскопом часто наблюдается зональное строение гранатов в форме концентрического обрастания ядерных их частей новообразованной гранатовой оторочкой. Поэтому данные микрозондового анализа центральных и краевых частей зерен граната (прилож. 1, табл. 23) несколько отличаются от результатов анализа валовых проб. Здесь выявляются более значительные колебания составов гранатов: альмандина - 25-70%, гроссуляра - 15-30%, спессартина - 13-50%, при небольших количествах пироповой молекулы. В основном это происходит за счет обогащения краевых зон гранатов альмандином и гроссуляром и обеднения их спесартином относительно центральной части.
Рассматриваемые гранаты близки по составу к низкотемпературным гранатам францисканской формации и зоны Санбагаева, от гранатов Восточного Отаго (Новая Зеландия) отличаются меньшим содержанием гроссуляра и спессартина (рис. 3.3). Характерной особенностью является хорошо выраженная зональность, вид которой в разных зернах одного образца различный (рис. 3.4). Наиболее примечательным является поведение СаО в крупных зернах граната, которое резко возрастает в оболочке, на границе с ядром, а затем уменьшается, формируя сложную зональность. Кристаллы граната, заключенные в альбите, отличаются от кристаллов, окруженных мусковитом и хлоритом, более низким содержанием MgO.
Альбит составляет до 35% состава всех парасланцев. Формы выделения его зависят от зоны метаморфизма. В алевропелитах зоны I он входит в состав тонкозернистого (0,01-0,02мм). В псаммитах этой зоны он замещает обломочные калиевый полевой шпат и плагиоклазы. По результатам замеров на фёдоровском столике новообразованный альбит содержит от 6 до 20% анортита. Альбит также является преобладающим минералом в новообразованной тонкозернистой (0,02-0,04) хлорит-серицито-кварцево-альбитовой цементирующей массы песчаников.
В филлитовидных сланцах зоны II альбит вместе с другими минералами слагает равномернозерннстую (0,2-0,4 мм) массу породы. Цвет его серый за счёт включений углеродистой пыли.
В контрастно-полосчатых парасланцах III зоны насыщенный углеродистой пылью альбит входит в состав меланократовых полос вместе с мусковитом, хлоритом, стильпномеланом, биотитом, отдельными чешуйками графитистого вещества. Размер его зёрен 0,1-0,4 мм.
В зоне IV альбит встречается в виде крупных (до 0,5-2,0 см) те мно-серых порфиробласт, насыщенных углеродистой пылью, и мелкозернистого сахаровидного агрегата, слагающего совместно с кварцем основную ткань породы.
По результатам микрозондового анализа (прилож. 1, табл. 24) различий в химическом составе чистого и насыщенного углеродистым веществом альбита не выявлено. Особенностью химизма того и другого альбита является соответствие его стехиометрическому составу и отсутствие какой-либо неоднородности в распределении химических элементов (см. прилож. 1, табл. 24). Содержания CaO, FeO и MgO в альбите составляют десятые и сотые доли процента и связаны с незначительной его загрязненностью примесями других минералов.
Белая слюда слагает до 35% объема апопелитовых сланцев. В зоне I она представлена мелкими (не более 0,06 мм по длинной оси) бесцветными чешуйками с низким (0,017) двупреломлением, характерным для гидромусковита (иллита). В зоне II слюда представлена мелкочешуйчатой (0,2-0,8 мм) разностью - серицитом, имеющим бледно-жёлтый цвет и двупреломление 0,026-0,028. В кристаллических парасланцах зоны III белая слюда выделяется в виде относительно крупных ( 0,2-1,0 мм по длинной оси) чешуек и волокнистых агрегатов вместе с альбитом, хлоритом, стильпномеланом, биотитом, отдельными чешуйками графитистого вещества. Слюда имеет слабый зеленоватый оттенок и двупреломление 0,03-0,034. В зоне IV белая слюда находится в срастании с хлоритом и незначительным количеством биотита. Чаще всего она выделяется в виде крупных (от 1 до 3 мм по длинной оси) чешуек. Они имеет голубоватый оттенок и насыщены углеродистой пылью, двупреломление 0,0285-0,034.
По результатам микрозондового анализа (прилож. 1, табл. 25) светлая слюда по составу отвечает мусковит-фенгитам, содержащим, согласно расчету коэффициента фенгитовости (Кориковский, 1979), 46-51% фенгита. Содержания парагонита небольшие - 2-8%. Мусковит-фенгиты изученных пород обладают химической однородностью и близки по составу слюдам многих других зеленосланцевых комплексов.
Хлорит присутствует во всех выделяемых на ми зонах метаморфизма в количестве 5-10% объема парасланцев. В I зоне он очень мелкий (0,01-0,02 мм), слабо зеленый, Np 1,593-1,6005. В зоне II размеры его выделений возрастают на порядок и составляют 0,1-0,25 мм, цвет его бледно-зеленый, представлен изотропными чешуйками и табличками, Np 1,593-1,608. В полосчатых парасланцах зоны III хлорит светло-зелёный, изотропный в удлинённых табличках и призмочках размером 0,2-0.3 мм, Np 1,577-1,600. Наиболее крупные выделения хлорита свойственны альбит-порфиробластическим парасланцам зоны IV, где он присутствует в гломеробластовых скоплениях. Хлорит плеохроирует от жёлтого по Np до густо-зелёного по Ng; величина скоплений до 1 мм, размер отдельных зёрен в скоплениях от 0,2 до 0,5 мм, Np 1,576-1,6005
Геологическое строение
Маломырский рудное поле (рис. 4.1) расположено на западном фланге Селемджинского золотоносного района (см. рис. 1.2) и включает Кварцитовое и Маломырское месторождения. Последнее является наиболее крупным представителем сульфидно-вкрапленного типа оруденения не только в Амуро-Охотской области, но и на всем юге Дальнего Востока, включающем Хабаровский край, Амурскую область и Приморский край. Золоторудное поле приурочено к валообразной структуре удлиненной в близширотном направлении, сложенной терригенными, кремнистыми, карбонатными и вулканогенными метаморфизованными породами условно палеозойского возраста (Парада, Парада, 1988). Вблизи свода структуры породы южного крыла смяты в пологие складки второго порядка. Они имеют небольшую амплитуду и широкий размах крыльев. Северное крыло более крутое, чем южное. В пределах изучаемой площади оно интрудировано гранитоидами позднего палеозоя (?).
Складчатая структура осложнена кососекущим диагональным надвигом СВ простирания с пологим (20-30) падением сместителя на СЗ (зона Диагональная). Зона Диагональная представлена мощной (около 260 м) областью распространения интенсивно рассланцованных и брекчнрованных пород. В ее пределах и в прилегающей к ней полосе, ограниченной с ЮВ Васильевским сбросом, близширотное простирание пород резко меняется на близмеридианальное. При этом породы обычно падают на восток, но имеются н обратные падения, особенно на ЮЗ участке зоны. К СЗ от зоны Диагональной (висячий бок) породы интенсивно дислоцированы. Здесь фиксируются складки высоких порядков с размахом крыльев первые метры и еще более мелкие складки. Их оси параллельны простиранию основной структуры. Широко развиты плойчатость и будинаж. К ЮВ от зоны Диагональной (лежачий бок) породы дислоцированы слабо. Породы осадочного комплекса отнесены Ю.И.Щербиной (1974 г.) к златоустовской и сагурской свите. Произведенное нами детальное картирование этих пород позволило выделить среди них три пачки, отличающиеся литологическим составом и положением относительнорудных тел (рис. 4.2).
Нижняя пачка (PZ zl), подстилающая оруденение, обнажается в ядре антиклинальной структуры в долине р. Маломыр и в его левом борту. Она представлена серыми рассланцоваными и ослюденелыми метапесчаниками. Для верхней части пачки характерно тонкое (первые миллиметры) переслаивание метапелитовых черных сланцев и метапесчаников. Общая мощность пачки не менее 350 м. Средняя пачка (PZsgi) является рудовмещающей. Она состоит в основном из черных углеродистых филлитовидных сланцев, образовавшимся по пелитовым и алевритовым осадкам и кремнистым породам. В основании средней пачки залегает горизонт зеленых сланцев, часто в переслаивании с « метакремнями и с залежами зеленокаменных пород. Мощность его около 50 м. Углеродистые сланцы тяготеют к нижней половине пачки, где они обычно тонко переслаиваются с метакремнистымн породами. В целом, для средней пачки характерно наличие маломощных линз и прослоев метакварцитов, I - углеродисто-метаморфические породы, 2 - дайки среднего (а) и кислого (б) состава, 3 - зоны дробления и брекчирования, 4 - зоны гидротермально-метасомэтических изменений, 5 - рудные тела с содержанием золота свыше 3 г/т (1) и 1-3 г/т (2), 6 -разведочные канавы, 7 - скважины, их номера и номера буровых профилей, 8 - параметры золотоносных сечений: числитель - истинная мощность в м, знаменатель — содержания золота в г/т карбонатных, карбонатно-кремнистых и зеленокаменных пород. В подчиненных количествах встречаются прослои метапесчаников. Фациальный состав пачки сильно изменяется как в вертикальном разрезе, так и по простиранию пород. Вверх по разрезу количество и мощность прослоев углеродистых сланцев уменьшается, в результате чего преобладающими становятся метакремнистые сланцы. На восточном участке рудного поля в составе средней пачки более распространены различные кремнистые образования и карбонатные породы (серицит-кварцевые сланцы и кварциты, мраморизованные известняки и кремнисто-карбонатные породы). В кварцитах и известняках часто отмечаются повышенные количества черного углеродистого вещества. Общая мощность средней пачки 350-400 м. Верхняя пачка (PZsg2), перекрывающая оруденение, слагает крылья валообразной структуры. Она представлена монотонными филлитовидными сланцами, которые отличаются от всех остальных своим зеленовато-серебристым цветом. В этих породах редко отмечаются маломощные прослои черных углеродистых филлитовидных сланцев, переходы к которым от зеленовато-серебристых сланцев происходят постепенно за счет изменения окраски, обусловленной примесью углеродистого вещества. Кроме того, отмечаются прослои светло-серых метапесчаников и маломощные линзовидные тела зеленокаменных пород. Мощность пачки более 400 м. По степени метаморфизма все породы, слагающие рудное поле месторождения относятся к стильпномелановой зоне (зона И) зеленосланцевой фации. Для них характерна вторичная метаморфическая сланцеватость и наличие мусковита и стильпномелана в ассоциации метаморфических минералов. Иногда отмечается гранат. Интрузивные породы в пределах изучаемого рудного поля отмечаются в виде палеозойских (?) гранитов и мезозойских даек. Первые представлены сравнительно небольшими телами рассланцованных микроклинизированных гранитов. Контакты их с вмещающими породами обычно резкие, тектонически нарушенные. Лишь в одном месте (канава 618) описан интрузивный контакт. Гранитоидные тела залегают в крыльях валообразной структуры на севере и юге рудного узла. Они рапространены обычно в пределах средней рудовмещающей пачки пород златоустовской свиты, дислоцированны вместе с ними и экранируются филлитовидными сланцами
Структурная позиция рудных полей и месторождений
Узлами сосредоточения рудных и россыпных месторождений и проявлений золота являются куполовидные структуры первого порядка (Эйриш, 1968; Моисеенко, Эйриш, 1996; Эйриш, 2002). Эти структуры сильно различаются по размерам и степени эродированности. В пределах Селемджинского золотоносного района выделяются следующие куполовидные структуры и связанные с ними золоторудные месторождения (с запада на восток): Маломырская куполообразная структура, вмещающая одноименное месторождение; Лукачекская брахиантиклиналь, к которой приурочено Ворошиловское месторождение; Челогорская антиклиналь, вмещающая Токурское и Иннокентьевское месторождения; Сагурская куполовидная антиклиналь с одноименным месторождением; Неэргенская куполовидная структура, к которой приурочено Унгличиканское месторождение; Эльгоканский купол, в пределах которого располагается Харгинское рудное поле; Афанасьевский купол, где выявлены одноименное золоторудное и Ленинское золото-сурьмяное месторождения (см. рис. 1.2). Ниманский золотоносный район полностью располагается в пределах одной, самой крупной из всех перечисленных, Правобуреинской куполовидной структуры. Коренные месторождения и проявления золота сконцентрированы в ее северо-западной части, выделяемой как Софийское рудное поле. В пределах Кербинского района выделяются Сивакский и Гонгренский купола (см. рис. 1.2).
Перечисленные куполовидные структуры эродированы неодинаково, в соответствии с неоднородно-блоковым в неотектоническом отношении строением региона. Наиболее глубоко эродирован Правобуреинский купол, расположенный в близмеридионально ориентированной зоне неотектонических поднятий. В ядерной части этого купола вскрываются наиболее метаморфизованные образования региона. В направлении на северо-запад и юго-восток от этого купола интенсивность неотектонического поднятия снижается, соответственно снижается и степень эродированности куполов. Согласно исследованию И.С.Неменмана (1981) в ядрах относительно глубоко эродированных куполов (Правобуреинский, Афанасьевский) пласты пород залегают субгоризонтально, на крыльях они полого наклонены, образуя простой свод. Слоистость и кристаллизационная сланцеватость совпадают. Характерно наличие мелких лежачих изоклинальных складок, в том числе птигматитообразных, представляющих собой результат внутрипластового пластического течения материала пород. Осевые поверхности этих складок параллельны слоистости и сегрегационной полосчатости. Крупные лежачие изоклинали не отмечаются. При переходе к менее эродированным куполам (Эльгоканский, Неэргенский) характер складчатости в их ядерных частях постепенно изменяется, складки становятся более крупными и крутыми, вплоть до вертикальных в наименее эродированных структурах (Челогорская куполовидная антиклиналь). Одновременно уменьшается степень метаморфизма пород в их ядерных частях. Этот переход одних видов куполов в другие, куполовидных структур в линейные складки, постепенная смена лежачих складок крутыми, происходящий на фоне уменьшения степени метаморфизма пород, представляет собой вертикальную структурно-метаморфическую зональность в понимании К.Вегмана, Ю.В.Миллера и других геологов (Неменман, 1981).
Вертикальный интервал перехода от сводово-купольных структур в линейные складки оценивается приблизительно в 2-4 км. В каждом конкретном случае его величина зависит от линейных размеров купола в плане. Как установлено (Неменман, 1981), ядра куполов на заключительном этапе формирования складчатости общего смятия играли роль жестких блоков-упоров.
Формирование этой структурно-метаморфической зональности произошло в итоге пространственного сочетания структур двух последовательных стадий деформационного цикла. На первой стадии породы были вовлечены преимущественно в процесс горизонтального течения (пологая сланцеватость и лежачие изоклинали), а на второй - в процесс вертикального течения (крутая сланцеватость, прямые линейные складки). Этот ряд структурно-метаморфических преобразований углеродистых толщ региона отвечает понятию «полного деформационного цикла», предложенному Ю.В.Миллером (1973). Окончательное формирование его произошло на этане складчатости общего сжатия. На это, в частности, указывает характер ориентировки осевых поверхностей складок на крыльях куполов (явно выраженная опрокинутость в сторону ядер куполов) и наличие близвертикальных складок в ядерных частях куполов на самых верхних их эрозионных срезах. Данное обстоятельство свидетельствует, кроме того, и о природе куполов. Их очевидно, в данном случае следует рассматривать как результат раннего этапа процесса «всплывания» гранитизированного субстрата фундамента, «приподнимающего» при этом отложения палеозойского геосинклинального прогиба. Весьма существенную роль в формировании структуры куполов сыграла более поздняя складчатость общего смятия, которая осложнила простые до этого своды куполов и тем самым завершила формирование структурно-метаморфической зональности.
Как показывает анализ рудных полей (см. гл. 4), условия залегания рудных тел кварцево-жильного и сульфидно-вкрапленного типа находятся в зависимости от рассмотренной структурно-метаморфической зональности и меняется соответствующим образом. Так, в наиболее эродированных куполах рудные тела имеют сложную морфологию, часто секущее положение относительно сланцеватости метаморфических пород, и располагаются в поздних трещинах. Близсогласные рудные тела отмечаются, но имеют подчиненное значение. С уменьшением степени эродированности куполов существенно возрастает роль послойных и межпластовых рудных тел. В некоторых случаях рудные тела испытали пликативные деформации вместе с вмещающими породами, и во всех случаях они пересекаются многочисленными пострудными разломами различных направлений, в т. ч. и продольными. Все вышеизложенное свидетельствует о том, что кварцевые жилы и залежи сульфидно-вкрапленной минерализации испытали , деформации вместе с вмещающими их породами в соответствии с закономерностями формирования структурно-метаморфической зональности. При этом происходила ремобилизация рудообразующих компонентов и повторная минерализация жил и сульфидно-вкрапленных залежей с одной стороны, с другой стороны произошло формирование нового оруденения в разломах и полостях отслоения, связанных с мезозойской тектоно-магматической активизацией.
