Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА I. Золотометалльные рудно-магматические системы как объекты металлогенических и геохимических исследований .
1.1 Рудно-магматическая система: термин и его определение, принципы выделения разноранговых РМС 23
1.2.Выбор модельного объекта 27
1.3 Геохимические аспекты исследования РМС 30
1.3.1. Геохимические типы и потенциальная рудоносность магматических пород 31
1.3.2. Петролого-геохимические аспекты выделения и анализа развития золотометалльных рудно-магматических систем . 37
1.3.3. Термобарогеохимические и криометрические исследования флюидного режима рудномагматических систем 42
1.3.4. Анализ геохимических полей золотометалльных РМС 44
ГЛАВА II. Положение золоторудной минерализации и мезозойского магматизма в структуре забайкальской части Монголо- Охотского складчатого пояса 50
2.1. Основные черты геодинамики западной части Монголо-Охотского складчатого пояса 52
2.2. Пространственная связь рудных проявлений золота с тектоническими структурами 59
2.3. Средне- и позднемезозойский магматизм забайкальской части Монголо-Охотского складчатого пояса 72
ГЛАВА III. Модельные золотометалльные рудно-магматические системы забайкальской части Монголо-Охотского складчатого пояса 93
3.1. Дарасунская рудно-магматическая система 93
3.1.1. Структурное положение и основные черты геологического строения 94
3.1.2. Петролого-геохимическая характеристика магматических пород 101
3.1.2.1. Магматические комплексы вмещающей среды 101
3.1.2.2. Комплекс магматических пород рудного этапа 105
3.1.3. Стадийность развития рудного процесса, вещественный состав, геохимическая характеристика минеральных ассоциаций руд и гидротермально измененных пород 115
3.1.3.1. Предрудный этап 116
3.1.3.2. Ранний рудный этап 122
3.1.3.3. Продуктивный этап 132
3.1.3.4. Пострудный этап 134
3.1.4. Флюидный режим Дарасунской рудно-магматической системы 138
3.2. Карийская рудно-магматическая система 152
3.2.1. Структурное положение и основные черты геологического строения 152
3.2.2. Петролого-геохимическая характеристика магматических пород 159
3.2.3. Стадийность развития рудного процесса, вещественный состав и геохимическая характеристика минеральных ассоциаций руд и гидротермально измененных пород 170
3.2.4. Флюидный режим Карийской РМС 198
3.3. Ушумунский тип золотого оруденения 211
3.3.1.Ушумунское месторождение 211
3.3.2. Средне-Голготайское месторождение 214
3.4. Любавинская рудно-магматическая система 221
3.4.1. Структурное положение и основные черты геологического строения 225
3.4.2. Петролого-геохимическая характеристика магматических пород. 233
3.4.3. Стадийность развития рудного процесса, вещественный состав и геохимическая характеристика минеральных ассоциаций руд и гидротермально измененных пород 248
3.5. Широкинская рудно-магматическая система 267
3.5.1. Структурное положение и основные черты геологического строения 267
3.5.2. Петролого-геохимическая характеристика магматических пород 274
3.5.3. Стадийность развития рудного процесса, вещественный состав и геохимическая характеристика минеральных ассоциаций руд и гидротермально измененных пород 287
3.5.4. Флюидный режим Широкинской рудно-магматической системы 298
3.6. Балейская рудно-магматическая система 305
3.6.1. Структурное положение и основные черты геологического строения 306
3.6.2. Стадийность развития рудного процесса, вещественный состав и геохимическая характеристика минеральных ассоциаций руд и 319 гидротермально измененных пород
3.6.3. Флюидный режим Балейской рудно-магматической системы. 334
ГЛАВА IV. Состав и строение геохимических полей золотометал- льных рудных систем забайкальской части Монголо- Охотского складчатого пояса 343
4.1. Дарасунская рудно-магматическая система 349
4.2. Карийская рудно-магматическая система 364
4.3. Геохимические поля золотого оруденения ушумунского типа 381
4.4. Любавинская рудно-магматическая система ' 387
4.5. Широкинская рудно-магматическая система 402
4.6. Балейская рудно-магматическая система 423
4.6.1. Геохимические поля концентрирования Балейского рудного поля 425
4.6.2. Геохимические поля месторождений и рудоносных зон 435
4.6.3. Зональность геохимических полей и рудных зон 448
ГЛАВА V. Структурная и вещественная организация золотометал- льных рудно-магматических систем забайкальской части Монголо- Охотского складчатого пояса 454
5.1. Типы золоторудных месторождений и их основные особенности 454
5.2. Природа геохимических полей золоторудных систем забайкальской части Монголо-Охотского складчатого пояса 476
5.2.1. Зависимость состава и строения ГХП от вещественного состава вмещающих пород, метасоматитов, руд и морфологических особенностей рудных тел 477
5.2.2. Общие закономерности состава и строения геохимических полей золоторудных месторождений 483
5.2.3. Зональность геохимических полей золоторудных месторождений 486
5.3. Геолого-промышленные типы месторождений и промышленные типы руд 491
5.3.1. Геолого-промышленные типы золоторудных месторождений 491
5.3.2. Промышленные типы руд 495
5.4. Геолого-генетические модели золотоносных РМС забайкальской части Монголо-Охотского складчатого пояса 497
5.5. Историко-генетические особенности формирования золотометал- льных РМС очагово-купольного и очагово-депрессионного типов 519
5.6. Поисковые признаки и критерии оценки золотометалльных рудно-магматических систем забайкальской части Монголо- Охотского складчатого пояса 527
Заключение 534
Литература 539
- Геохимические аспекты исследования РМС
- Пространственная связь рудных проявлений золота с тектоническими структурами
- Карийская рудно-магматическая система
- Карийская рудно-магматическая система
Введение к работе
Забайкалье, одна из старейших горнорудных провинций, вот уже более 300 лет остается крупнейшим источником важнейших видов минерального сырья России. Здесь получили широкое распространение золоторудные, оловорудные, вольфрамовые, молибденовые, свинцово-цинковые, редкометалльные и флюоритовые месторождения. На этой территории впервые в России добыты такие цветные, редкие и благородные металлы, как молибден, вольфрам, олово, золото, серебро, висмут.
Геологическое изучение месторождений этих металлов было начато давно, однако
вопросы металлогенического районирования Забайкалья, закономерностей размеще
ния выявленных здесь эндогенных месторождений стали обсуждаться лишь с сере
дины 30-х годов, когда в пределах этой территории С.С. Смирновым (1936) были
выделены три рудных пояса: золото-молибденовый, оловянно-вольфрамовый и по
лиметаллический. При этом в своих работах С.С. Смирнов отмечал, что в каждом из
выделенных рудных поясов могут быть обнаружены месторождения или проявления
других полезных ископаемых, но открытие месторождений, по минеральному соста
ву аналогичных специализированно выделенным поясам, наиболее вероятно.
Металлогеническое районирование Забайкалья в дальнейшем было продолжено Ю.А. Билибиным (1953), В.Н. Козеренко (1956, 1960), Г.Л. Падалкой
(1958,1964), B.C. Кормилицыным (1959), А.Д. Щегловым (1959), Д.И. Горжевским,
| Н.А. Фогельман, Е.А. Алекторовой (1968), И.Н. Томсоном (1988) и другими иссле-
!
дователями. В.Н. Козеренко, например, считал, что рудные пояса, выделенные С.С.
ф Смирновым, приурочены к определенным структурно-фациальным зонам, которые
формировались в условиях разного тектонического режима, обусловившего различный характер магматических пород каждой зоны и их металлогеническую специализацию. Другие исследователи (Радкевич, 1956; Вольфсон, Кузнецов, 1959; Горжев-ский, Лазько, 1961; Томсон и др.,1962; Фогельман, 1962,19656; Вольфсон, 1963; Том-сон, 1964; Очиров, 1989) основную роль в формировании и пространственном размещении эндогенных месторождений Забайкалья отводили глубинным разломам.
Именно глубинные разломы, как они полагали, играли роль структурных швов, ог
раничивающих структурно-формационные зоны, и с оперяющими их разрывными
нарушениями контролировали размещение эндогенных месторождений. К числу таких крупнейших структурных швов, отделивших Монголо-Охотский складчатый пояс от докембрийских складчатых сооружений, примыкающих к нему с северо-запада, был отнесен Монголо-Охотский глубинный разлом (Горжевский, Лазько, 1961), который, как показали дальнейшие исследования, оказал существенное влияние на особенности геологического развития и металлогению Забайкалья в целом.
Не менее важное рудоконтролирующее значение отводилось и поперечным глубинным разломам, так называемым скрытым разломам фундамента, пересекающим различные структурно-формационные зоны (Радкевич, 1956; Томсон и др., 1962; Фогельман, 19656; Томсон, Фаворская, 1973; Семинский и др., 1987; Томсон, 1988). Большая часть известных рудных узлов и районов Забайкалья, как считали эти авторы, находится на пересечениях этих глубинных зон.
В последующие годы металлогеническое районирование Забайкалья уже базируется на концепции тектономагматической активизации. Представление об областях тектономагматической активизации, классическим примером которых считалось Забайкалье, имеет свою предысторию (Металлогенический анализ..., 1972, 1977). В.А. Обручев (1938) впервые на примере горного пояса Центральной Азии выдвинул идею о возрожденных горах, которые образовались не на месте молодых геосинклиналей, а на консолидированных складчатых сооружениях. Е.Ф. Мирчинк (1940) «возрожденные горные пояса» предлагал рассматривать как самостоятельный тип структур земной коры, равнозначный платформам и геосинклиналям. Е.В. Павловский (1948) с этими процессами связывал особый тип тектонических движений, выражающийся в образовании сводовых поднятий и возобновлении интенсивной магматической деятельности в пределах консолидированной области. М.С. Нагибина (1963) считала, что геосинклинальные условия в мезозойское время в Забайкалье отсутствовали. Возникновение здесь наложенных впадин она связывала с глубинными процессами ревивации (оживления) консолидированной палеозойской складчатой области под влиянием активной зоны мезозоид из Тихоокеанского пояса. Д.И. Горжевский и В.Н. Козеренко (1964) подчеркивали, что процессы тектономагматической активизации в равной мере охватывают платформы и области завершенной
складчатости. Они предложили выделить глыбовые зоны в качестве самостоятельного структурного элемента земной коры. В.В. Белоусов (1964) рассматривал процессы активизации в качестве новой послеплатформенной стадии развития земной коры.
Вопросам металлогении на основе концепции тектономагматической активизации Забайкалья посвящено значительное число работ: А.Д. Щеглов (1965, 1966), B.C. Кормилицын (1966), Н.А. Фогельман (1968), Металлогенический анализ...(1872, 1977), В.П. Полохов и др. (1977), И.Н. Томсон (1988) и др. Совершенно особая роль в металлогении Забайкалья, как это было показано в работах А.Д. Щеглова (1966) и других авторов, отводилась процессам тектономагматической активизации, охватившей в мезозое, по их мнению, консолидированные раннекаледонские и герцинские сооружения. Именно с этими процессами связывали здесь формирование положительных структурных элементов, представленных сводовыми поднятиями, впервые выделенными Е.В. Павловским (1948) и Н.А. Флоренсовым (1948), а также развитие специфической сводово-глыбовой тектоники, контролирующей эндогенные процессы. С процессами активизации связывали также интенсивное проявление на территории Забайкалья интрузивного и эффузивного магматизма, особенности формирования которого в областях сводовых поднятий, или, как их иногда называют, автономных областях активизации, рассмотрены в работах М.Б. Боро-даевской (1958, 1960), Е.М. Лазько (1961), М.С. Нагибиной и В.О. Молчановой (1961), М.С. Нагибиной (1963), Д.И. Горжевского (1964, 1965), Т.В. Молчановой (1964), Ю.П. Миронова (1966), И.Н. Томсона и М.А. Фаворской (1973), И.Н. Томсо-на (1988) и других исследователей. С периодом тектономагматической активизации эти авторы связывали и образование большей части эндогенных месторождений региона самого разного минерального состава. Они следовали, в основном, господствовавшей еще в то время в нашей стране геосинклинальной концепции.
В 60-х годах учение о геосинклиналях, трактовавшее эволюцию Земли с позиции фиксизма - концепции стабильности положения континентов, начало уступать ведущую роль концепции неомобилизма, наиболее совершенным вариантом которой стала тектоника литосферных плит. Впервые мобилистские геотектонические идеи, революционные для того времени, были высказаны выдающимся немец-
ким естествоиспытателем Альфредом Вегенером (1925, 1984) в начале века. Эти идеи — о возможности относительных горизонтальных перемещений континентов -произвели сенсацию в научном мире, вызвали бурные споры среди геологов, привели к расколу геологической общественности на два антагонистических лагеря! После трагической гибели А. Вегенера в 1930 году во время последней Гренландской экспедиции его мобилистская концепция, казалось бы, навсегда была категорически отвергнута подавляющим большинством геологов, оставшихся на позиции фиксизма. Однако в 70-е годы ушедшего столетия, в ходе широко развивающихся исследований ложа океанов, вновь возродились идеи мобилизма, которые получили блестящее фактическое подтверждение и дальнейшее развитие (Ле Пишон и др., 1977; Хаин, 1971-1985, 1984, 1986; Кокс, Харт, 1989; Зоненшайн и др., 1990; Зоненшайн, Кузьмин, 1993; Хаин, Ломизе, 1995 и др.).
На современном этапе развития геологической науки ведущей парадигмой является учение, именуемое новой глобальной тектоникой, на базе которой автор работы рассматривает распределение эндогенной золотой минерализации и металло-геническое районирование Забайкалья. В качестве модельного объекта выбран Монголо-Охотский складчатый пояс.
Впервые Монголо-Охотский пояс выделен А.Е. Ферсманом (1926) как геохимическая зона со специфической минерализацией, позднее М.С. Нагибина (1963) классифицировала этот пояс как область среднепалеозойско-раннемезозойских складчатьгх морских отложений, среднепалеозойско-раннемезозойского и позднеме-зозойского магматизма. Как предполагалось, пояс возник в результате завершения развития средне-позднепалеозойской геосинклинали с ее последующей мезозойской «тектономагматической реактивацией» (Нагибина, 1963; Комаров, 1972; Яншин, 1974). Сущность последнего тектономагматического режима, с магматизмом которого связывались эндогенные месторождения разного минерального состава, в том числе и золота (Щеглов, 1968; Комаров, 1972), в современных терминах примерно соответствует проявлению мантийного горячего пятна в континентальных условиях (Коваленко, Кузьмин, Ярмолюк, 1990).
Однако в настоящее время нет единого взгляда на кинематическую модель формирования Монголо-Охотского пояса. Одни исследователи считают, что основные тектонические структуры пояса сформировались в результате коллизии Сибирского континента с Хингано-Буреинским массивом (Парфенов, 1984), причем предполагается, что сутурирование этих континентальных блоков происходило по типу «закрытия ножниц» с запада на восток с ранней перми до поздней юры (Кузьмин и др., 1979; Зоненшайн и др., 1990; Кузьмин, Кравчинский, 1996). Другие исследователи полагают, что тектонический облик западной части Монголо-Охотского пояса в значительной мере определяется не коллизионным, а аккреционно-субдукционным орогенезом, который преобладал в Центральной Азии с позднего протерозоя (венда) до раннего мезозоя (Sengor, Natal'in, 1996; Парфенов и др., 1999). По мнению Л.М. Парфенова с соавторами закрытие западного и центрального секторов Монголо-Охотского океана произошло не позднее раннего триаса.
В конце 90-х годов XX века в результате работ по составлению четырех российско-монгольских трансектов по проекту «Global Geosciences Transects» в рамках международной программы «Литосфера» Ю.А. Зорину с соавторами удалось существенно пополнить сведения о строении западной части Монголо-Охотского складчатого пояса (Zorin et. al., 1993, 1995, Зорин и др., 1994, 19986), что в совокупности с палеомагнитными данными (Zhao et al., 1990; Enkin et al., 1992; Кузьмин, Кравчинский, 1996) позволило более детально охарактеризовать геодинамику этой части пояса. В частности, выделены основные доколлизионные террейны, установлены их границы, уточнено время коллизии Сибирского и Монголо-Китайского (Амурского микроконтинента, по Л.П. Зоненшайну и др., 1990) континентов в Забайкальском сегменте пояса, выделены серии пород и тектонические структуры коллизионной и постколлизионной (рифтогенной) стадий его развития, дана новая интерпретация положения западного сегмента основной ветви Монголо-Охотской сутуры, по которой Сибирский континент сочленился с Монголо-Китайским, и его сопряженной Ононской ветви. Наряду с исследованиями по программе «Литосфера», детальный анализ истории геодинамического развития Монголо-Забайкальского региона, начиная от протерозоя и до позднего мезозоя, выполнен И.В. Гордиенко и М.И.
Кузьминым (1999). Все это дало возможность диссертанту рассмотреть металлогению золота Забайкалья на основе новой плейттектонической концепции.
Золотые месторождения в Забайкалье известны с середины XIX века. В настоящее время Читинская область с ее крупной ресурсной базой и отлаженной инфраструктурой горнодобывающей промышленности является одним из ведущих регионов России по рудной и россыпной золотодобыче. Несмотря на длительную эксплуатацию коренных месторождений, запасы рудного золота в недрах Забайкалья еще далеко не исчерпаны и к 1995 году составляли около 10% от общего золоторудного потенциала России (Беневольский, 1995).
Переход на новые экономические условия хозяйствования, в связи с распадом СССР, привел к глубочайшему кризису всю горнодобывающую, в том числе и золоторудную, промышленность Сибири. В результате степень освоения месторождений коренного золота в области стала резко снижаться. Это привело к тому, что основным источником (80-85%) добычи золота в области, как и в других регионах Сибири, стали россыпные месторождения. Однако известная ограниченность ресурсной базы россыпного золота, истощаемая интенсивной добычей, особенно в последние годы, заставляет вновь вернуться к решению вопроса отработки месторождений коренного золота.
Актуальность работы. Среди множества проблем, которые изучает геологическая наука, одна из наиболее важных - проблема зарождения и формирования природных (геологических) систем, продуктами эволюции которых являются месторождения полезных ископаемых. В результате исследований в рамках этой проблемы установлено, что процесс эндогенного рудообразования и накопления рудного вещества - весьма сложный и длительный, который может охватывать иногда даже несколько геологических эпох. Известно, что золоторудная минерализация Забайкалья формировалась на протяжении значительного интервала геологического времени - от раннего палеозоя до позднего мезозоя. Однако основная масса золотометалль-ных систем, в том числе и с промышленными концентрациями золота, сформировалась в средне-позднеюрское-раннемеловое время. Этим природным системам, пространственное положение и условия образования которых рассмотрены с позиции
глобальной тектоники, и посвящена настоящая работа. Мезозойский этап развития Забайкалья проходил в обстановках средне-позднеюрской коллизии и раннемелово-го рифтогенеза. Сравнительный анализ закономерностей функционирования золоторудных систем в этих геодинамических обстановках имеет принципиальное значение для разработки приемов и методов построения геохимических, генетических и на их основе поисковых моделей применительно к крупнейшему золотопромышленному региону - Забайкалью, что и определяет актуальность предлагаемой работы.
Цель и задачи исследований. Цель работы - провести типизацию с построением геолого-генетических и геохимических моделей золотометалльных рудно-магматических систем (РМС) забайкальской части Монголо-Охотского складчатого пояса, сформированных в обстановках коллизии и рифтогенеза соответственно в средне-позднеюрское и раннемеловое время.
Цель исследований определила круг решаемых задач: 1. Выявление структур, контролирующих размещение коллизионного и рифтогеннОго магматизма, а также связанных с ним месторождений и рудопроявлений золота; 2. Определение геохимической специфики магматизма и оруденения золотометалльных РМС Монголо-Охотского складчатого пояса, выяснение причин избирательного концентрирования золота и его элементов-спутников в системах с разным магматизмом, установление степени влияния вмещающих пород и структурной обстановки на поступление золота и его элементов-спутников в систему; 3. Анализ минерального и геохимического состава руд и гидротермально измененных пород, стадийности процесса рудоотло-жения эталонных РМС; 4. Изучение физико-химических условий процесса рудооб-разования различных по формационным признакам РМС на основе исследования флюидных включений; 5. Выяснение природы геохимических полей (ГХП) разных иерархических уровней, типизация эндогенных геохимических полей с учетом всех разновидностей геологических образований, включая вмещающие породы, рудоге-нерирующие и рудопродуцирующие интрузии, площадные и околорудные метасо-матиты, рудные и пострудные образования; 6. Анализ структурной и вещественной организации эталонных золотометалльных рудно-магматических систем (историко-генетический аспект).
Основные защищаемые положения.
1. Золотометалльные рудообразующие системы забайкальской части Монго
ло-Охотского складчатого пояса сформировались, в основном, в два этапа — средне-
позднеюрский коллизионный и раннемеловой рифтогенный. Основная часть место
рождений, в том числе и рифтогенных, тяготеет к Монголо-Охотской сутуре - зоне
сочленения Сибирского и Монголо-Китайского континентов. Преимущественное
тяготение рудных проявлений, месторождений и аномалий золота к Монголо-
Охотской сутуре связано с ее повышенной проницаемостью как для магматических
расплавов, так и для золотоносных флюидов.
2. Ареал распространения золотого оруденения мезозойского возраста полно
стью совпадает с областью развития коллизионного и рифтогенного магматизма.
Пространственно месторождения и рудопроявления золота связаны с малыми интру
зиями. Рудогенерирующими являются латитовая и высококалиевая известково-
щелочная магмы.
Каждый отдельно взятый золоторудный узел представляет собой локальную рудно-магматическую систему (РМС), имеющую общий источник рудного вещества и объединяющую ряд разных по масштабам месторождений и рудопроявле-ний. Золотометалльные РМС характеризуются многоэтапным, полистадийным развитием и контролируются очагово-купольными и очагово-депрессионными структурами разных порядков. Рудная продуктивность РМС реализуется в виде генетических рядов рудных формаций.
В результате проведенной диссертантом систематики установлено, что по составу минеральных ассоциаций и характеру физико-химических условий образования продуктивных стадий минерализации золоторудные месторождения коллизионного этапа подразделяются на малосульфидные, умеренно-сульфидные и существенно-сульфидные мезотермальные умеренных глубин; месторождения рифтогенного этапа относятся к малосульфидному эпитермальному типу. Каждый из выделенных типов месторождений представляет собой естественное сообщество минеральных ассоциаций, близких по возрасту, объединенных общностью рудоконтро-лирующих структур и сформированных в строго определенной последовательности,
обусловленной направленным изменением физико-химических условий рудообра-зования при постепенном понижении температуры.
5. Золотометалльные РМС сопровождаются полигенными геохимическими полями (ГХП) разных масштабов проявления и уровней концентрирования (ГПК), сформировавшимися в процессе магматической, постмагматической и гидротермальной деятельности. Выделяются два типа ГХП - площадные и локальные. Первые из них связаны с дорудным этапом становления рудно-магматической системы, вторые - сформированы на разных стадиях предрудного, рудного и пострудного этапов развития системы. Геохимические поля рудоносных объектов характеризуются определенными рядами минералого-геохимической зональности, отражающей последовательность их формирования как сложных самоорганизующихся систем и в совокупности со структурно-геологическими, минералогическими и физико-химическими параметрами являются надежными критериями в решении задач прогноза и поисков месторождений полезных ископаемых.
Фактический материал и методы исследований. В основу работы положены результаты многолетних исследований автора и его коллег по Институту геохимии СО РАН на золоторудных объектах Забайкалья. Эти исследования, проводившиеся по планам НИР Института, в т.ч. по темам программы «Сибирь» СО РАН, поддерживались РФФИ и на договорной основе производственными организациями: ПГО «Читагеология», Трестом «Забайкалцветметразведка», АО «Труд» и старательскими артелями Забайкалья.
Успешное проведение геохимических исследований во многом предопределяется правильностью выбранных методик опробования и обработки полученной информации. Их общие приемы изложены в различных методических пособиях и освещены в многочисленных работах (Янишевский, 1963; Аристов, 1964; Инструкция..., 1965, 1983; Эндогенные ореолы..., 1966; Сафронов, 1967; Григорян, Янишевский, 1968; Беус, Григорян, 1973; Квятковский, 1977; Методическое руководство..., 1977; Таусон, 1983; Таусон и др., 1987; Справочник..., 1990 и др.). Вместе с тем, в зависимости от геолого-структурных особенностей изучаемых рудных объектов и от поставленных задач, методические аспекты геохимических исследований остаются
индивидуальными, что определяет, как полагает диссертант, необходимость их рассмотрения в каждом конкретном случае.
В процессе экспедиционных работ выполнены геохимические съемки масштаба 1:50 000-1:2 000 на площади более 18 900 км2, проведено геохимические опробование выходов коренных пород и горных выработок (шахт, штолен, канав, скважин) более, чем с 28 250 пог. м. В камеральный период сделан весь объем аналитических исследований отобранных 36 000 геохимических проб, начиная от приближенно-количественного спектрального анализа на широкий круг элементов и кончая микрозондовыми исследованиями минералов (виды и объемы аналитических работ см. в табл. 1); проведено описание 2 400 шт. прозрачных и полированных шлифов, радиологическое датирование пород и руд; определены физико-химические параметры рудообразования; проведен петрохимический и геохимический анализ рудогенерирующих и рудопродуцирующих золотое оруденение магматических образований. Большое внимание изучению вещественного состава рудной минерализации. Широко использовались математические методы обработки аналитических данных с использованием ЭВМ (метод многомерных полей, программа «Статистика», кластер-анализ и др.).Выполнен анализ пространственно-временных закономерностей распределения золоторудных месторождений и рудопроявлений мезозойского возраста в пределах забайкальской части Монголо-Охотского складчатого пояса на основе составленной в соавторстве с П.В. Ковалем в 1996 г. геохимической карты масштаба 1:3 000 000 и карты плотности золоторудных проявлений, составленной в ПГО «Читагеолсъемка» под руководством И.Г. Рутштейна.
Научная новизна. Впервые рассмотрена металлогения золота Забайкалья на основе концепции тектоники плит. Установлена пространственная, временная и генетическая связь магматизма и золотого оруденения средне-позднеюрского и ранне-мелового возраста соответственно с коллизионным и рифтогенным процессами, а также контроль этих образований Монголо-Охотской сутурой, по которой произошло сочленение Сибирского и Монголо-Китайского континентов. Выявлены структурные, минералогические, петрохимические, геохимические и физико-химические особенности развития типовых золоторудно-магматических систем; на основе мно-
Таблица 1
Виды и объемы аналитических работ
Выполнено в контрольно-арбитражной лаборатории ИРГИРЕДМЕТа.
гоплановых геохимических исследований определены природа геохимических полей разных уровней концентрирования и их зависимости от геолого-структурных особенностей месторождений, состава и параметров рудных тел, состава вмещающих и гидротермально измененных пород; проведена типизация золоторудных месторождений с учетом типа РМС, формационной принадлежности, состава и минералого-технологических типов руд, глубины и температуры их образования; построены геохимические и геолого-генетические модели этих систем; выделены геолого-промышленные типы месторождений и промышленные типы руд.
Практическое значение. Разработанная методология и результаты регионального анализа пространственного положения золоторудных объектов и источников рудного вещества с позиции глобальной тектоники позволяют совершенно по-новому подойти к стратегии поисков и методам оценки рудных месторождений золота не только в Забайкалье, но и в других аналогичных геодинамических обстановках как на территории России, так и за рубежом. Автор полагает, что в ближайшем будущем основой для прогнозных ресурсов минерального сырья будут служить геодинамические карты терреинов, на которых с наибольшей долей достоверности можно оконтурить площади проведения поисковых и оценочных работ на рудную минерализацию, в том числе - золоторудную. Пропагандируется новый подход к прогнозу и оценке эндогенного золотого оруденения, основанный на выявлении кольцевых рудно-магматических систем как крупных золоторудных объектов, представляющих собой целостные геологические образования, включающие ряд месторождений и множество рудопроявлений, отработка которых в общей совокупности обеспечит богатую добычу металла. Индикационными критериями прогноза, поисков и оценки рудоносных площадей в пределах РМС являются: выделенные автором типы золоторудных месторождений, установленные геолого-структурные особенности локализации рудных проявлений, развитие малых интрузий латитовых и высококалиевых известково-щелочных магм, типоморфные геохимические поля концентрирования рудных элементов, минералого-геохимические ряды зональности, наконец, построенные диссертантом геолого-генетические и геохимические модели золо-тометалльных РМС.
Публикации и апробация работы. По теме диссертации автором опубликовано 43 работы, в числе которых также и статьи в зарубежных изданиях. Главные положения диссертации докладывались на совещаниях и симпозиумах разного ранга: Чтениях памяти академика С.С. Смирнова (Чита, 21-23 сентября 1988 г.); Всесоюзном совещании «Теория и практика геохимических поисков в современных условиях» (Ужгород, 10-12 октября 1988 г.); 16th International Geochemical Exploration Symposium (Beijing, 1-6 September, 1993); IV Объединенном международном симпозиуме по проблемам прикладной геохимии, посвященном памяти академика Л.В. Таусона (Иркутск, 7-19 сентября 1994 г.); Международной конференции «Новые идеи в науках о Земле» (Москва, июнь 1996 г.); Международном симпозиуме «Крупные и уникальные месторождения редких и благородных металлов» (Санкт-Петербург, сентябрь 1996 г.); Международном симпозиуме по прикладной геохимии стран СНГ (Москва, 29-31 октября 1997 г.); П Всесоюзном металлогеническом совещании с участием иностранных специалистов «Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика Северо-Азиатского кратона и орогенных поясов его обрамления» (Иркутск, август 1998 г.); Совещании «Проблемы геологии и освоения минерально-сырьевых ресурсов Восточной Сибири» (Иркутск, 5-8 октября 1998 г.); Научно-практической конференции «Минеральные ресурсы рудного и нерудного сырья Сибири в XXI веке: проблемы освоения и конкурентоспособности» (Новосибирск, 26-29 октября 1999 г.); Первом Сибирском симпозиуме с международным участием «Золото Сибири: геология, геохимия, технология, экономика» (Красноярск, 1-3 декабря 1999 г.); Международной научной конференции «Коллизионная стадия развития складчатых поясов» (Екатеринбург, 1-4 июня 2000 г.); Международной научной конференции «Генезис месторождений золота и методы добычи благородных металлов» (Благовещенск, 28-30 августа 2000 г.); Региональной конференции геологов Сибири, Дальнего Востока и Северо-Востока России (Томск, 18-23 сентября 2000 г.); Международной научно-практической конференции «Поиски и разведка месторождений полезных ископаемых Сибири» (Томск, 25-27 сентября 2000 г.); Научно-практической конференции «Геологическая служба и минерально-сырьевая база России на пороге XXI века», посвященная 300-летию горно-геологической службы
России (Санкт-Петербург, 3-6 октября 2000 г.); V Международной конференции «Новые идеи в науках о Земле» ( Москва, апрель 2001 г.); Научной конференции «Природные ресурсы Забайкалья и проблемы природопользования» (Чита, 10-15 сентября 2001 г.); IV Международном симпозиуме «Геологическая и минерагениче-ская корреляция в сопредельных районах России, Китая и Монголии (Чита, 16-20 октября 2001 г.); Международной конференции «Тектоника и металлогения Центральной и Северо-Восточной Азии (Новосибирск, 16-18 сентября 2002 г.); Всероссийской научной конференции «Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков, посвященной 10-летию РФФИ» (Иркутск, 1-4 октября 2002 г.).
Работа выполнена в Институте геохимии им. А. П. Виноградова СО РАН в лаборатории «Геохимии рудообразования и геохимических методов поисков». Исследования автора по теме диссертации начинались под руководством академика Л.В. Таусона и к.г.-м.н. Б.П. Санина и долгие годы проводились в содружестве с коллегами по институту и специалистами других научно-исследовательских и производственных организаций: В.М. Асосковым, Р.А. Баумштейном, В.Г. Беличенко, А.С. Борисенко, А.Ф. Воросовым, Ю.А. Зориным, СП. Летуновым, А.Г. Мироновым, А.А. Оболенским, СМ. Родионовым, И.Г. Рутштейном, А.Ф. Садковским, Ж.В. Семинским, В.И. Сотниковым, Ю.М. Страгисом, А.И. Ханчуком и др.
Формированию научных взглядов автора способствовали совместная работа и общение с А.И. Альмухамедовым, B.C. Антипиным, Е.И. Воробьевым, В.А. Гнилу-шей, И.В.Гордиенко, В.И. Гребенщиковой, Г.М. Гундобиным, СИ. Дрилем, В.Е. Загорским, Н.А. Китаевым, П.В. Ковалем, В.Д. Козловым, Л.Ф. Кочетковой, Р.Г. Кравцовой, З.И. Куликовой, В.А. Макрыгиной, В.И. Меньшиковым, З.И. Петровой, СГ. Петровской, Л.Л. Петровым, В.В. Поликарпочкиным, В.Ю. Прокофьевым, В.А. Романовым, Н.Б. Саниной, Ю.П. Трошиным, В.Д. Цыханским и многими другими, кого автор не смог назвать в этом списке, но без чьих консультаций, помощи и поддержки, также как и без неоценимого вклада специалистов-аналитиков, написание диссертационной работы было бы невозможным. Всем им автор выражает искреннюю признательность и благодарность.
Особую благодарность автор хотел бы выразить академику РАН М.И. Кузьмину, вед.н.с. Л.Д. Зориной, вед. тех. В.Ф. Ковалевой, Е.М. Граниной, Л.С. Дмитри-енко, которые постоянно оказывали помощь и поддержку в проведении научных исследований, обсуждении полученных результатов, в подготовке и написании этой работы.
Структура и объем работы. Работа состоит из введения, пяти глав и заключения. Глава I посвящена терминологии, методическим приемам и геохимическим аспектам исследования рудно-магматических систем, выбору модельного объекта. Глава II раскрывает особенности распределения золоторудной минерализации и магматизма в забайкальской части Монголо-Охотского складчатого пояса. Здесь в свете новых представлений в краткой форме охарактеризованы основные черты геодинамики западной части Монголо-Охотского складчатого пояса и пространственная связь золотых месторождений с тектоническими структурами. Рассмотрен сред-не-позднемезозойский магматизм, дана общая характеристика мезозойских магматических образований, с большинством из которых автор генетически связывает золотое оруденение. Главы III и IV, составляющие главную часть работы, посвящены (на основе фактического материала автора и других исследователей) особенностям строения, формирования и развития золоторудно-магматических систем разного типа (Дарасунской, Карийской, Ушумунской, Любавинской, Широкинской и Балей-ской). В работе рассматриваются: структурное положение и основные черты геологического строения каждой РМС, петролого-геохимическая характеристика магматических комплексов, стадийность развития рудного процесса, геохимическая характеристика минеральных ассоциаций и гидротермально измененных пород, флюидный режим РМС, состав и строение геохимических полей разных уровней концентрирования. В главе V, представляющей теоретическое обобщение изложенных в предыдущих главах результатов, рассмотрена структурная и вещественная организация золотометалльных рудно-магматических систем забайкальской части Монголо-Охотского складчатого пояса. На основе изложенных принципов составлена схема типизации золоторудных месторождений и их основных геолого-промышленных типов; раскрыта природа геохимических полей золоторудных систем и их зонально-
го строения; построены, с использованием разработанной Л. Н. Овчинниковым (1988) формулы генотипов, геолого-генетические модели золотометалльных РМС очагово-купольного и очагово-депрессионного типов, определены поисковые признаки и предложены геолого-структурные, минералогические и геохимические критерии оценки золотометалльных РМС в обстановках коллизии континентальных плит и рифтогенеза. В заключении в качестве итоговых выводов приведены основные защищаемые положения с дополнительной аргументирующей информацией.
Геохимические аспекты исследования РМС
Рудно-магматические системы, являясь природными сообществами магматических, метасоматических и рудных образований, как и любые другие геологические объекты, могут быть выделены, описаны и систематизированы, опираясь на принципы геохимической типизации этого сообщества, основы которой разработаны и из ложены в работах Л.В. Таусона с соавторами (1987); Л.Д. Зориной (1996); Л.Д. Зориной, A.M. Спиридонова, В.Ю. Прокофьева (1996) и др. В основу геохимического описания РМС положен генетический принцип: общность происхождения природных сообществ (способы и условия образования), общность геологического положения (геодинамическая обстановка), соотношение магматических и рудных образований (вещественный аспект исследований). Основными группами индикационных признаков следует считать: минеральный и геохимический составы природных сообществ, характер соотношений между РМС и объектами металлогенического анализа (металлогенический аспект исследований), сходство рудной продуктивности.
В свете идей Л.В. Таусона (Таусон и др., 1987) геохимическая типизация рудно-магматических систем базируется на трех основных принципах: геохимической типизации магматических пород и установлении их потенциальной рудоносно-сти, петролого-геохимических аспектах выделения и анализа развития РМС, характеристике и выяснении условий формирования геохимических полей. Не менее важное значение в выделении РМС играют физико-химические, геодинамические и тектонические аспекты исследований.
В формировании рудно-магматических систем участвуют кислые, средние и основные породы вулкано-плутонических комплексов разных геохимических типов, но основную рудопродуцирующую роль играют гранитоидные магмы.
Геохимический тип магматических пород определяет матрицу, которая характеризует развитие магматического процесса. Под геохимическим типом пород (по Л. В. Таусону и др., 1987) понимается группа пород, характеризующихся общностью условий и способов образования, что находит отражение в их приуроченности к определенным геодинамическим обстановкам, а также в сходстве химического, редкоэлементного и минерального составов. Осуществляется геохимическая типизация магматических пород посредством анализа кремнекислотности, щелочности, по ведения летучих и редких элементов с использованием редкометалльных индексов, с учетом фактора комплексности и дифференцированности комплексов.
По классификации Л. В. Таусона (Таусон, 1977; Таусон и др., 1987) выделяется несколько геохимических типов гранитоидов. Как видно из табл. 3, по уровням содержания химических элементов (особенно F, Li, Rb, Sr и Ва) гранитоиды существенно отличаются друг от друга. Их соотношения, выраженные в виде редкоме-талльного индекса F[(Li+Rb)/(Sr+Ba)], изменяются в пределах пяти порядков.
Подобное различие в концентрациях Ті, К, Rb, Sr, Ва, Ni, Сг установлено и в базальтоидных образованиях. Это позволило, с использованием редкометалльного индекса K(Ba+Sr)/Ti(Cr+Ni), выделить восемь основных геохимических типов бази-тов (табл. 4). Как и в гранитах, величина редкометалльного индекса в базальтоидных сериях изменяется от 0,1 в океанических толеитовых базальтах до 32 в основных представителях латитовой серии (шошонитах) и 500 — в собственно латитах.
Золото генетически связано преимущественно с теми магмами, в которых в составе летучих значительная роль принадлежит хлору (Таусон, 1977). В первую очередь это касается гранитоидных магм, являющихся производными мантийных базальтоидных выплавок, имеющих достаточно высокий уровень летучих и особенно воды и хлора. Эта особенность в поведении золота была подтверждена и другими исследователями (Гаврикова, 1985р ; Антипин, 1986р и др.). В работе В.С.Антипина (1986р) «Геохимическая эволюция и происхождение известково-щелочных и субщелочных магматических пород» показано, что содержание золота в породах и минералах магматических комплексов ввиду сравнительно равномерного рассеяния его в кристаллических фазах и в базисе, не может быть признаком потенциальной золотоносности магм. Наиболее важным критерием золотоносности магматических пород является обогащенность их летучими компонентами, в данном случае хлором, который является интенсивным экстрактором золота. Наличие значительной доли хлора в шошонит-латитовых магмах может быть позитивным фактором их потенциальной золотоносности. Однако при этом остается не ясным: способна ли потенциально рудоносная интрузия генерировать промышленные концентрации рудного Здесь и далее по тексту буквой «р» обозначены рукописные фондовые работы.
Пространственная связь рудных проявлений золота с тектоническими структурами
В Забайкалье насчитывается около 42 месторождений золота, которые имеют промышленное значение, либо имели таковое в прошлом. По характеру минерализации и температуре образования продуктивных стадий минерализации среди них можно выделить четыре группы месторождений: 1 - существенно-сульфидные (сульфидов 15%) мезотермальные, П - умеренно-сульфидные (сульфидов 5-15%) мезотермальные, Ш - малосульфидные (сульфидов до 5%) мезотермальные, IV - золото-серебряные малосульфидные эпитермальные (Спиридонов и др., 1998, 2001; Кузьмин, Зорина, Спиридонов и др., 1999, 2000; Спиридонов, Зорина, 1997, 1998, 2000, 2001; Zorin, Zorina, Spiridonov, Rutshtein, 2001; Spiridonov et. al., 2001).
Необходимо обратить внимание на использование терминов «мезотермальные» и «эпитермальные» месторождения, впервые предложенные В. Линдгреном в 1913 году (Линдгрен, 1934) для гидротермальных месторождений, образовавшихся при средних (Т 200-300 С) и низких температурах и соответственно на умеренных и малых глубинах. Так как автором диссертации в основу генетических построений и классификационных схем положены особенности развития продуктивных стадий минерализации, условия образования которых соответствуют таковым в классификации Линдгрена, то использование указанных терминов вполне оправданно. Что же касается рудного процесса в целом, включая этап предрудного преобразования вмещающих пород, то, как показали термобарогеохимические и криометрические исследования (о чем будет сказано ниже в соответствующих главах работы на примере модельных золоторудно-магматических систем), диапазон температур и давления при образовании искомых типов месторождений значительно шире. Физико-химические параметры флюидных включений свидетельствуют о том, что мезотер-мальная группа соответствует высоко-среднетемпературным месторождениям умеренных глубин, эпитермальная - средне-низкотемпературным, образованным на небольшой глубине от поверхности.
Существенно-сульфидная группа месторождений золота, представленная кварцево-сульфидными жилами, штоками и зонами рассеянной минерализации, наи более многочисленна (рис. 4) и разнообразна по составу. Жильные минералы представлены кварцем (который доминирует), карбонатами и турмалином. Содержание сульфидов в жилах обычно составляет 20-30 %, иногда достигая 50-65%, причем значительные вариации содержаний (от 10 до 65 %) могут наблюдаться в разных жилах одного и того же месторождения. Среди сульфидов обычны пирит, арсенопи-рит, халькопирит, пирротин. Менее распространены сфалерит и галенит. На отдельных месторождениях развивается антимонит. В рудах присутствуют сульфосоли Си, Bi, Ag, Pb, Sb, As. В жилах и прожилках встречаются сравнительно крупные (первые миллиметры) вкрапления золота, но значительная его часть, связанная с сульфидами, является тонкодисперсной.
Умеренно-сульфидная группа месторождений, представленная кварцевыми жилами различной протяженности, мощности и сложной морфологии, а также зонами дробления с линзами и прожилками жильного кварца, менее распространена. Рудные тела на 80-90% жильной массы сложены кварцем и турмалином при разном их соотношении. Второстепенное значение имеют карбонат, флюорит, серицит. Содержание сульфидов в жилах и зонах дробления составляет 5-15%. Из рудных минералов основное развитие получили пирит, арсенопирит, висмутин, золото, халькопирит; менее распространены - пирротин, молибденит, блеклая руда, марказит, бурно-нит, галенит, сфалерит; присутствуют сульфосоли меди, свинца и антимонит. Максимумы концентрации золота совпадают с кварцевыми жилами и зонами прожилко-вой минерализации. Молибден и свинец устойчивой связи с золотом не имеют и могут рассматриваться лишь как индикаторы зональности оруденения. Золото образует включения в кварце или ассоциации с сульфидами, размеры - первые миллиметры.
Третья (малосульфидная мезотермальная) группа месторождений золота, представленная малосульфидными кварцевыми жилами и штокверками, включает значительно меньшее количество объектов (рис. 4). По набору минералов рудные тела этой группы сходны с жилами и прожилками второй, отличаясь практически полным отсутствием турмалина и низким (до 5%) содержанием сульфидов. Среди сульфидов основное значение имеют пирит, арсенопирит и висмутин. Второстепенное значение имеют шеелит, молибденит, халькопирит, пирротин, галенит, сфале 50 100 1 рит. Встречаются антимонит, касситерит. Золото образует включения в кварце, иногда в срастаниях с сульфидами. Размеры включений - первые миллиметры.
К четвертой (эпитермальной) группе, представленной золото-серебряными малосульфидными кварцевыми жилами и штокверками, относится ограниченное количество месторождений — это Балейское, Тасеевское, Жидка, Олонгринское и несколько мелких рудопроявлений. Однако экономическое значение Балейского и Та-сеевского месторождений велико. С 1929 по 1995 годы здесь добыто более 1000 метрических тонн золота. В отдельные годы эти месторождения давали около 50 % добычи золота Забайкалья. Рудные жилы и прожилки месторождений сложены преимущественно халцедоновидным кварцем с адуляром, глинистыми минералами и карбонатами. Содержание сульфидов составляет обычно 0,5-1,5%, не превышая 5 %. Представлены они пиритом, марказитом, арсенопиритом, минералами серебра, реже халькопиритом. В жилах присутствуют киноварь и флюорит. Золото тонкодисперсное, связанное с кварцем, Au/Ag отношение варьирует от 0,5 до 3,0.
Количество рассмотренных выше золоторудных месторождений, имеющих, либо имевших в прошлом, экономическое значение, в Забайкальском регионе не так велико, чтобы достоверно определить их пространственную приуроченность к основным тектоническим структурам Монголо-Охотского пояса. Для этой цели целесообразно рассмотреть и мелкие рудные проявления золота, которые выявлены при геологических съемках и количество которых превышает 1000. Пространственное распределение золотой минерализации в Забайкалье хорошо иллюстрируется картой плотности рудных проявлений (рис. 4), составленной под руководством И. Г. Рут-штейна (Зорин и др., 1998а; Zorin et. al., 2001).
Методика ее составления сводилась к следующему. В узлах квадратной геометрической сети 10x10 км по картам полезных ископаемых подсчитывалось количество коренных рудопроявлений и месторождений золота, приходящееся на 100 км2 (узел соответствовал центру скользящего окна). Возраст, минералогический тип и количественные характеристики рудопроявлений (содержание золота и запасы) при этом не учитывались. По цифровым значениям, полученным таким способом, проводились
Карийская рудно-магматическая система
Несмотря на длительную историю изучения, многие вопросы геологии Карийского рудного узла до последнего времени остаются дискуссионными. Причиной этого, с одной стороны, является сложность геологического строения площади, а с другой - отсутствие детальных изысканий с построением кондиционных геолого-структурных карт, что в свою очередь несколько затруднило проведение геохимических работ и интерпретацию полученных данных. При решении поставленных задач диссертантом за основу была принята геологическая карта, составленная коллективами тематической партии ПГО «Читагеология» и отряда ИГЕМ под руководством Ю. П. Евсеева (Евсеев и др., 1973р) и В. П. Полохова (Полохов и др., 1977). Для детальных геохимических исследований в пределах рудоносных участков использовалась первичная геологическая документация горных выработок и схематическая геологическая карта рудного поля, составленная по материалам В. Л. Литвинова (1974р) и дополненная в ходе наших работ.
Карийский рудный узел выделяется в пределах Сретенско-Карийского (Усть-Карского) рудного района, который расположен в зоне Монголо-Охотской сутуры, отделяющей область протерозоид Становой зоны от ранних мезозоид Юго-Восточного Забайкалья. В геолого-тектоническом отношении район исследований известен под названием Пришилкинской подвижной зоны (Мисник, Шевчук, 1974, 1975), которая образовалась в результате коллизии Сибирского и Монголо-Китайского континентов при закрытии Монголо-Охотского океана на рубеже ранней и средней юры, что в конечном счете предопределило его геологическую и металло-геническую специфику (Полохов, Евсеев и др., 1977). В это время в Пришилкин-ском фрагменте Монголо-Охотской сутурной зоны формируется Шилкинский свод, который приразломными прогибами разделяется на две асимметричные части, различающиеся магматизмом и металлогенией. К северо-западной половине свода приурочен Усть-Карский рудный район. Важным элементом строения района, кроме секущих зон нарушений северо-западного и субширотного направлений, является оча говая Усть-Карская купольно-кольцевая (купольно-глыбовая по В. П. Полохову и др., 1977) структура, возникшая в результате длительного (средне-позднеюрское время) протекавших здесь процессов коллизии и орогенеза.
Строение Усть-Карской купольно-кольцевой структуры показано на рис.15. Центральная часть структуры представлена жестким приподнятым блоком, сложенным мезозойским Кара-Чачинским массивом гранитоидов амуджикано-сретенского комплекса и частично вмещающими его гнейсированными гранитоидами и кристаллическими сланцами протерозойского возраста. Склоновая часть купола унаследовала систему региональных разноплановых разломов древнего заложения, фрагменты которых активизировались в процессе становления купольной структуры. Они совместно с локальными дуговыми разрывами, заложенными в период формирования Кара-Чачинского массива, выступают в качестве концентрических и радиальных структурных элементов купола. По границе структурно-формационных зон ядро структуры и весь купол делятся на две примерно равные части (северозападную и юго-восточную), отличающиеся по уровню эрозионного среза и особенностям распространения рудных и магматических проявлений, сопряженных с формированием рассматриваемой купольно-кольцевой структуры. Северо-западная структурно-формационная зона осложнена двумя куполовидными структурами второго порядка: Карийской (расположенной в междуречье р. р. Кары и Ивановки) и Пильненской (в междуречье р. р. Осиновки и Лужанки), имеющими в диаметре размеры от 5 до 8 км.
Наиболее мобильной частью Усть-Карской купольной структуры является северо-западная структурно-формационная зона, характеризующаяся наличием кольцевых разломов, наибольшей насыщенностью позднеюрско-раннемеловыми комплексами магматических пород, проявлениями дайковых образований различного состава, щелочными породами и ареалами метасоматоза (Евсеев и др., 1972), максимальным развитием рудной минерализации, вмещая в себя собственно Карийский рудный узел, что в совокупности позволяет рассматривать его как рудно-магматическую систему в рамках обособленного северо-западного сегмента Усть-Карской купольной структуры.
Карийская рудно-магматическая система
Геохимические поля Карийской РМС детально изучались автором диссертации с коллегами (Спиридонов и др., 1979р, 1980р, 1981р, 1983р, 1994; С. Г. Петровская, Спиридонов, Гнилуша, 1984; Таусон, С. Г. Петровская, Спиридонов и др., 1985; Гнилуша, 1987р; Спиридонов, Гнилуша, 1988; Gnilusha, Spiridonov, 1993; Spiridonov, Gnilusha, 1995). Преобладающее развитие в Карийской РМС минерализации золото-сульфидно-кварцевой формации, характеризующейся полистадийным многокомпонентным составом, обусловило сложное строение и многокомпонентный состав геохимических полей концентрирования. Форма и размеры геохимических полей определяются морфологическими особенностями минерализации определенных стадий и их гидротермальными изменениями вмещающих пород. Установлено, что эта формация, представленная несколькими минеральными ассоциациями, соответствующими последовательным стадиям минерализации, характеризуется следующими ти-поморфными элементами с их коэффициентами контрастности: 1 -кварц-турмалин-сульфидная (Вюооо ВІ218 Aui48Ag2o Wg Sn7); 2 - кварц-актинолит-магнетитовая (AU1570 W1390 ВІ945 Мобб Ag59); 3 - сульфидно-кварцевая (ассоциации: кварц-арсенопиритовая - ВІ&24 AS320 Ag 127 А1144 W32 М022 Pbi2j кварц-пирит-халькопиритовая - Вінзі Ag496 AU301 Си 102 Sb33 РЬзо); 4 - полиметаллическая (ассоциация полиметаллическая с реликтами кварц арсенопиритовой) - Ag14io W1285 Au964 Bi867 PD435 As348 Zn77 Cu34 Mo2i Sb9. » Геохимическая связь золота с типоморфными элементами подтверждается корреляционным анализом. Наиболее тесные связи наблюдаются в первой минеральной ассоциации между Au-Bi (коэффициент корреляции т=0,5); во второй - Au-Bi и Au-W (т=0,3-0,4); в третьей - Au-Bi (т=0,4), в четвертой - Au-Bi и Au-As (т=0,35). Кроме того, во всех ассоциациях золото проявляет тенденцию к связи с Ag, Си, Мо, а серебро - с РЬ, Си, Bi. Установлена корреляция и между остальными элементами (Мо-Cu, т=0,4-0,5 в первой; Mo-W, т=0,5 во второй; Mo-W, Mo-As, т=0,45 -в третьей ассоциациях). Для минеральных ассоциаций ранней сульфидно-кварцевой (висмут-теллуридовой) и молибденит-серицит-кварцевой формаций, в виду их весьма ограниченного развития в пределах Карийской рудной системы и последующего наложения на них более поздней минерализации сложной золото-сульфидно-кварцевой формации, выявить геохимический состав и установить определенный набор типо-морфных элементов не представляется возможным. Поэтому в дальнейшем речь будет идти о геохимических полях, отвечающих минерализации сложной золото-сульфидно- кварцевой формации.
Формирование аномальных ГХП было длительным и сложным. Структура их весьма неоднородна. Они состоят из крупных площадных слабоконтрастных полей, в пределах которых располагаются локальные контрастные геохимические поля. Первые характеризуют рудный узел в целом, вторые - отвечают рудным полям, месторождениям, рудным телам. Элементный состав регионального геохимического поля обусловлен составом соответствующей рассеянной минерализации золота и сопутствующих ему Bi, W, Ag, В, Си, Мо и др. элементов. Его морфология определяется структурно-тектоническими факторами. Под влиянием разнонаправленных разломов аномальное поле приобретает веерообразное строение, а контуры слабоконтрастных аномалий отдельных элементов -заливообразный характер.
Поля концентрирования золота на площади Карийского рудного узла характеризуются неоднородной структурой, весьма различными размерами и уровнями концентрирования (рис. 43). Контрастная площадная аномалия золота установлена в центральной части площади. Она расположена на некотором удалении от экзокон-тактовой части Кара-Чачинского массива, в северо-восточном направлении выклинивается в районе месторождения Амурская дайка, в южном — достигает центральной части Дмитриевского месторождения. «Заливы» контура центрального аномального поля Аи вытягиваются вдоль основных рудоносных структур в северо-западном направлении, а в южной части простирание аномалий изменяется до широтного.
Выделяясь на фоне низкоконтрастного поля, аномалии с содержаниями 0,05-0,09 г/т совпадают с рудоносными участками, в пределах которых отмечаются поля повышенного (0,1-0,9 г/т) концентрирования золота и локальные мелкие зоны с мак 1- граница ядра (жесткого внутреннего блока) /а/ Усть-Карской купольно-кольцевой структуры; внешняя граница купола /б/; 2 - контур гранитоидов Кара-Чачинского массива; 3 - рудные жилы; 4-7 - уровни концентрирования золота г/т: 4) 0,01-0,04; 5)0,05-0,09; 6)0,1-0,9; 7) 1. симальными ( 1 г/т) содержаниями. Последние обычно развиваются во взаимосвязи с рудными жилами или с проявлениями прожилково-вкрапленной минерализации.
На остальной территории рудного узла Аи образует узкие полосы с низкими (0,01-0,04 г/т) содержаниями, прослеживающиеся на незначительное (редко более, чем 1 км) расстояние Исключение составляет район Пильненского месторождения, который выделяется относительно контрастной аномалией, размером 1,7x1,5 км.
В целом поле аномального концентрирования золота в пределах рудного узла отчетливо приурочено к север-северо-западной мобильной части купольной структуры. Оно как бы полукольцом огибает ее центральный жесткий блок, роль которого выполняет Кара-Чачи некий массив, что указывает на более ослабленную в тектоническом отношении часть исследуемой территории.
Геохимические поля остальных элементов характеризуются более площадным развитием (рис. 44) и вытягиваются по простиранию тех же разрывных нарушений, что и золото.
Геохимические поля висмута и вольфрама в пределах площади рудного узла по распространению не уступают золоту (рис. 44). Наиболее значительные аномалии этих элементов установлены в его центральной части. Они представляют собой линейно-вытянутые в северо-западном и субширотном направлениях полосы, которые практически везде совмещаются с полями аномальных концентраций золота. На фоне низких содержаний Bi (0,2-0,9)х10"3% и W (0,3-2)х10"3% всего геохимического поля выделяются аномальные зоны с содержаниями: висмута (1-9)х10"3%, вольфрама (3-9)х10"3%. Участки повышенного концентрирования приурочены к местам развития сближенных жил и проявлениям прожилково-вкрапленной минерализации. Локальные зоны максимальных содержаний Bi и W, как и таковые для золота, установлены непосредственно в пределах рудных жил. Значительные и сравнительно контрастные аномалии этих элементов выявлены в районе Пильненского месторождения. Здесь они представлены в виде серии линейно-вытянутых полос шириной от 250-300 до 500 м, прослеживающихся на расстояние: для висмута более - 1 км, для вольфрама - 2,0-2,5 км. Практически все выделенные геохимические поля висмута и вольфрама сопряжены или пространственно совмещены с аномальными
