Содержание к диссертации
Введение
1. Современное состояние металлогении и проблема генезиса крупных месторождений золота 10
2 Методика исследований 13
3 Геохимические основы металлогении золота 15
3.1 Геохимические свойства золота 16
3.2 Поведение золота в природном рудообразовании 21
3.3 Природные парагенные ассоциации золота 26
4. Типизация месторождений золота Дальнего Востока, связь оруденения с магматизмом 30
4.1 Краткая характеристика золотоносности территории 31
4.2 Систематика месторождений золота 32
4.3 Малоглубинные месторождения 35
4.4 Среднеглубинные месторождения 42
4.5 Глубинные месторождения 48
4.6 Связь оруденения с интрузивными массивами 52
4.7 Взаимоотношения оруденения с интрузивными дайками 56
4.8 Метасоматические псевдобрекчии кварца как критерий определения относительного возраста оруденения 63
5. Линеаменты и региональные разломы Дальнего Востока 71
5.1 Меридионально — широтная система разломов как главный структурный каркас территории 74
5.2 Меридиональные линеаменты 78
5.2.1 Желтунак - Якокутский (125-127 в.д.) 79
5.2.2 Учуро-Буреино-Ханкайский (130-132 в.д.) 84
5.2.3 Мая-Тором-Уссурский (135-137 в.д.) 100
5.2.4 Тумнино-Юдомский (138-140 в.д.) 109
5.2.5 Кулу-Индигирский (147-149 в.д.) 116
5.3 Ведущие широтные линеаменты 121
5.4 Ведущие диагональные линеаменты 135
6. Меридиональные золотоносные пояса 141
6.1 Региональные и районные золотоносные пояса 161
6.2 Ареальные золотоносные площади 169
7. Узловые грабено — горстовые структуры — главный фактор формирования крупномасштабного эндогенного оруденения 171
7.1 Клиновидные блоки узловых грабено - горстов, как основные рудовмещающие структуры крупномасштабного оруденения 190
7.2.1 Клиновидные структуры рудных узлов и полей 191
7.2.2 Клиновидные структуры рудных районов 204
7.2.3 Клиновидные структуры рудоносных областей 214
8. Геологические экраны - ведущий фактор формирования богатого золотого оруденения 235
8.1 Геологические барьеры - экраны при магмо-рудообразовании
8.2 Типы барьеров - экранов 239
8.2.1 По масштабу - планетарные, региональные, локальные
8.2.2 По структурно-вещественному составу — стратиграфолитологические, структурно-тектонические, геохимические 241
8.3 Распределение золота в экранированных месторождениях 256
9. Линеаментно — диапировая концепция как основа новой тектономинерагенической парадигмы 265
10. Прогноз новых золотоносных полей, узлов, районов 272
Заключение 279
- Малоглубинные месторождения
- Меридиональные линеаменты
- Клиновидные структуры рудных узлов и полей
- Типы барьеров - экранов
Введение к работе
1 .Актуальность работы. Дальний Восток является одним из важнейших золотоносных регионов России, занимая третье место по добыче и ресурсам россыпного золота, и обладая большими перспективами по ресурсной базе коренных месторождений. Благоприятные географо-экономические условия региона предопределяют его первостепенное значение в будущей экономике России.. В этой связи важнейшее значение приобретают исследования тектонических условий образования месторождений золота и выяснения закономерностей распределения коренного золотого оруденения для научного прогноза перспективных площадей, чему и посвящается данная работа.
2.Целъ работы — установить тектонические условия формирования и распределения в пространстве разноранговых золотоносных площадей Дальнего Востока - рудных узлов, районов рудоносных областей, а также крупных и сверхкрупных месторождений золота. Основные задачи исследований:
- выяснение геолого-структурных условий концентрирования золота в гидротермальных месторождениях;
определение основных структурно-тектонических факторов формирования рудоносных областей, золотоносных районов, узлов, месторождений,
- выявление региональных закономерностей распределения золотого оруденения;
- прогнозирование перспективных площадей и новых типов золотого оруденения на основе установленных закономерностей тектоно-рудогенеза.
3. Фактический материал и методика исследований. В основу диссертации положены исследования автора, проводившиеся на Дальнем Востоке в течение 30 лет при геолого-поисковых работах на золото и олово, в процессе геологоразведочных работ на ряде месторождений и подготовки материалов подсчета запасов для ГКЗ СССР; в ходе тематических исследований геолого-структурных особенностей месторождений, металлогенического анализа рудоносных площадей с оценкой их ресурсов, в том числе при проведении НИР в Институте Комплексного Анализа Региональных Проблем (г.Биробиджан) в 1994-96 гг., в качестве исполнителя и ответственного исполнителя тем. Полевые геолого-поисковые и разведочные работы выполнялись на севере и юге Буреинского массива (1957, 1984-2003 гг.), в пределах Западного и Северного Сихотэ-Алиня (1960-66 гг)., Джугджура (1965 г.), Нижнего Приамурья (1967-70 гг.), Средней Азии (Кураминский и Киргизский хребты, Прибалхашье) - 1970-77 гг., Верхне-Колымском регионе (1977-84 гг.). Разведка, с представлением материалов в ГКЗ СССР, выполнялась на золоторудных месторождениях Многовершинном, Наталкинском, Каульды, Таскора; обобщение материалов - по месторождениям Павлик, Игуменовскому, Родионовскому, Ветренскому (Тенькинский золоторудный район Магаданской области).
Для выявления тектонических закономерностей образования разноранговых золотоносных площадей Дальнего Востока и определения региональных рудоконтролирующих структур потребовался также синтез большой опубликованной геолого-геофизической информации, анализ изданных геологических карт территории и составление специальных тектонических карт (1981-2003 гг.). Автором составлены:
1. Геолого-структурная карта Омчакского рудного узла, масштаба 1:25000.
2. Геолого-структурные карты Буреинского и Алдан-Верхнеамурского кратонов, с данными золотоносности масштаба 1-500000.
3. Карты архейских тектонических структур Буреинского и Алдан-Верхнеамурского кратонов масштаба 1-500000.
4. Геолого-структурные карты Малого Хингана, с данными металлогенического анализа, м-ба 1:50000-1:500000.
5. Карты минерагении и прогноза золотого оруденения Малого Хингана, м-ба 1:100000-1:500000.
6. Карта разломов Дальнего Востока (с данными золотоносности), м-ба 1:1000000.
7. Карта разломов Восточной Азии с положением крупнейших рудных объектов, м-ба 1:5000000.
4. Научная новизна
4.1 Выявлена решающая роль геологических экранов (барьерного фактора) при формировании богатого оруденения золоторудных месторождений.
4.2 Установлены вещественные признаки (индикаторы) богатых месторождений золота:
- тонкозернистые и метаколлоидные формы кварца, золота и других минералов;
- широкое развитие метасоматических обломковидных обособлений рудного кварца(псевдобрекчий) во вмещающих породах золоторудных месторождений (также важный критерий для определения возрастных взаимоотношений).
4.3 Выделен новый структурно-тектонический тип рудоносных площадей - тип полихронных рифтогенных тектонических впадин поднятий грабено-горстовой природы, представляющих наземное геоморфологическое выражение корово-мантийных диапиров и концентрирующих крупномасштабное оруденение.
4.4 Установлена решающая роль клиновидно-блоковых структур в тектонических диапирах для локализации концентрированного оруденения.
4.5 Определены системы главных линеаментов и региональных разломов; меридионального, широтного и северо-восточного направлений, составляющих древний структурный каркас территории.
4.6 Выделены меридиональные золото-полиметальные пояса, определяемые положением древних линеаментов.
4.7 На основе предлагаемой концепции обоснованы перспективы промышленного оруденения новых золотоносных областей, районов и полей- Хинганской,Туранской и др..
5.Практическое значение работы
5.1. На базе месторождений золота, разведанных с участием автора и использованных в качестве модельных объектов, созданы и функционируют горнодобывающие предприятия, например - Многовершинный ГОК.
5.2. В пределах теоретически намеченных меридиональных металлогенических поясов Дальнего Востока (Жирнов и др.. 1988, 1990 гг.) выявлены за последние 15 лет новые месторождения золота - Маломырское, Нонинское, Улага на Буреинском массиве, Улканское в Учурском районе, Бамское в Верхнем Приамурье, Кумбай в Северной Корее, Хисикари в Японии и др..
5.3. В Еврейской автономной области, охватывающей территорию юга Буреинского массива (Малый Хинган), и считавшейся многими малоперспективной в отношении золотого оруденения, выявлен в последнее время, с участием автора, ряд коренных проявлений и геохимических аномалий золота, выявлены и разведаны новые месторождения россыпного золота, установлен перспективный золоторудный узел с оруденением "карлинского типа. Результатом этой работы явились старательские артели по добыче россыпного золота и организация в 1992 г. государственного горногеологического предприятия, а позже - территориального геологического Комитета (ныне Управление) для планомерного геологического доизучения и освоения минеральных ресурсов территории
5.4 На основании установленных тектонических закономерностей формирования золотого оруденения прогнозируются новые золоторудные районы - Самаро-Сутарский, Иса-Бурундинский, Верхне-Гилюйский, Калахта-Джелтулакский, Купуринский и конкретные поля - Северо-Хинганское, Лево-Сутарское, Право-Сутарское, Верхне-Биджанское, Верхне-Джелтулакское, Мало-Гилюйское и др.
6. Публикации и апробаиия работы
Результаты исследований автора регулярно докладывались и обсуждались на различных региональных, Всесоюзных и Международных совещаниях, конференциях, симпозиумах по геологии и металлогении золоторудных месторождений: Магадан - 1980, 1987 гг.; Москва — 1986, 1999, 2001 гг.; Благовещенск - 1986, 1989, 2000 гг.; Хабаровск - 1988, 1998, 1999, 2001,2002,2003 гг.; Биробиджан - 1995, 1998; Владивосток - 1996, 1998, 2000 гг.(см. список публикаций).
По теме диссертации опубликовано более 50 статей и 3 монографии, ряд ее положений изложен в производственных отчетах, записках, планах и проектах работ.
7. Композиция и объем работы
Диссертация состоит из введения, десяти глав, заключения общим объемом 317 стр, списка литературы из 410 наименований, 17 таблиц, 107 рисунков.
8. Защищаемые положения.
l.Ha Дальнем Востоке широко проявлены системы линеаментов и региональных разломов меридионального, широтного и северовосточного направлений, составляющих древний структурный каркас территории. 2.В пределах региона установлены новые золотоносные пояса, имеющие меридиональное простирание: Алдан - Верхнє Амурский (124 — 126° в.д.), Учуро- Буреино-Ханкайский (130- 132°), Мая-Тором-У ссу реки й (135-136 ) и Тумнино-Юдомский (139-140° в.д.). Они контролируются линеаментами - системами сближенных разломов трансрегиональной протяженности докембрийского заложения, фрагментарно активизированными в фанерозое.. Наличие этих поясов подтверждено многочисленными открытиями в их пределах золоторудных месторождений, проявлений и аномальных площадей.
3. В узлах тройного сочленения линеаментов с разнонаправленными региональными разломами формируются рифтогенные грабено-горстовые впадины полихронного развития - в геодинамическом режиме вертикального челночного диапиризма, вмещающие месторождения, золотоносные узлы-районы и рудоносные области. Мелкие грабено-горстовые структуры, диаметром 1 — 10 км, формируются в течении одного тектоно- магматического цикла с 1-2мя инверсиями депрессионного процесса, и контролируют конкретные месторождения и рудные ПОЛЯ.
4. Наиболее концентрированное оруденение формируется в клиновидных блоках узловых грабено — горстовых структур с многофазным дифференцированным магматизмом, ограниченных по периметру крупными разломами.
Особо благоприятны для образования крупномасштабного и уникального оруденения клиновидные блоки на фланговых окончаниях региональных разломов, ограниченных поперечными барьерными разломами
5. Формирование конкретных месторождений и богатых рудных столбов определяют геологические барьеры — экраны в земной коре. Геологические барьеры, представленные телами и горизонтами плотных и вязких пород (интрузивы и дайки, толщи глинистых сланцев, разрывные нарушения и др.) играют двоякую роль при формировании месторождений. Субвертикальные и наклонные тектонические нарушения и геологические тела, ограничивающие с флангов площади месторождений, обеспечивают продвижение рудоносных флюидов вверх по восстанию внутри тектонической решетки — канала, препятствуя их рассеиванию по латерали.
Субгоризонтальные геологические барьеры (надвиги, интрузивы и др., задерживают (экранируют) продвижение рудоносных флюидов по восстанию, что приводит к резкому изменению термодинамического состояния флюида, его пересыщению геохимическими элементами и рудоотложению. Это ведущий механизм рудоконцентрации для гидротермальных месторождений золота. Геохимические (восстановительные) барьеры играют подчиненную роль.
9. Благодарности
За полезные замечания при подготовке данной работы и помощь на различных стадиях выполнения исследовательских работ автор выражает глубокую благодарность В.А.Абрамову, В.А.Арсеньеву, С.Т.Бадалову, Ю.И.Бакулину, В.Е.Бойцову, В.А.Бормотову, А.П.Ван-Ван-Е, А.Ф.Васькину, А. А.Гаврил ову, Г.Д.Горбачевой, М.В.Горошко, В.А.Гурьянову, Э.Г.Жирновой, П.А.Игнатову, Э.Д.Избекову, М.М.Константинову, А.А.Кузину, А.П.Кулакову, А.И.Лобову, Ю.Ф.Малышеву, В.Д.Мельникову, А.Г. Миронову, Л.Ф.Мишину, Ю.А.Недорезову, Г.И.Неронскому, Ф.С.Онухову, Б.В.Полянскому, В.В.Раткину, Н.П. Романовскому, Ф.Н.Рянскому, Е.Я.Синякову, В.А.Степанову, А.В. Татаринову, В.Г.Хомичу, Р.Ф.Черкасову, Л.В.Эйришу и многим коллегам по непосредственной работе в полевых условиях.
Автор особо благодарен доктору геолого-минералогических наук В.Д. Мельникову (Управление природных ресурсов по Амурской области) за труд по рассмотрению диссертации и ряд ценных конструктивных рекомендаций по ее доработке.
Малоглубинные месторождения
Малоглубинные (близповерхностные) месторождения золота в настоящее время определяют ведущую роль в потенциале коренного золотого оруденения территории. Они выявлены в основном в течение последнего 30-летия - периода активного опоискования вулканогенных площадей, где они преимущественно локализованы. Большая часть их сосредоточена в пределах окраинно-материкового Охотско-Сихоте-Алинского пояса (Хаканджа, Многовершинное, Белая Гора, Бухтянка, Ягодное, Приморское и др.), другие - по окраинам Буреинского массива (Покровское, Танджигоу и др.). Масштабы оруденения средние и мелкие, некоторые объекты - крупные. Возраст — позднемеловой и палеоген-неогеновый. Ведущая структурно-геологическая особенность их - локализация в пространственной близости с субвулканическими и гипабиссальными массивами гранитоидов (в над-, около- и внутриинтрузивных зонах), часто вблизи вулканогенных магмовыводных каналов (жерловин, экструзий). Субвулканические тела имеют нередко брекчиевидное сложение автомагматического или эксплозивного характера. Главные морфоструктурные типы рудных тел - жильный, жильно-прожилковый, штокверковый (Жирнов, 1974,1982; Рудные м-ния, 1974;Хомич, 1985, 1989). По вещественному составу месторождения принадлежат в основном к золото-кварцевой формации (несколько геохимических типов), иногда — золото-сульфидной (Буряк, Пересторонин, 1992).
Рудные тела сложены жильным и метасоматическим кварцем (90-95%), с присутствием адуляра, карбонатов, нередко опала и халцедона, родонита, родохрозита, турмалина, апатита, гидрослюды. Рудные минералы (до 1-3%) представлены чаще пиритом, халькопиритом, арсенопиритом, сфалеритом, галенитом, золотом — мелко — тонкодисперсным и метаколлоидным, аргентитом, теллуридами и др. Текстуры руд массивные, брекчиевые, колломорфно-полосчатые, кокардовые и др. Золото распределено неравномерно: участки безрудных или слабо золотоносных кварцевых тел сочетаются с промышленными и богатыми. Последние составляют обычно главную часть запасов золота. Четко проявлена вертикальная геохимическая, металлогеническая и рудная зональность (табл.5, рис.7). Процесс минералообразования происходил в несколько стадий: 1-я дорудная - окремнения, 2-я продуктивная, главная (80-90%), с несколькими генерациями кварца и рудных минералов, 3-я последняя, незначительная — кварц-карбонатные, кварц-сульфидные прожилки и др. На некоторых месторождениях установлены дорудные скарны с магнетитом. Температура рудообразования 470-100С (Косовец и др., 1978; Константинов и др., 1995; и др.). Коллоидные минералы выпадали из щелочно-бикарбонатных растворов с преобладанием калия (Гончаров, 1983). Вертикальная гиохимическая зональность в распределении элементов: в верхней части месторождений образуются высокие: концентрации легко подвижных элементов - серебра, золота, ртути, сурьмы, бария; в средней — отмечается существенно золото-полиметаллическая ассоциация металлов, в нижней — редкометальный парагенезис в ассоциации со скарновой или грейзеновой минерализацией.
Последняя наиболее развита в экзоконтактовои (надинтрузивной) части гранитоидных интрузивов, кровля которых вскрыта на глубине 800-1300м от поверхности. На месторождении Белая Гора, в разведанном интервале до 312м от поверхности, не установлена вертикальная зональность в распределении металлов (Гуменюк и др., 1987; Хомич, 1989), что может свидетельствовать о значительной протяженности оруденения на глубину - до кровли скрытозалегающего интрузива (рис.7). Характерно присутствие в рудах крупных месторождений ряда необычных минералов - апатит, топаз, турмалин, редкие металлы, самородное железо и свинец, муассанит и сперрилит, что свидетельствует о телескопировании руд за счет ранней постмагматической минерализации и частичном проникновении флюидов из больших (подкоровых) глубин (табл.7). Месторождение Каульды (Узбекистан) приведено в данной таблице для сравнения. Термометрия его определена личными исследованиям автора методом гомогенизации вакуолей из кристаллов кварца 3-й генерации (в друзовых полостях), подтвержденными позже исследованиями (Проскуряков и др., 1975). Кроме того, в этом месторождении, впервые в стране было установлено гипогенное коллоидное золото (Жирнов, 1972). Давление в рудоносном флюиде варьирует в пределах 80-280 атм., достигая минимальных значений («ЗОатм.) в золото-сурьмяно-ртутных месторождениях (Гончаров, 1983). В составе флюидов преобладает вода («75%), концентрация солей в нерудном кварце — 2-15%, в рудном - 8-25%. Состав газовой фазы: С02 (58-77%), СО, СН4, N2, NH3, Н2. Состав флюидов скарнового этапа - сульфатно-углекислый с преобладанием катионов Mg и Са , анионов SO4" и НСз . Состав флюидов газо-гидротермального этапа -галоидно-углекислый с преобладанием катионов К+, Na+, Са2+ и анионов F", СГ, НБІОЗ". Концентрация солей в растворах составляет 50-270 г/т, с преобладанием NaCl и КС1 (Моисеенко, 1977; Гончаров, 1983; и др.). Коллоидные текстуры руд и присутствие в них коллоидных и метаколлоидных минералов (опал, кристобалит, халцедон, золото, пирит) -характерная особенность малоглубинных месторождений. Особенности коллоидного золота: 1. Коллоидные формы выделений: почковидные и округлые выделения — овоиды (размером 3-20 мм), оолиты, конкреции с полусферической и сферической поверхностью; фестончато-изогнутые полоски, состоящие в свою очередь их округлых овоидов.
Высокая дисперсность. Большая часть зерен золота в коллоидных выделениях имеет размеры в среднем 0,1-0,5 мкм и менее, в метаколлоидных 5-20 мкм. Верхний предел коллоидной области - переход к низкой дисперсности - определяется прекращением поступательного броуновского движения, что отвечает размерности \0 4см (Ребиндер, Фукс, 1978). 3. Шаровая и округлая форма зерен. Характерна для коллоидных выделений золота: неправильно-округлая и продолговатая — для метаколлоидных. Сферическая форма зерен золота размером 0,1-0,5 мкм установлена при увеличении 1500-8000 на микроскопе «Reichert» (Жирнов, 1972) и подтверждена на электронном микроскопе (Новгородова и др., 1977). Зерна коллоидного золота, полученного лабораторным путем также обладают (при увеличении до 5000) шаровой формой (Чухров, 1955). 4. Типоморфная коричневая окраска для коллоидных выделений и зеленая для метаколлоидных. Интенсивность ее изменяется от концентрации золота: от бледной в тончайших полосках до густой коричневой (или зеленой) с высокой концентрацией зерен.
Вид окраски определяется размерностью зерен и их формой. Согласно теории Ми каждому размеру коллоидной частицы соответствует определенная способность к абсорбации света: чем больше величина частиц, тем большую длину имеют поглощаемые ими световые волны. Коллоидный раствор золота поглощает колебания малых длин волн (синие, зеленые) и поэтому окрашен в дополнительный к поглощенному красный или коричневый цвет (Чухров, 1955). 5. Локализация коллоидных золото-опал-халцедоновых выделений -сгустков, овоидов в наиболее богатых верхних участках рудных тел, где они присутствуют в виде сгустков в массе позднего белого кварца и в виде оторочек и кайм на стенках жил и обломках вмещающих пород в кварце (Жирнов, 1972; 1973; 1981). Высокотемпературное коллоидное золото получено и изучено в последние годы экспериментально: при резком охлаждении растворов кремнезема и золота, после нагревания при температуре 400С и Р=1 кбар, происходит образование округлых гелевых сгустков кремнезема с золотом (Летников, Вилор, 1981; Гончаров, 1983; Некрасов, 1991). В последние годы шаровые формы золота установлены в Якутии на Интахском месторождении (Жданов и др., 1997).
Меридиональные линеаменты
Меридиональные линеаменты и отдельные разломы - ведущий тип тектонических дислокаций для древних геоблоков Дальнего Востока, как и других древних платформ (Белоусов, 1977). Некоторые исследователи относят всю восточную окраину Азии (в интервале меридианов 126-142 в.д.) к единой тектонической зоне высокой концентрации меридиональных разломов (Фаворская и др., 1983). Однако, при более детальном анализе данной территории можно выделить пять основных линеаментных зон, играющих важнейшую роль в распространении эндогенной минерагении, в т.ч. и золота: Желтунак-Якокутская, Учуро-Буреино-Ханкайская, Мая-Тором-Уссурская, Тумнино-Юдомская и Кулу-Индигирская. 5.2.1 Желтунак-Якокутский линеамент (125-127 в.д.) Рассматриваемый линеамент пересекает центральную часть Алдано-Станового геоблока от р.Амур на юге до субмеридиональной излучины р.Алдан на севере, в рамках меридианов 12530М27 в.д., (с основной осью вдоль меридиана 126 в.д. (с характерными реперами: р.Желтунак на юге и Якокутский прогиб на севере). Его протяженность здесь 700 км, ширина 90-110 км. По данным космофотодешифрирования и гравиметрии линеамент простирается на север, пересекая Сибирскую платформу и следуя вдоль ее восточной границы (на северо-востоке), в зоне Предверхоянского краевого прогиба, до Ледовитого океана (близ устья р.Лена), и на юг - через Китай и Северную Корею, до г.Хэджу у Желтого моря (Малышев, Подгорный, 1984; Жирнов и др., 1988; Чернов и р., 1988; Радкевич, Жирнов и др., 1990; и др.). Общая длина его 3900 км. (рис. 16).
В пределах рассматриваемой части (междуречье Амура и Алдана) зона линеамента состоит из трех основных разломов — Селигдарского (по 12530 в.д.) и Тимптонского (127 в.д.), ограничивающих разломную зону с флангов, и Желтунак-Якокутского (126-12630 в.д.), - в осевой части зоны. По геологическим данным, разломы трассируются в северной части (до оси Станового хребта) отдельными короткими (до 1,5 км) зонами бластомилонитов шириной до 100-300 м, флексурными изгибами в простирании слоистых тощ пород и цепочками зон повышенной трещиноватости. Якокутский субмеридиональный глубинный разлом простирается вдоль оси Иснгрского мегаантиклинория. Он составляет северную часть глубинного линеамента, пересекающего Алданский щит и Становую складчато-глыбовую область. В дофанерозойскую эпоху разломы служили каналами для внедрения архейских гранитных интрузий и флюидов и протерозойских даек диабазов. В мезозойскую эпоху тектоно-магматической А активизации главные дислокации также возобновлялись вдоль разломов ортогональной ориентировки, соподчиненные - вдоль диагональных древних структур (Ар.Н. Угрюмов, Ал.Н. Угрюмов, 1990). В гравиметрическом и магнитном полях фланговые разломы выражаются полосами градиентных ступеней, цепочками локальных максимумов и минимумов силы тяжести, локальных магнитных максимумов ф (Гришкян, Малышев, 1976; Малышев, 1977). В рельефе все разломы трассируются спрямленными отрезками рек, линейными водоразделами и перегибами (провалами) в поперечных и диагональных водоразделах. Вся зона линеамента в целом четко выражается в гравитационном поле меридиональным положительным валом, резко разграничивающим Западный и Восточный геоблоки с разной ориентировкой гравианомалий (рис.17).
Южнее Станового хребта меридиональные разломы выделены по комплексу геологических, геофизических и геоморфологических данных B.C. Когеном, В.И. Суховым, В.А. Гуменюком, А.С. Вольским, И.И. Шапочка и отражены на сводной карте масштаба 1:500000 и схемах (Лишневский, 1968; Гуменюк, Вольский, 1983; Сухин, Шапочка, 1987; Лобов, 1995; и др.). Они представлены поясами разрывных дислокаций длиной п 10 - п 100 км, шириной от сотен метров до 2-4 км, сложенными кулисно расположенными зонами дробления, рассланцевания, повышенной трещиноватости и гидротермально-измененных пород, особенно — углеродистых метасоматитов. Такие разломы установлены, во многих случаях, при полевом геокартировании и отстроены на изданных геологических картах масштаба 1:200000 — 1:50000. Но при «генерализации» (в процессе составления мелкомасштабных карт) многие из них «терялись», вследствие более масштабно проявленных диагональных разломов. По геологическим особенностям площади линеамента выделяются два резко различных геоблока - Северный и Южный. Северный блок почти полностью расположенный в пределах Алданского щита (до широтного Иенгрского разлома) сложен архейскими породами существенно фемического типа - андезит-диабазовой и известняково-сланцево-диабазовой формациями тимптонского и федоровского комплексов (Терентьев, 1988). Широкое поле этих пород постепенно сужается к югу - к границе со Становой областью. Этот блок консолидирован в архее, а в послеархейское время выступал как жесткое образование - в тектоническом режиме сжатия. Поэтому он лишен существенных проявлений послеархейского магматизма, а меридиональные разломы по границам линеамента выступали в роли барьеров для формирующихся позже тектонических структур (мезозойских грабенов). Специфична и металлогения блока - архейские месторождения железа, флогопита, горного хрусталя. Исключение составляет Якокутский грабен, развивавшийся в особых тектонических условиях, что будет рассмотрено в главе 6.
Южный геоблок, расположенный на площадях Становой и Амурской геоструктур, отличается и возрастом пород и тектоническим режимом их формирования. Этот блок развивался в послеархейское время при неоднократных сменах тектонических разноплановых режимов сжатия-растяжения, в условиях активного эндогенного воздействия, чем обусловлено широкое проявление здесь магматизма и эндогенного, в т.ч. золотого, оруденения. Наиболее мощно проявлены раннепротерозойский и мезозойский этапы магмо-тектоногенеза (Ялынычев, Рассказов, 1978; Лобов, 1999). Характерны вытянутая форма ряда интрузивов и полей вулканогенов в субмеридиональном направлении и их приуроченность к отдельным меридиональным разломам и зонам сближенного развития - Унахинскии и Дюпкойский гранитные массивы Становика, сложный протерозой-мезозойский массив в восточной части Гонжинского выступа (Амурская область) и др. Субмеридиональная зона региональных разломов, шириной до 80 км, выделяется здесь также и на основании дешифрирования космоснимков. Она ограничивает Гонжинский выступ с востока и прослеживается с территории Китая до Алданского шита. В пределах Покровского рудного поля и Тыгда-Улунгинского района субмеридиональная система разломов трассируется дайками юрско-меловых гранитоидов, телами эксплозивных брекчий и оказывает влияние на морфологию полей гидротермально-измененных пород (Дементиенко, 1992; Степанов, Дементиенко, 1999).
5.2.2 Учуро-Буреино-Ханкайский линеамент (130-132 в.д.) Рассматриваемая разломная структура ограничивается на севере широтным отрезком р.Алдан, в зоне поперечного Транссибирского линеамента, на юге - побережьем Японского моря (г.г. Чхонджин, Владивосток). Ее протяженность 2200 км. Это одна из крупнейших тектоно-магматических структур Дальнего Востока, составляющая часть планетарного Верхояно-Буреино-Австралийского рудно-тектонического пояса во внешней части Тихоокеанского мегапояса (Радкевич, Жирнов и др., 1990; Жирнов, 1994, 1996). Это одна из древнейших геологических структур региона, заложенная и в существенной мере сформированная в раннем и позднем докембрии.
Клиновидные структуры рудных узлов и полей
Узловые грабено-горстовые структуры, формирующиеся на участках пересечения и сочленения разнонаправленных региональных глубинных разломов, - характерный тип рудоносных структур многих регионов, в том числе и на Дальнем Востоке. В них локализованы рудные объекты различного ранга - рудные узлы, районы и рудоносные области. Характерно длительное тектоно-магматическое развитие таких структур и локализация оруденения лишь в определенных частях тектонических диапиров, имеющих клиновидную или трапециевидную форму. Выявление и изучение «тектонических диапиров» с клиновидными рудоносными блоками (секторами) долгое время сдерживалось вследствие методологических трудностей при выделении региональных глубинных разломов скрытого характера, пересечением которых создаются данные структуры. На геологических картах мелкого-среднего масштаба они, как правило, не отражаются и определяются лишь при специальном металлогеническом анализе с применением различных методов (см.гл. 5). хотя принципиальная основа их выделения и интерпретации уже разработана (Томсон, Фаворская, 1968; Металлогения скрытых и др.). Масштабы клиновидных рудоносных блоков коррелируются в определенной мере с масштабами тектонических диапиров (грабено-горстов) и разрывных структур. Различаются рудные поля, узлы, районы и рудоносные области (п 2 км , п 20 км , п 200 км , п 2000 км , где n = 1-10).
По длине различаются группы разломов: локальные - п 1 км, районные -п 10 км, региональные - п 100 км, трансрегиональные (трансконтинентальные) п -1000 км, где n = 1-10 (Томсон, 1988). Крупные рудные районы и месторождения локализуются лишь в тектонических блоках на пересечении крупных разломов — регионального и трансрегионального уровня. Это эмпирическое правило имеет свое теоретическое обоснование: по данным исследований Н.И. Мишина, сопоставленным с данными статистических наблюдений, соотношение длины разломов к их протяженности на глубину составляет 3 : 1 (Белов и др., 1999). Следовательно, только разломы длиной 200-500 км и более способны вскрыть мантийные рудо-магмогенерирующие очаги (на глубине 70-150 км) и обеспечить пути поступления масштабным флюидам к участкам локализации в верхней части земной коры. Особенно благоприятны для образования крупномасштабного и уникального оруденения клиновидные блоки на фланговых окончаниях региональных разломов, ограниченных поперечными барьерными разломами. 7.2.1 Клиновидные структуры рудных узлов и полей Улский золоторудный узел в Нижнем Приамурье, с месторождениями малоглубинного типа локализован на северо-западной окраине Улского тектоно-магматического свода в узле пересечения и сочленения крупных разломов четырех направлений. Геологическая история развития Улского тектонического диапира документируется с поздней юры, когда в узле тройного пересечения древних разломов меридионального, широтного и северо-восточного направлений была заложена изометричная седиментогенная впадина.
В раннем мелу на впадину наложены северо-восточные седиментогенные структуры, в позднем - началось излияние эффузивов с последующим внедрением интрузий перидотитов и габбро-сиенитов и инверсией прогиба в сводовое поднятие. В раннем палеогене завершилось формирование крупного существенно гранодиоритового Бекчи-Улского интрузивного массива (Геол. СССР..., 1966; Залищак и др., 1983), в позднем - внедрились мощные серии разнонаправленных даек разного состава и образовано несколько золоторудных полей (Жирнов, 1975, 1976; Саксин, 1999). Характерно последовательное, во времени, сокращение площади активного тектоногенеза; если диаметр первоначальной впадины и образованного при инверсии грабено-свода равен 50 км, то площадь интрузива сократилась уже до 25-30 км в диаметре, а площадь дайково-рудного узла в северо-западном экзоконтакте интрузива составляет пятую часть последнего. Площадь рудного узла имеет специфическую клиновидную форму, образованную пересечением широтного и северовосточного разломов с экранированием вершины клина древним меридиональным разломом (рис.67). Она характеризуется наиболее длительным тектономагматическим развитием: насыщена серией разноориентированных цепочек палеовулканов и экструзий позднего мела, многочисленными апофизами интрузивного массива, серией послегранитовых даек и скарново-гидротермальных тел. Характерно, что и форма северо-восточного контакта интрузива подчиняется клиновидной конфигурации древнего тектонического узла — северная часть его имеет меридиональное направление вдоль меридионального разлома, а южная -диагональное, вдоль крупного северо-восточного разлома (рис. 67,68). Главное рудное поле Многовершинное локализовано в наиболее активном клиновидном тектоническом блоке, между широтным и северо-восточным разломами, на участке резкого изгиба контакта интрузива.
При этом основные рудные зоны веерообразно расходятся от вершины клина (согласно данных детальных геофизических работ - Б.Г. Саксин, 1999), подчиняясь ориентировке ведущих разломов тектонического узла (рис. 68). В сходной тектонической обстановке - в экранированном клиновидном блоке, локализовано крупное месторождение Улага, расположенное на юго-западной окраине Хингано-Олонойского вулканогенного прогиба (в Китае). Барьерную роль выполнял здесь крупный Тумангано-Норский разлом меридионального направления (Жирнов, 1997). Аналогична тектоническая позиция известного Балейского месторождения в Восточном Забайкалье. Оно локализовано на окраине Ундино-Борзинского тектоно- магматического свода (Томсон, 1988), в вершине тектонического разлома с широтным Газимуровским, и экранированного меридиональным Нерча- Ононским глубинным разломом (рис. 69). Характерно, что сам свод сформировался внутри тектонической решетки — в замкнутом контуре трапециевидной формы между крупными древними разломами меридионального, широтного и северо-восточного простирания, являя собой типовой пример тектонического диапира. В группе среднеглубинных рудных объектов примечательны два золоторудных гиганта — Наталкинское и Нежданинское месторождения, расположенные близ окраин древних жестких структур - Охотского массива и Сибирской платформы, соответственно. Наталкинское месторождение локализовано в пределах Омчакской купольно-кольцевой структуры, сформированной в узле пересечения Хинике-Таяхтахского меридионального разлома (фрагмент Кулу-Индигирского линеамента) с широтным Дарпыкы-Иняканским (Жирнов, 1984).
Данная структура в позднепермское время представляла собой седиментогенную впадину в линейном геосинклинальном прогибе, обращенную в раннем мезозое в купольное поднятие, а в дальнейшем стала местом многократных тектонических движений в вертикальной плоскости. В отличие от линейных магмоконтролирующих структур, где магматизм завершился стадией формирования конкретных раннемеловых плутонов, в данной узловой структуре он активно продолжался и в позднее время — последовательным внедрением даек основного, среднего и кислого состава. Последующее гидротермальное рудообразование также унаследовано формировалось в рамках дайково-разломной структуры, серповидно опоясывающей ранее образованный тектонический горст (рис. 70).
Типы барьеров - экранов
3 Планетарные, региональные, локальные По масштабу проявления в земной коре и размерам рудогенерирующих и рудолокализующих структур различаются барьеры планетарные, региональные и локальные. Планетарные барьеры представлены границами главных структурно-вещественных слоев в земной коре (осадочного и др.) На этих барьерах формируются конкретные магмо-рудогенерирующие очаги гранитоидного состава. Региональные барьеры представлены структурно-литолого-стратиграфическими горизонтами в приповерхностном слое земной коры (на глубинах до 5-10 км от поверхности). Протяженность их составляет десятки-сотни километров. Они контролируют крупные рудолокализующие структуры, в ранге металлогенических областей, рудных районов и узлов. Примеры их на Дальнем Востоке - Аллах-Юньский район на западной окраине Охотского массива и Куранахский район в Центрально-Алданской металлогенической области. В первом из них барьером является горизонт сланцев и алевролитов в верхах нижнепермской толщи (Мельцер, Назаров, 1990; Яновский, 1990; Мирзеханов, Мирзеханова, 1991). Во втором -субгоризонтальный стратиграфический контакт между нижнекембрийскими известняками и нижнеюрскими песчаниками (Казаринов, 1967). Характерно при этом, что отдельные оруденелые залежи в области стратиграфического контакта ограничены с флангов крутопадающими дайками сиенит-порфиров, т.е. локализованы в определенных стратиграфо-структурных ловушках внутри каркаса даек, представляющих собой дополнительные вертикальные структурные барьеры.
Весьма характерные примеры региональных барьеров золотого оруденения известны за рубежом: «Карлинский» тип в зоне регионального надвига, зона стратиграфического несогласия с золото-урановыми месторождениями района Аллигейтор в Австралии и зона структурно-стратиграфического барьера с ураново-золотыми месторождениями провинции Витватерсранд в Южной Африке. Локальные барьеры-экраны определяют позиции конкретных месторождений золота, отдельных рудных зон и рудных тел. В качестве барьеров здесь выступают как поперечные крутопадающие дайки и разломы, так и полого-наклонные или даже горизонтальные разломы, дайки, слои плотных и вязких труднопроницаемых пород (аргиллиты, алевролиты, амфиболиты, кварциты и др.), а также различные узловые сочетания пересекающихся разломов. Примеры подобных барьеров-экранов многочисленны. В сущности, на каждом месторождении золота проявлены, в той или иной мере, те или иные барьеры, определяющие положение конкретных богатых рудных зон, тел, столбов и гнезд. Вопрос лишь в степени их сохранности от эрозии и, соответственно, в степени доступности для геологических наблюдений. 8.2.2 Стратиграфо-литологические, структурно-стратиграфические, структурные и геохимические барьеры-экраны Характерным примером стратиграфо-литологических барьеров является оруденение куранахского типа. Оно локализовано в метасоматитах калишпатового и кварцевого состава (с сульфидами до 5-10% объема), образованных вдоль субгоризонтального контакта кембрийских известняков и доломитов с нижнеюрскими песчаниками. Рудные тела в виде залежей и жилоподобных тел, мощностью до 5-10 м, сосредоточены в лентообразной зоне, вытянутой в близмеридиональном направлении вдоль разрывов и даек керсантитов в зоне регионального разлома. Нередко они локализованы непосредственно вдоль даек. Метасоматиты развиваются в основном по карбонатным породам, реже - по песчаникам (рис.90-1). Они сильно тренщоваты, окислены и руда представляет собой часто обломочно-глинистый материал (Казаринов, 1967).
Выдающееся промышленное значение имеет оруденение «карлинского» типа (штат Невада, США). В рудном районе Карлин (длиной 60 км, шириной 8 км) выявлено с 1966г. более 20 месторождений с запасами от 20 до 200 т и более. Разведанные запасы составляют 3 тыс.т. прогнозные ресурсы — 10 тыс.т. Ежегодная добыча золота достигла к настоящему времени 300 т (Эйриш, 1998; Константинов, 2000). Месторождения залегают в зоне регионального надвига, вдоль которого кремнистые осадочные породы ордовика надвинуты на карбонатные породы девона. Зона надвига контролируется серией сближенных дизъюнктивов и даек среднего и кислого состава. Рудные тела представлены окварцованными и окремнелыми образованиями, развитыми преимущественно по карбонатным породам. Форма их линзо- и пластообразная, согласная с напластованием пород и плоскостью надвига. Они развиты как непосредственно вдоль плоскости надвига, так и ниже ее, до 100 м. Мощность тел достигает 30 м и более, содержание золота в среднем 1-3 г/т, нередко 7-10-30 г/т. Богатые руды тяготеют к участкам сочлинения разнонаправленных разломов. Выделяется несколько стадий окварцевания и брекчирования пород, что привело к существенному преобразованию первичных осадочных пород, вплоть до кварцевых метасоматитов. Околорудные изменения — окварцевание, аргиллизация, алунитизация, локальная баритизация. Характерные рудные минералы - пирит, реальгар, аурипигмент, антимонит, киноварь. Отмечается самородный мышьяк в виде мелких (2-30 мкм) сферических выделений. Кварц тонкозернистый, характерны кремневидные формы кремнезема и аморфные - в виде халцедона и опала. Золото также весьма тонкое, в виде зерен размером 0,2-10 мкм и менее (Константинов, 2000).
Первоначальное представление о стратиграфо-литологическом контроле оруденения «Карлинского» типа сейчас несколько изменилось и может трактоваться как стратиграфо-литолого-тектоническое, поскольку накопилось много фактов ведущей роли структурно-тектонического контроля оруденения (рис. 90-2). Существенную роль играет и магматический фактор. Так, месторождения Гетчелл и Пинсон располагаются непосредственно в зоне экзоконтакта гранитоидного штока, на месторождениях Манхаттен и Голд-Акрес оруденение локализуется в надинтрузивных ореолах (Критерии прогнозной..., 1986). В качестве характерных примеров структурно-стратиграфического контроля оруденения рассматриваются обычно месторождения, образованные вблизи региональных поверхностей несогласия между породами древнего складчатого фундамента и субгоризонтальным осадочным чехлом рифея или палеозоя - золото-урановые месторождения района Аллигейтор в Австралии, никель-урановые района Атабаска (Канада) и др. (рис.90). Оруденение формируется вблизи поверхности несогласия, выполнявшей роль структурного барьера для восходящих рудоносных флюидов, характеризуется большими содержаниями металла, часто колломорфными метаколлоидными текстурами руд и небольшим протяжением на глубину — до 200, иногда до 500 м (Лаверов, 1988; Вольфсон и др., 1989; Жирнов, 1994).
