Единое окно доступа к образовательным ресурсам

Геодинамика золоторудных районов юга Восточной Сибири

Голосов: 1

Рассмотрена геодинамика крупных золоторудных районов юга Восточной Сибири: Бодайбинского, Муйского, Еравненского, Гарганского, Балейского. Они приурочены к орогенным поясам трех типов - пассивной континентальной окраины, аккреционно-коллизионному, внутриплитному плюмтектоническому. Важнейшее значение для оруденения золоторудных районов имеют структуры коллизионного и постколлизионного этапов: поддвиговые ороклины, террейны, различные купола, сдвиги, комплексы метаморфических ядер, рифтогенные впадины. Монография предназначена для специалистов-геологов, аспирантов и студентов.

Приведенный ниже текст получен путем автоматического извлечения из оригинального PDF-документа и предназначен для предварительного просмотра.
Изображения (картинки, формулы, графики) отсутствуют.
                   ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ




         Рис. 3.34. Геологическая схема Озернинского рудного узла (Царев, Фирсов, 1988).
       1–9 – стратифицированные породы: 1 – четвертичные отложения; верхний палеозой–мезозой:
2 – ортофиры и их туфы, 3 – трахиандезиты, 4 – туфы смешанного состава, 5 – конгломераты базальные с
галькой интрузивных пород, 6 – аркозовые и сероцветные песчаники; нижний кембрий, олдындинская
свита: 7 – известняки органогенные и хемогенные с прослоями туфов и туффитов, 8 – туфы, туффиты и
лавы андезитовых, андезито-базальтовых и, редко, базальтовых порфиритов с прослоями известняков,
9 – дацитовые порфиры; 10–20 – интрузивные породы: верхний палеозой – мезозой: 10 – субвулканиче-
ские флюидопорфиры (а), граниты и гранит-порфиры (б), сиениты и сиенит-порфиры (в), 11 – экструзив-
ные порфиры массивные, флюидальные, сфероидные, 12 – жерловые (предположительно) брекчии,

                                                                                                131


                                            А. Т. КОРОЛЬКОВ


13 – субщелочные габбро-долериты; средний – верхний палеозой: 14 – субвулканические диабазовые
порфириты; нижний палеозой, атарханский комплекс: 15 – кварцевые диориты второй фазы, 16 – габбро
и габбро-диориты первой фазы, 17 – месторождения и рудопроявления, 18 – зоны окисления сульфидных
руд и сидерита (железные шляпы), 19 – границы несогласного залегания горных пород, 20 – разрывные
нарушения; 21 – номера месторождений: 1 – Ульзутуйское-1 колчеданно-полиметаллическое, 2 – Солон-
го-Магнетитовое цинково-железное, 3 – Назаровское золото-полиметаллическое, 4 – Озерное колчедан-
но-полиметаллическое, 5 – Северо-Гурвунурское железное (апатит-магнетитовое), 6 – Гурвунурское же-
лезное (апатит-магнетитовое), 7 – Звездное колчеданно-полиметаллическое, 8 – Аришинское медно-
железное (халькопирит-магнетитовое), 9 – Гундуйское медно-барит-железное (барит-халькопирит-
магнетитовое), 10 – Турхульское медно-барит-железное (барит-халькопирит-магнетитовое); 11–18 – ру-
допроявления: 11 – Ульзутуйское-2 колчеданно-полиметаллическое, 12 – Горхонское магнетитовое,
13 – Юбилейное магнетитовое, 14 – Октябрьское («железная шляпа»), 15 – Таежное («железная шляпа»),
16 – Васильевское колчеданное, 17 – Майское магнетитовое, 18 – Солнечное полиметаллическое, I –II – разрез



     Атарханский раннепалеозойский интрузивный комплекс представлен двумя фа-
зами. Первая фаза содержит габбро пироксен-биотит-роговообманковые. Вторая фаза –
кварцевые диориты, тоналиты, плагиограниты.

                                             Герцинский этап
     Верхнепалеозойско-мезозойские отложения с породами раннего кембрия олдын-
динской свиты контактируют по разрывным нарушениям. Они расположены в опущен-
ных блоках. Длительное время эти породы относили к цаган-хунтейской свите триас-
раннеюрского времени. Д. И. Царев и др. (1988) расчленили их на две толщи: нижнюю
условно отнесли к верхнему палеозою, верхнюю – к верхнему палеозою–мезозою.
     Нижняя верхнепалеозойская толща представлена трахиандезитовыми порфирита-
ми и ортофирами.
     В среднем–позднем палеозое сформировались следующие интрузивные комплексы:
     1. Субвулканический (средне-позднепалеозойский). Диабазовые порфириты.
     2. Дайковый (средне-позднепалеозойский ?). Андезитовые порфириты.
     3. Экструзивный (позднепалеозойский ?). Кварцевые порфиры расслоенные и
флюидально-сфероидные.
     4. Граносиенит-лейкогранитный (позднепалеозойский ?). Первая фаза – кварце-
вые сиениты биотит-роговообманковые. Вторая фаза – лейкократовые среднезернистые
и порфировидные граниты, гранит-порфиры.

                                           Киммерийский этап
     Верхняя более молодая верхнепалеозойско-мезозойская толща в Озернинском
рудном узле характеризуется базальными конгломератами с разнообразной галькой по-
род нижнекембрийской олдындинской свиты. Даже в гальке представлены многие раз-
новидности метасоматитов. Кроме того, встречаются обломки сиенитов, сиенит-
порфиров, граносиенитов, гранит-порфиров, кварцевых сиенитов, лейкократовых гра-
нитов, одно- и двухполевошпатовых трахиандезитовых порфиритов, ортофиров и квар-
цевых жил. Не обнаружены гальки диоритов, флюидопорфиров и даек долеритов.
Конгломераты переслаиваются с аркозовыми и сероцветными полевошпатовыми пес-
чаниками и прорываются дайками плагиопорфиров и мелкими штоками габбро-
диоритов.
     Среди магматических интрузивных комплексов выделяются (Царев, Фирсов,
1988):
     1. Дайковый (позднепалеозойско-мезозойский). Кварцевые сиенит-порфиры, гра-
носиенит-порфиры.

132


             ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ


      2. Флюидопорфировый субвулканический (позндепалеозойско-мезозойский).
Кварц-плагиоклазовые риолито-дацитовые порфиры.
      3. Габбро-долеритовый (позднепалеозойско-мезозойский). Дайки трахидолери-
тов, субщелочные габбро-долериты.
      4. Дайковый (мезозойский). Плагиопорфиры, сиенит-порфиры.

      Магматические породы Озернинского рудного узла разного возраста изучали
Р. С. Тарасова, В. А. Варламов, Б. А. Литвиновский, А. Н. Занвилевич, Д. И. Царев и др.
В целом за всю историю развития рудного узла произошло внедрение девяти интрузий,
которые имели основной, средний, кислый и субщелочной состав. Это были небольшие
интрузивные массивы, силлы и дайки. Такая насыщенность разнообразным по составу
магматическим материалом была не случайной, она обусловлена сложной геодинами-
ческой историей развития территории.
      Породы олдындинской свиты испытали региональный зеленокаменный метамор-
физм. По вулканогенным и вулканогенно-осадочным породам этой свиты развиты сле-
дующие вторичные минералы: хлорит, карбонат, альбит, серицит.
      Происходившие в верхнем палеозое и мезозое блоковые перемещения вызвали
динамометаморфические изменения пород, сопровождавшиеся катаклазом, милонити-
зацией, тектоническим рассланцеванием, гидротермально-метасоматическими преобра-
зованиями и контактовым метаморфизмом, который обусловлен был внедрением и из-
лиянием магм. Произошло поднятие в верхние этажи земной коры и излияние на по-
верхность расплавов основного состава, а также формирование вторичных очагов
кислых магм. Последние дали массу интрузивных тел гипабиссальной и субвулканиче-
ской фаций. Впоследствии они могли быть не только источниками тепла, но и провод-
никами трансмагматических растворов. Сопровождающий магматизм гидротермаль-
ный процесс привел к перераспределению вещества интрузивных образований и вме-
щающих их горных пород.
      Кремне-щелочной метасоматизм наиболее ярко проявился по вулканогенным и
вулканогенно-осадочным породам раннекембрийской олдындинской свиты. В них про-
изошло кислотное выщелачивание с выносом оснований и отложением их в известня-
ках и известковистых туффитах, это явилось, по-видимому, причиной формирования
сидеритовых и магнетит-гематитовых залежей, вкрапленных и массивных колчеданно-
полиметаллических руд, скарнов, золото-сульфидного и золото-кварцевого оруденения.
На месте выщелоченных пород среднего состава образовались кремниево-щелочные
метасоматиты, похожие на кислые эффузивные и пирокластические образования по
минеральным ассоциациям, структурам и текстурам.
      Д. И. Царев и др. (1988) считают, что в таких метасоматитах не уравновешен ве-
щественный состав и метасоматические парагенезисы минералов, ошибочно геологами
такие породы принимались за кислые дифференциаты основных магм, что влияло на
трактовку генезиса оруденения. В породах верхнего палеозоя – мезозоя кремнещелоч-
ной метасоматоз не выражен, но вблизи ограничивающих их залегание разломов разви-
то интенсивное рассланцевание, катаклаз и сопровождающая динамометаморфизм хло-
ритизация и серицитизация.

     3.4.3. Геодинамическая модель
     Озернинский рудный узел принадлежит к типичной области каледонид, которая
обрамляет с юга Сибирский палеоконтинент и именуется Алтае-Саянской. В ее преде-
лах выделяются древние массивы (микроконтиненты, террейны), каледонские складча-
тые системы и герцинские структуры (Зоненшайн и др., 1990). Юго-восточная часть


                                                                                   133


                                  А. Т. КОРОЛЬКОВ


этой области – Трансзабайкальский аккреционно-коллизионный ороген, в пределах ко-
торого развит одноименный региональный металлогенический пояс (Семинский, 2006).
      Байкало-Витимская каледонская складчатая система, включающая Озернинский
рудный узел, занимает восточное и юго-восточное положение Алтае-Саянской области
(в современных координатах). Закономерности ее развития целесообразно рассмотреть
во взаимодействии с подобными ей каледонскими складчатыми системами.
      Большая часть Байкало-Витимской системы занята остатками Баргузинского кон-
тинентального массива, созданного (Зоненшайн и др., 1990) «…аккреционным путем
перед вендом (или поздним рифеем)». Согласно современным положениям террейново-
го анализа (Кузьмин и др., 2000), Баргузинский палеомикроконтинент сформировался
как супертеррейн. Внутреннее строение остальной сохранившейся части Байкало-
Витимской системы, согласно В. Г. Беличенко (1977; 1983), характеризуется зональным
строением.
      Окраинная зона приближена к краю Сибирской платформы и является амагма-
тичной преимущественно карбонатной, Еравнинская (Удино-Витимская) зона занимает
внутреннее положение системы и насыщена вулканогенно-осадочными и интрузивны-
ми породами. Баргузинский батолит палеозойских гранитоидов почти полностью унич-
тожил прежнюю структуру системы, особенно ее внутреннюю Еравнинскую зону. О
ней можно судить лишь по провесам кровли. К одному из таких провесов приурочен
Озернинский рудный узел.
      Останцы нижнепалеозойских отложений в Еравнинской зоне протягиваются це-
почкой среди гранитоидов Баргузинского батолита вдоль р. Уды на северо-восток от
г. Улан-Удэ до р. Витим. Они сложены андезит-дацитовой формацией (олдындинская
свита), которая включает диабазы, андезиты, дациты, их туфы, биогермы археоциато-
вых известняков. Безусловно, это островодужный комплекс, что и подтверждается пет-
рохимическими данными И. В. Гордиенко, Д. И. Царева, А. П. Фирсова и др.
      Гранитоиды Баргузинского батолита, согласно результатам исследований
Б. В. Литвиновского и А. Н. Занвилевич, прорывают фаунистически охарактеризован-
ные нижне-среднекембрийские отложения, а галька этих гранитоидов встречается в
конгломератах верхнего кембрия–ордовика. Но среди гранитоидов встречаются прове-
сы кровли с фауной ордовика (Беличенко, 1977) и девона (Минина, 2003). То есть фор-
мирование гранитоидов огромного батолита происходило длительным путем в течение
нижнего-среднего палеозоя на коллизионном и постколлизионном этапах развития. По-
видимому, оно было связано со столкновением континентальных блоков, ограничи-
вающих Байкало-Витимскую систему, и с влиянием Центрально-Азиатской горячей
области. И хотя надежных данных о времени формирования ее складчатых дуг нет,
Л. П. Зоненшайн и др. (1990) предполагают среднепалеозойский их возраст.
      История развития Байкало-Витимской складчатой системы может быть восста-
новлена только в самых общих чертах, но даже такая фрагментарность важна для по-
нимания геодинамического районирования Озернинского рудного узла, особенно для
выяснения роли его главного раннекаледонского островодужного комплекса.
      В позднем рифее, венде и раннем кембрии на более древних рифейских аккреци-
онных комплексах Баргузинского микроконтинента сформировалась пассивная конти-
нентальная окраина (Окраинная известняковая зона). Примерно такая же обстановка,
очевидно, существовала на других микроконтинентах (рис. 3.35). К востоку от Баргу-
зинского микроконтинента (в современных координатах) пассивная континентальная
окраина открывалась в сторону океана неизвестных размеров. Внутри этого гипотети-
ческого бассейна находилась островная вулканическая дуга.



134


               ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ




          Рис. 3.35. Реконструкция Алтае-Саянской области на ранний кембрий, 550 млн лет
                                      (Зоненшайн и др., 1990).

       1 – океаническая кора; 2 – шельфовые моря; 3 – суша; 4 – карбонатные массивы; 5 – оси спредин-
га; 6 – задуговый спрединг; 7 – зоны субдукции; 8 – вулканические дуги; 9 – гранитные батолиты;
10 – зоны складчатости и метаморфизма; 11 – экзотические блоки кристаллических пород; 12 – внутри-
плитный магматизм; 13 – подводные конуса выноса; 14 – угли; 15 – моласса; 16 – палеошироты


      В течение раннего–среднего кембрия ложе океана между Баргузинским континен-
том и островной дугой было полностью поглощено в зоне субдукции под островной ду-
гой (рис. 3.36). В позднем кембрии началось столкновение Баргузинского континента с
основной массой Сибирского (Ангаро-Анабарского) континента. Появились в связи с
этим выплавки первых порций гранитоидов Баргузинского батолита и образования
горного рельефа в Западном Забайкалье с накоплением молассы верхнего кембрия–
ордовика (исташинская свита). Но океанический бассейн не был полностью закрыт,
между Баргузинским континентом и Алданским щитом существовало, по-видимому,
пространство с океанической или сильно утонченной континентальной корой.


                                                                                                135


                                          А. Т. КОРОЛЬКОВ




        Рис. 3.36. Реконструкция Алтае-Саянской области на поздний кембрий, 500 млн лет
                                    (Зоненшайн и др., 1990).
      Условные обозначения см. на рис. 3.35.

      Алданский щит и Баргузинский континент современное положение заняли, веро-
ятно, с раннего девона (рис. 3.37). Сибирь значительно переместилась к северу, так как
в это время начал раскрываться океан Тетис. По правостороннему Жуинскому сдвигу
Алданский щит с севера (в современных координатах) переместился на юг, примерно,
на 300 км. По мнению Л. П. Зоненшайна и др. (1990), такое гигантское правостороннее
перемещение хорошо объясняет дугообразную конфигурацию каледонской Байкало-
Витимской складчатой системы.
      Кроме того, по нашим представлениям, преимущественно правосдвиговые зо-
ны смятия Озернинского рудного узла (рис. 3.38; 3.39) могли формироваться кине-
матически зависимо от крупнейшего правостороннего Жуинского сдвига. Причем,
примерно, в это же время юго-западная часть Сибири вместе с присоединенной к
ней Алтае-Саянской окраиной (в современных координатах) перекрыла горячее по-
ле. Возник интенсивный внутриплитный магматизм, который сопровождался растя-
жениями, дифференциальными движениями блоков и образованием «рифтогенных»

136


              ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ


межгорных впадин (Кузнецкая, Минусинская, Тувинская). По-видимому, синхронно
с этим могло произойти заложение крутопадающих взбросо-сдвиговых соскладча-
тых разломов (зон смятия) в Удино-Витимской внутренней зоне Байкало-Витимской
складчатой системы.




        Рис. 3.37. Реконструкция Алтае-Саянской области на ранний девон, 410 млн лет
                                   (Зоненшайн и др., 1990).

     Условные обозначения см. на рис. 3.35.



     В позднем палеозое и мезозое дифференциальные сдвиговые движения по этим
разломам неоднократно повторялись. Они происходили на фоне поступательно-
вращательного дрейфа Сибирского палеоконтинента против часовой стрелки, что при-
вело к появлению субщелочных интрузий, в том числе, даек основного, среднего, ки-
слого состава и гидротермально-метасоматических рудных тел разных металлогениче-
ских типов.
     Зоны разломов прослеживаются в северо-восточном направлении и имеют в ос-
новном крутое юго-восточное падение. Расчленение пород в зонах деформации по сте-
пени дробления и метасоматоза позволяет обнаружить их сложное строение.




                                                                                       137


138
                                                                                                                                                                                                                                А. Т. КОРОЛЬКОВ




                                     Рис. 3.38.
               Условные обозначения к рис. 38 Схема распределения разнотипного оруденения в структурах Озернинского рудного узла (Феофилактов, Корольков, 1983).
               1 – четвертичные отложения; 2 – пермь-триасовая цаган-хунтейская вулканогенная толща; 3–7 – палеозойские литолого-стратиграфические ярусы: 3 – верхнепалеозойский гундуйский (андезитовые и базальтовые пор-
      фириты), 4 – кембрийско-ордовикский сурхептинский (известняки с горизонтами эффузивов), 5 – нижнекембрийский олдындинский (эффузивы среднего состава с горизонтами известковистых туффитов и известняков), 6 – диа-
      базовые порфириты; 7–8 – позднепалеозойские интрузивные породы: 7 – диоритового состава, 8 – граносиенитового и гранитного состава; 9 – мезозойские дайки: а) сиенит-порфиров, б) андезитовых и долеритовых порфиритов;
      10 – позднепалеозойско-мезозойские жерловые фации вулканов (предположительно); 11 – зоны приразломных деформаций; 12 – предполагаемая зона межформационного надвига; 13 – прочие разломы; 14–16 – оруденение (с
      примерным указанием простирания и протяженности рудных тел): 14 – магнетит-сульфидное, 15 – колчеданно-полиметаллическое (озерный тип), 16 – кварц-существенно-сульфидное полиметаллическое: а) назаровский тип, б)
      медно-баритовое; 17 – зоны кварц-пиритового прожилкования: а) прослеженные, б) предполагаемые; 18 – мощность осадочно-вулканогенных толщ (по данным геофизики); 19 – номера месторождений и рудопроявлений: 1 –
      Гурвунурское, 2 – Озерное, 3 – Гундуйское, 4 – Аришинское, 5 – Звездное, 6 – Южно-Аришинское, 7 – Октябрьское, 8 – Солонго, 9 – Магнетитовое, 10 – Майское, 11 – Назаровское; 20 – линии разрезов, по которым проведены
      структурные исследования; 21 – элементы залегания разломов


               ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ




   Рис. 3.39. Схема разрывной тектоники по геофизическим данным и размещение оруденения
                      в Озернинском рудном узле (Феофилактов и др., 1985).

       1–6 – колчеданно-полиметаллическое (1), железорудное (2), железо-медно-баритовое (3), железо-
полиметаллическое (4), сидеритовое (5), марганцевое (6) оруденение; 7–9 – рудоконтролирующие (7),
вмещающие дайковые образования (8), северо-западного (а) и субширотного (б) направлений (9) разло-
мы; 10 – контур останца нижнекомбрийских рудовмещающих пород (а) и вмещающие их гранитоиды
(б); 11 – диориты; 12 – средне-верхнепалеозойские (?) эффузивы; 13 – эффузивы триаса; 14 – отложения
мезозойских впадин.
       Цифры в кружках — номера месторождений и рудопроявлений: 1 – Озерное, 2 – Назаровское, 3 –
Магнетитовое-Солонго, 4 – Звездное, 5 – Солнечное, 6 – Ульзутуй-1, 7 – Ульзутуй-2, 8 – Турхул, 9 –
Гундуй, 10 – Аришинское, 11 – Гурвунур, 12 – Северный Гурвунур, 13 – Северное Магнетитовое, 14 –
Горхон, 15 – Юбилейное, 16 – Октябрьское, 17 – Таежное, 18 – Васильевское, 19 – Майское



     Кроме крутопадающих, четко выделяются пологие продольно-слоевые зоны рас-
сланцевания. Кинематически, согласно теории эллипсоида деформации, такие наруше-
ния являются оперяющими для крутопадающих зон смятия с установленной природой
формирования.
     Другими словами, мы имеем дело с крутопадающими взбросовыми дуплексами с
обстановками транспресии между ними. Типовые структурные рисунки подобных
структур приводит в своей работе М. Л. Копп (1997). На рис. 3.40 даны возможные ва-
рианты таких структурных рисунков.
     Признаком синхронного функционирования тех и других разломов выступает
одинаковый характер проявления по ним метасоматоза, особенно пропилитизации, ка-
лишпатизации и повсеместной пиритизации вмещающих толщ.



                                                                                               139


                                        А. Т. КОРОЛЬКОВ




             Рис. 3.40. Типовые структурные рисунки, связанные с изломами сдвигов
        и их кулисным расположением (план). Внизу – обстановка транспрессии, вверху –
                              обстановка транстензии (Копп, 1997).

      А – поступательное движение крыльев; Б – синтетическое вращение крыльев;
      В, Г – антитетическое вращение крыльев (сдвиговые дуплексы): В – амплитуда смещения не меня-
ется вдоль всей линии коленчато-изогнутого сдвига, Г – амплитуда смещения изменяется вдоль линии
коленчато-изогнутого сдвига.
      1 – направление горизонтального сжатия; 2 – направление поворота крыльев; 3 – сдвиги; 4 –
взбросы и надвиги (вершины треугольников — по падению сместителей); 5 – сбросы и раздвиги
(бергштрихи — по падению сместителей)


      3.4.4. Металлогенические особенности
      Как было указано, в пределах рудного района установлена группа месторождений
и рудопроявлений полиметаллов и золота. Они локализуются в вулканогенной карбо-
натно-терригенно-туфогенной толще. При этом характерны согласные пластовые и се-
кущие рудные тела. Однако при изучении условий локализации оруденения недоста-
точно внимания обращалось на роль разрывной тектоники.
      При поисковых, разведочных и тематических работах до 70–80-х годов двадцато-
го века многие признаки разрывной тектоники не картировались, хотя вдоль зон разло-
мов протягиваются мощные зоны метасоматического изменения горных пород (Царев,
1978). Кварц-серицит-микроклиновые метасоматиты, окружающие руды Озерного,
Звездного, Ульзутуйского и других колчеданных месторождений, считались кислыми
эффузивами, туфами, туффитами и другими первичными породами. Тектонометасома-
тические брекчии именовались осадочными образованиями.
      Поскольку на большинстве месторождений разрывные нарушения не выделялись,
то их непосредственное влияние на локализацию оруденения ранее не выяснялось.
Группа сотрудников ВостСибНИИГГиМСа во главе с Г. А. Феофилактовым (в которой

140



    
Яндекс цитирования Яндекс.Метрика