«Федеральное агентство по образованию ГОУ ВПО Иркутский государственный университет Геологический факультет А. Т. Корольков ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ 1 А. Т. КОРОЛЬКОВ УДК 553.411 : ...»

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

Федеральное агентство по образованию

ГОУ ВПО «Иркутский государственный университет»

Геологический факультет

А. Т. Корольков

ГЕОДИНАМИКА

ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ

ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

1 А. Т. КОРОЛЬКОВ УДК 553.411 : 551.2(571.5) ББК 26.325.1 : 26.2(2Р54) Печатается по решению научно-методического совета геологического факультета Иркутского государственного университета Монография подготовлена при поддержке аналитической ведомственной целевой программы «Развитие научного потенциала высшей школы (2006–2008) проект РНП.2.2.1.1.7334 «Научно-образовательный центр Байкал»

Научный редактор академик РАЕН, профессор Ж. В. Семинский Рецензенты:

доктор геолого-минералогических наук, профессор А. П. Кочнев, доктор геолого-минералогических наук, профессор Е. Т. Бубнов Корольков А. Т.

Геодинамика золоторудных районов юга Восточной Сибири / А. Т. Корольков. – Иркутск : Изд-во Иркут. гос. ун-та, 2007. – 251 с.

Рассмотрена геодинамика крупных золоторудных районов юга Восточной Сибири: Бодайбинского, Муйского, Еравненского, Гарганского, Балейского. Они приурочены к орогенным поясам трех типов – пассивной континентальной окраины, аккреционноколлизионному, 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.

Библиогр. 279 назв. Ил. 102. Табл. 11.

ISBN 978-5-9624-0195- УДК 553.411 : 551.2(571.5) ББК 26.325.1 : 26.2(2Р54) © Корольков А. Т., ISBN 978-5-9624-0195- © ГОУ ВПО «Иркутский государственный университет»,

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

ОГЛАВЛЕНИЕ

Введение……………………………………………………………………………………... Глава 1.

ОБЗОР ПРЕДСТАВЛЕНИЙ ПО МЕТАЛЛОГЕНИИ ЗОЛОТА В ОРОГЕННЫХ

ПОЯСАХ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

1.1. Золоторудные месторождения, связанные с магматизмом

1.2. Золотое оруденение, связанное с метаморфизмом

1.3. Купольно-сводовый тектогенез и золотое оруденение

1.4. Вулкано-плутонические пояса и золотое оруденение

1.5. Золотое оруденение в зонах глубинных разломов и скрытых разломов фундамента

1.6. Теория литосферных плит и металлогенический анализ

1.7. Металлогеническое районирование региона

1.8. Главные эпохи образования месторождений золота

1.9. Металлогенические формации

Глава 2

ГЕОДИНАМИКА И МЕТАЛЛОГЕНИЯ ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ В

СКЛАДЧАТО-НАДВИГОВЫХ ПОЯСАХ ПАССИВНОЙ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ

ОКРАИНЫ

2.1. Строение металлогенических поясов складчато-надвиговых орогенов окраины кратона

2.2. Геодинамика и металлогения Бодайбинского золоторудного района.................. 2.2.1. Тектоническая позиция района

2.2.2. Основные этапы развития

2.2.3. Геодинамическая модель

2.2.4. Металлогенические особенности

Глава 3

ГЕОДИНАМИКА И МЕТАЛЛОГЕНИЯ ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ В

ОРОГЕННЫХ ПОЯСАХ АККРЕЦИОННО-КОЛЛИЗИОННОГО ТИПА

3.1. Строение металлогенических поясов аккреционно-коллизионных орогенов...... 3.2. Геодинамика и металлогения Гарганского золоторудного района

3.2.1. Тектоническая позиция района

3.2.2. Основные этапы развития

3.2.3. Геодинамическая модель

3.2.4. Металлогенические особенности

3.3. Геодинамика и металлогения Муйского золоторудного района

3.3.1. Тектоническая позиция района

3.3.2. Основные этапы развития

3.3.3. Геодинамическая модель

3.3.4. Металлогенические особенности

3.4. Геодинамика и металлогения золота Еравнинского комплексного рудного района

3.4.1. Тектоническая позиция

3.4.2. Основные этапы развития

3.4.3. Геодинамическая модель

3.4.4. Металлогенические особенности

Глава 4

ГЕОДИНАМИКА И МЕТАЛЛОГЕНИЯ ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ

ВНУТРИПЛИТНЫХ ОРОГЕННЫХ ПОЯСОВ

4.1. Строение металлогенических поясов внутриплитных плюмтектонических орогенов

4.2. Геодинамика и металлогения Балейского золоторудного района

4.2.1. Тектоническая позиция района

4.2.2. Основные этапы развития

4.2.3. Геодинамическая модель

4.2.4. Металлогенические особенности

Глава 5

ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ

МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКИХ ФОРМАЦИЙ ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА

ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

5.1. Краткая геодинамическая характеристика золоторудных районов

5.2. Сравнительный анализ металлогенических формаций коллизионного и постколлизионного (внутриплитного) этапов развития

Глава 6

ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ В

ОРОГЕННЫХ ПОЯСАХ СЕВЕРО-ВОСТОКА АЗИИ

6.1. Типы орогенных поясов Северо-Востока Азии

6.2. Основные золоторудные районы складчато-надвиговых орогенов опущенных окраин Северо-Азиатского кратона

6.3. Основные золоторудные районы аккреционно-коллизионных орогенов.......... 6.4. Основные золоторудные районы внутриплитных плюмтектонических орогенов

6.5. Металлогенические формации и продуктивность золоторудных районов различных типов орогенных поясов

Заключение

Библиографический список

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

ВВЕДЕНИЕ

Анализ геологического строения различных территорий с геодинамических позиций является наиболее перспективным для развития современной региональной геологии. Однако палеореконструкции производятся для крупных регионов. Преимущественно они основаны на мелкомасштабных работах. Проникновение идей мобилизма в металлогению, особенно в металлогению золоторудных районов, происходит более медленными темпами. В то же время применение теории литосферных плит для этой области знаний может оказаться весьма продуктивным. Свежий взгляд на процесс формирования золоторудных месторождений в давно известных золоторудных районах даст возможность скорректировать поисковые, оценочные и разведочные работы.

Цель исследования – установление геодинамических обстановок формирования и металлогении золоторудных районов различных орогенных поясов южной части Восточной Сибири для оценки перспектив золотоносности. Задачи: 1) определение последовательности геодинамических событий на территории золоторудных районов; 2) анализ закономерностей развития основных рудовмещающих структур;

3) выявление главных рудовмещающих, рудоносных, рудогенерирующих и рудообразующих формаций золоторудных районов; 4) выяснение геодинамической роли выделенных металлогенических формаций; 5) сравнительный анализ золоторудных районов для выявления наиболее общих закономерностей их формирования.

В течение многих лет (1987–2007 годы) автор занимался оценкой степени золотоносности Балейского, Бодайбинского, Муйского, Гарганского золоторудных районов и Еравнинского комплексного рудного района. В Восточном Саяне авторские исследования в настоящее время продолжаются.

В Балейском золоторудном районе по результатам детального геологического картирования с участием автора составлена геологическая карта 1:10 000 масштаба, геофизические и геохимические карты по первичным ореолам рассеяния того же масштаба на территорию Балейского золоторудного узла. Автором изучены закономерности формирования и металлогения впервые выделенной Ундинской купольной структуры, вмещающей Балейский золоторудный район, исследованы с различной степенью детальности главные месторождения и рудопроявления.

В Бодайбинском золоторудном районе с участием автора проведены комплексные работы по геологическому доизучению масштаба 1:50 000 (ГДП –50) центральной его части и детальные геолого-структурные наблюдения на отдельных перспективных участках.

В Муйском золоторудном районе автор проводил специализированные тематические исследования по оценке золотоносности в притрассовой части Байкало-Амурской магистрали, результатом которых стала карта размещения золотого оруденения северной части Муйского золоторудного района масштаба 1:100 000, и фрагментарные детальные структурные исследования на основных золоторудных участках.

В Еравнинском комплексном рудном районе с участием автора впервые проведена оценка на коренное золото Озернинского комплексного рудного узла, где передокументировано 3/4 части всего сохранившегося керна скважин и составлена на новой структурной основе карта золотоносности всего рудного узла в масштабе 1:10 000.

В Гарганском золоторудном районе работы проводились как в подземных горных выработках, так и на поверхности. Автор участвовал в структурных исследованиях крупного Зун-Холбинского месторождения при подготовке материалов в ГКЗ (по штольням) и в поверхностных поисково-оценочных работах на ряде месторождений и рудопроявлений центральной части золоторудного района (Пионерское, Самартинское, Гранитное, Амбартогольское и др.). Это позволило автору предложить оригинальную модель связи золотоносности с различными типами структур латерального выжимания.

Работы проводились с различной степенью детальности по хоздоговорной тематике (Балейский, Гарганский золоторудные районы и Озернинский комплексный рудный узел), по отраслевым научным программам (Муйский золоторудный район) и производственным заданиям (Бодайбинский золоторудный район). По каждой из этих территорий были составлены карты золотоносности, детально изучены структуры отдельных месторождений и рудопроявлений. Многолетний накопленный фактический материал переосмыслен автором с позиций главных положений теории литосферных плит. Были также обобщены и проанализированы результаты работ большой группы геологов, которые исследовали эти золоторудные районы.

На формирование эндогенных месторождений золота юга Восточной Сибири влияют следующие факторы: а) магматизм вулканический и плутонический; б) метаморфизм, особенно, дислокационный; в) сводово-купольный тектогенез; г) глубинные разломы. Их благоприятное сочетание при концентрации золота зависит от особенностей геодинамики подготовительного и рудного этапов образования золоторудных районов, принадлежащих к металлогеническим поясам трех групп: 1) складчатонадвиговых орогенов окраины кратона, 2) аккреционно-коллизионных орогенов, 3) внутриплитных плюмтектонических орогенов.

В условиях орогенного складчато-надвигового пояса опущенной окраины кратона (Бодайбинский рудный район) локализация золотого оруденения обусловлена структурами латерального выжимания в виде поддвигового ороклина и разномасштабными куполами; золотое прожилково-вкрапленное оруденение сухоложского типа приурочено к внутренней наиболее дислоцированной части поддвигового ороклина, золотокварцевое жильное – к наименее дислоцированной мощной толще осадков за пределами влияния ороклина.

В тектонической обстановке аккреционно-коллизионных орогенов (Гарганский, Муйский, Еравненский рудные районы) золотое оруденение связано с разнотипными террейнами; локализация месторождений и рудопроявлений обусловлена конвергентными границами террейнов, где установлены структуры латерального выжимания и зоны сдвигов; золото-сульфидные рудные тела зун-холбинского типа характерны для области фронтального сжатия, золото-кварцевые жилы пионерского типа – для области геодинамических убежищ, золото-кварцевые жилы ирокиндинского, каралонского типа и золото-сульфидное оруденение назаровского типа – для сложных сдвиговых дислокаций.

В орогенных поясах внутриплитных плюмтектонических обстановок (Балейский рудный район) формирование золотого оруденения предопределено на предрудном этапе субдукционно-коллизионным Ундинским куполом, образовавшимся при закрытии позднепалеозойско-раннемезозойского Монголо-Охотского океана. Рудный этап обусловлен Борщевочным комплексом метаморфического ядра с рифтогенными впадинами, который был экспонирован в условиях растяжения под влиянием ЦентральноАзиатской горячей области; золото-сульфидно-кварцевые жилы голготайского типа вмещает Ундинская купольная структура, золото-кварц-халцедоновые жилы и жильные зоны балейского типа – рифтогенная впадина.

При формировании золотого оруденения в рудных районах на подготовительном этапе субдукционно-аккреционных обстановок образовывались основные рудоносные формации – дислокационно-метаморфическая и островодужная. В процессе рудообразования при коллизионных и постколлизионных обстановках развивались рудогенерирующие магматические формации, представленные нередко субщелочными интрузиями основного, среднего состава, и рудообразующие формации – интрузии кислого соГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ става. Типы рудных формаций золоторудных месторождений зависят от влияния процессов дислокационного метаморфизма, первичного субстрата вмещающих рудные районы террейнов, субдукционно-аккреционных и постколлизионных проявлений магматизма.

Наиболее масштабное золотое оруденение характерно для золоторудных районов орогенных поясов пассивной окраины Северо-Азиатского кратона (месторождения Сухой Лог, Олимпиаднинское), далее по продуктивности следуют месторождения золоторудных районов внутриплитных орогенов (Балейское, Тасеевское, Дарасунское, Куранахское и др.), затем – месторождения золоторудных районов аккреционноколлизионных орогенов (Коммунаровское, Ольховское, Зун-Холбинское, Ирокиндинское и др.). В первом случае источниками золота являются углеродистые приразломные метасоматиты и дайки основного состава, во втором – субщелочные малые интрузии и дайки основного и среднего состава, в третьем – офиолитовые зоны, интрузии габбро, плагиогранитов, тоналитов и дайки основного состава.

Установлено, что концентрации золотого оруденения во всех золоторудных районах сопутствовало сложное геодинамическое развитие территорий на доколлизионном этапе. Наибольшее значение при этом имело накопление индикаторных пород островодужной формации при разных типах субдукции или обдукции древних литосферных плит.

Для всех территорий при локализации рудовмещающих структур имели главное значение аккреционно-коллизионные процессы. В них участвовали разнотипные террейны и широко развитые структуры латерального (горизонтального) выжимания геологических масс, сопровождавшиеся образованием разномасштабных куполов. На структуры латерального выжимания автор впервые обратил особое внимание при исследовании золоторудных районов.

Постколлизионные процессы, обусловленные Центрально-Азиатской горячей областью, привели к рифтогенезу, экспонированию в верхние этажи комплексов метаморфических ядер, формированию малых интрузий субщелочного состава и дайковых поясов. Это отразилось на особенностях локализации рудовмещающих структур некоторых золоторудных территорий.

Теория литосферных плит придает генезису геологических формаций другой смысл: скорее всего, это породы-индикаторы различных типов границ литосферных плит. Особую роль играют породы-индикаторы, отражающие внутриплитные плюмовые процессы. Для сравнительного анализа золоторудных районов автор использовал известные представления о металлогенических формациях, интепретированные на основе концепции литосферных плит.

Работа выполнена в Иркутском государственном университете.

В процессе подготовки монографии автор неизменно пользовался ценными советами и поддержкой научного редактора академика РАЕН, профессора Ж. В. Семинского. Вдохновляющие идеи и советы академиков РАН Ф. А. Летникова и М. И. Кузьмина служили стимулом в работе, за что автор выражает им огромную благодарность.

Искренняя признательность выражается также коллегам по совместным разноплановым исследованиям золоторудных районов: В. В. Гладкову, С. П. Летунову, С. Н. Коваленко, Г. А. Феофилактову, В. В. Левицкому, Ю. И. Тверитинову, В. А. Тверитиновой, И. В. Одинцовой, А. А. Куликову, Н. А. Дорониной, А. А. Меляховецкому, А. В. Филимонову, Г. Б. Шуляку, А. М. Рогачеву и другим.

Самые теплые чувства вызывает поддержка работы со стороны декана С. П. Приминой и всех сотрудников геологического факультета Иркутского государственного университета, особенно коллег по кафедре геологии и геофизики Т. Н. Титоренко, М. В. Шорниковой, В. В. Булдыгерова, А. В. Сизова.

ОБЗОР ПРЕДСТАВЛЕНИЙ

ПО МЕТАЛЛОГЕНИИ ЗОЛОТА

В ОРОГЕННЫХ ПОЯСАХ

ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

Несмотря на большое количество исследований, посвященных причинам формирования коренных источников золота, однозначные и универсальные для поисков в разных районах критерии богатого оруденения пока не установлены.

История открытия многих крупных месторождений золота – длительный и трудный процесс, нередко составляющий несколько десятков лет. Недаром говорят, что «месторождения делают». Геолог всегда рискует, опираясь при поисках и разведке рудных объектов только на неоднозначные поисковые предпосылки и признаки.

По-видимому, правомерно говорить о стратегии и тактике поисковых работ. Тактика как раз и основана на прямых и косвенных поисковых предпосылках и признаках.

Стратегия обусловлена закономерностями, которые выявляются при металлогеническом анализе разномасштабных рудных площадей. Важнейшее значение среди них имеют рудные районы. Их сравнение друг с другом, с современными обстановками наиболее вероятного накопления золота необходимо подкреплять последними достижениями теоретической и экспериментальной геологии.

К сожалению, смена парадигмы в геологии отразилась негативно на отношении к металлогеническому анализу геологов-производственников. Поисковики на практике используют преимущественно лишь тактические приемы. Стратегия поисков месторождений золота, базирующаяся на современной геологической теории – тектонике плит – не получила широкого применения.

Золотое оруденение рассматриваемых в работе рудных районов имеет эндогенный генезис. В то же время его локализация происходила под влиянием различных геологических процессов. По этой причине в обзоре существующих представлений по проблемам обстановок формирования разнотипного золотого оруденения рассматриваются вопросы, связанные с ролью магматизма, метаморфизма и тектоники. Подчеркивается обусловленность всех процессов и структур движением литосферных плит, т.

е. геодинамикой (Борукаев, 1999). Эта вводная глава предшествует характеристике главных золоторудных районов южного обрамления Сибирской плиты, основанной на достижениях тектоники плит. Для сравнительного анализа выбранных золоторудных районов используются металлогенические формации, выделенные автором согласно с представлениями А. И. Кривцова и др. (1991).

Эндогенные золоторудные месторождения России в основном представлены постмагматическими гидротермальными образованиями (Рудные…, 1978), они не имеют

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

прямой генетической связи с конкретными магматическими телами. Однако магматические очаги могут являться источниками гидротермальных растворов и, нередко, рудного вещества, то есть связь оруденения и магматизма парагенетическая.

Как известно, рудогенерирующие комплексы магматических пород определяются по пространственному совместному нахождению их с золоторудными телами, по близости времени образования тех и других, по сходству автометасоматических и наложенных на интрузии процессов метасоматических изменений, сопровождающих оруденение, по близости спектра акцессорных минералов и геохимических элементов в магматических и околорудно-измененных породах. Большей частью золоторудные тела завершают формирование рудоносных магматических комплексов или их отдельных фаз, образуя рудно-магматические системы.

Рудогенерирующие магматические формации имеют сиалическое (коровое) и симатические (мантийное) происхождение.

Симатические очаги генерируют две группы продуктивных по золоту магматических формаций.

1. Дифференцированные интрузии базальтоидной магмы, богатой магнием, которые сформировались в платформенной обстановке и содержат сопутствующие им золотосодержащие медно-никелевые руды (Норильский район). Такие интрузии – результат рассеянного спрединга в пределах континентальной плиты – фиксируют ранее существовавшую «горячую область» в позднем палеозое–раннем мезозое (Кузьмин и др., 2000). Как правило, медно-никелевые руды имеют магматическую ликвационную природу, а золотое оруденение связано с более поздними гидротермальными растворами.

2. Серии базальтоидных вулканогенных и вулкано-плутонических формаций складчатых поясов, которым сопутствуют золотосодержащие колчеданные руды и собственно золотые месторождения. Последние связаны с внедрением малых интрузий габбро-диоритового и плагиогранитного состава, представлены кварцевыми жилами и зонами золотосодержащей сульфидной вкрапленности (Южный и Средний Урал).

Сравнительно недавно получено много достоверных данных (Зайков, 1991; Кузьмин и др., 2000) о том, что все эти месторождения сформировались, подобно современным «черным курильщикам» в океанах и задуговых бассейнах. Обширные задуговые бассейны реконструированы на Южном Урале, сформировавшиеся сульфидные месторождения в них связаны с отложениями Уральского окраинного бассейна, существовавшего в среднедевонское время.

Сиалические очаги генерируют магматические комплексы, с которыми пространственно тесно связаны собственно золоторудные месторождения, но значительной концентрации золота в гранитоидных расплавах не происходит, а природа их металлогенической специализации является сложной. Л. Н. Овчинников (1992) выделяет три типа магматических формаций в составе золото-кварцевой гранитоидной металлогенической формации, автор добавляет к ним четвертую.

1. Габбро-диорит-плагиогранитная в орогенно-складчатых поясах, которая представлена массивами, штоками и дайками плагиогранитов. Характерна для ВосточноУральского поднятия, Северного Казахстана и других регионов.

2. Тоналит-плагиогранитная в орогенно-складчатых поясах Урала, Северного Казахстана и других регионов.

3. Андезит-дацит-риолитовая с вулкано-плутоническими ассоциациями; характерны массивы, дайковые пояса и субвулканические образования с широко развитым калиевым метасоматозом в пределах позднеорогенных вулканических поясов (Карпаты, восток Евразии).

4. Щелочные и субщелочные породы позднего мезозоя, сложенные малыми интрузиями граносиенитов, сиенитов, бостонитов, лейцитовых порфиров. Такие интрузии широко развиты в пределах золоторудных полей Центрального и Южного Алдана и, по данным Ю. А. Билибина, имеют мантийное происхождение. Геодинамическое значение щелочного магматизма можно увязывать с начальными стадиями функционирования горячих областей и развитием континентального рифтогенеза, а также – с внешними зонами активных континентальных окраин (андийского типа).

По-видимому, все типы магматических формаций развиваются в обстановках активных континентальных окраин (особенно первых два) и зрелых островных дуг, которые соответствуют орогенным поясам зон субдукции андийского и западнотихоокеанского типа.

Существующие данные позволяют считать, что может происходить как накопление ювенильного золота в процессе дифференциации магматических очагов, так и экстракция золота из вмещающих пород, перерабатываемых при формировании интрузий.

Парагенетические связи золотого оруденения с гранитоидами субдукционных и коллизионных этапов развития подвижных поясов характерны для многих золотоносных областей. Состав пород в массивах колеблется от нормальных микроклиновых гранитов до гранодиоритов, граносиенитов и габбро.

Золотое оруденение в ряде областей сопровождало несколько фаз становления сложных интрузий, причем золоторудные жилы часто располагались за пределами массивов гранитоидов, в десятках километров от них, и локализовались в зонах складчатых деформаций, повышенного рассланцевания и трещиноватости вмещающих пород.

Многочисленные золоторудные месторождения связаны с «малыми» интрузиями.

В этом случае весьма характерным является положение руд в возрастной «вилке» между разновозрастными изверженными породами, что подчеркивает тесную связь рудо- и магмагенерирующих источников.

Вулканиты андезит-дацит-риолитового ряда и тесно ассоциирующие с ними малые тела монцонитов, граносиенитов, гранитов, сиенитов (островодужный ЗападноТихоокеанский комплекс) имеет особое значение для Тихоокеанского рудного пояса и его знаменитых месторождений золота и серебра.

Рассматривая проблему взаимоотношений гранитоидов и руд, И. В. Кучеренко (2000) отмечает: «…в последние годы накапливаются факты, которые свидетельствуют о том, что как сами граниты, так и ассоциированные с ними гидротермальные месторождения образованы при участии флюидов, генерированных в мантийных очагах. Это отвечающие мантийным меткам, близкие к метеоритному стандарту изотопные рубидий-стронциевые отношения в гранитах и гидротермальных околорудных метасоматитах, изотопные отношения свинца и серы сульфидов руд, углерода гидротермальных карбонатов… Приходит все большее понимание того, что дайки основного состава, отделяющие во множестве месторождений граниты от руд во времени, — это не случайно, и внедрение их обусловлено «послегранитной» активизацией мантийных магматических очагов, сопровождаемой рудообразованием. То, что гранитообразование и гидротермальное рудообразование в земной коре контролируются глубинными и оперяющими их региональными разломами, подчеркивает существование прямых связей коры с мантией в периоды породо-рудогенеза».

На тесную пространственную связь золотого оруденения и наиболее глубинных в регионе зон разломов указал проведенный (Зорин и др., 1998) геодинамический анализ Монголо-Охотского складчатого пояса и его обрамления (рис. 1.1). Большая часть рудных проявлений золота средне-позднеюрского возраста в Забайкалье тяготеют к северной и южной ветви Монголо-Охотской сутуры в их новой интерпретации (рис. 1.2). Повидимому, составляющие сутуру зоны разломов были в это время наиболее проницаемы для рудопродуцирующих магматических расплавов и золотоносных флюидов.

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

По глубине образования эндогенные золоторудные месторождения разделяются на три группы: 1) близповерхностные (от первых метров до 1–1,5 км), которые преимущественно связаны с процессами активного вулканизма и внедрением субвулканических интрузий; 2) среднеглубинные (от 1–1,5 до 4–5 км), связанные с гипабиссальными и гиповулканическими фациями интрузий; 3) глубинные (более 5 км), сопровождающие глубинные интрузии.

Источниками золота считаются глубинные флюиды, рудогенерирующие расплавы и вмещающие боковые породы.

В настоящее время для территории России выделяются следующие четыре формации золоторудных месторождений (Рудные…, 1978).

Рис. 1.1. Палеогеодинамическая реконструкция для Монголо-Охотского океана Ориентировка континентов показана с учетом палеомагнитных данных.

1 – зоны субдукции, 2 – рифты, 3 – трансформные разломы, 4 – главные надвиги 1. Золото-кварцевая (количество сульфидов до 5 %). Золото обычно свободное, характеризуется неравномерным распределением и образованием столбов, гнезд и кустов. Состав сульфидов в этой формации определяют различные минеральные типы.

Гидротермально-метасоматические изменения выражены относительно слабо и представлены хлоритизацией, окварцеванием, иногда карбонатизацией, серицитизацией и турмалинизацией.

2. Золото-кварц-сульфидная (количество сульфидов от 5 до 20 %) со следующими главными минеральными типами: а) пирит-арсенопиритовый; б) пиритхалькопирит-сфалерит-галенитовый; в) пирит-халькопирит-сфалерит-галенитовый с висмутом, буланжеритом, тетраэдритом, фрейбергитом и другими сульфидами и сульфосолями. Золото – в свободном и в дисперсном состоянии. Характерно крупностолбовое его распределение, которое зависит от особенностей размещения сульфидной минерализации. Рудные тела сопровождаются интенсивными гидротермальными изменениями. Наиболее широко развиты березитизация и лиственитизация, а в некоторых провинциях – альбитизация и турмалинизация.

Рис. 1.2. Схема плотности рудных проявлений золота (Зорин и др., 1998).

1–3 – градации плотности рудных проявлений (их количество на площади 100 км2 ); 1 – 1– 2, 2 – 3–4, 3 – 5 и более; 4 – основная ветвь Монголо-Охотской сутуры; 5 – дополнительная ветвь МонголоОхотской сутуры (фронтальная часть Ононского надвига); 6 – граница эрозионного окна в Ононском аллохтоне; 7 – разломы, образовавшиеся либо обновившиеся при коллизии континентов: ЧИ – ЧикойИнгодинский, ГА – Газимурский, УР – Урулюнгуевский 3. Золото-сульфидная. Главную роль играют пирит, сфалерит, галенит, халькопирит в переменных количествах. Жильные минералы – кварц, барит, карбонат – составляют до 10–15 %. Золото находится в свободном и дисперсном состоянии.

4. Золото-серебряная. Характеризуется высокой серебристостью золота и обилием собственно серебряных минералов при широко изменяющихся (от 1 до 20–30 %) количествах рудных минералов (сульфидов, сульфосолей, теллуридов и др.). Золотосеребряные месторождения характерны для вулканических поясов, размещаются вблизи вулканических некков и центров извержений. Гидротермальные изменения представлены пропилитизацией, обычны ее адуляровые и алунитовые фации.

Во всех выделенных формациях присутствуют теллуриды.

По возрасту месторождения золота могут быть связаны с альпийской, киммерийской, герцинской, каледонской, байкальской и карельской металлогеническими эпохаГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ ми. Установлена определенная направленность развития золотой минерализации во времени.

Для карельской, байкальской и каледонской металлогенических эпох характерны преимущественно глубинные и среднеглубинные месторождения, связанные с гранитоидным магматизмом, и формирование золотоносных конгломератов.

В герцинской эпохе, наряду с ними, появляются близповерхностные месторождения, связанные с островодужной формацией и отложениями задуговых и окраинных морей.

Мезозойская и альпийская металлогения характеризуются широким развитием среднеглубинных месторождений, сопутствущих малым интрузиям и гранитным батолитам, и возрастающей ролью близповерхностной золотой минерализации в вулканических поясах и в зонах активизации консолидированных структур с проявлением коллизионного и постколлизионного рифтогенеза. Последний тесно связан с широко распространенной в эти эпохи металлогенией «горячих областей».

В. А. Обручев (1934) при разработке классификации рудных объектов выделил группу метаморфических месторождений.

В дальнейшем изучение докембрийских щитов и древних платформ привело к открытию многих урановых, золоторудных, железорудных, полиметаллических и других месторождений среди метаморфизованных вулканических и осадочно-вулканических толщ.

Н. Г. Судовиков (1965) к основным причинам метаморфогенного рудообразования отнес следующие: мобилизация рудных элементов, их миграция, отложение рудного вещества. В. С. Домарев (1967; 1972; 1977) также пришел к выводу, что в растворах происходит миграция металлов, мобилизованных из пород при метаморфизме, их перенос на различные расстояния и образование концентраций рудных металлов в виде автохтонных или аллохтонных месторождений. Я. Н. Белевцев (1968) при исследовании железорудных месторждений выделил три группы: метаморфизованные, метаморфические, ультраметаморфические. Позднее ведущими специалистами нашей страны в этой области была разработана генетическая классификация метаморфогенных месторождений (Белевцев и др., 1976).

Детальная характеристика процесса образования метаморфогенных золотых руд при региональном метаморфизме осуществлена В. А. Буряком (1966; 1975; 1982; 1998).

С точки зрения оценки экономического потенциала метаморфогеннометасоматические формации рассмотрены В. Д. Мельниковым (1984). Их золотоносность представлена в табл. 1.1.

Анализ таблицы 1.1 показывает, что наиболее продуктивны месторождения следующих формаций (по убыванию их значимости): зеленосланцевых гидротермалитов – диафторитовая – кварцевых и сульфидно-кварцевых гидротермалитов в песчаносланцевых толщах — березит-лиственитовая.

В южной части Сибирской платформы в пределах глобального Южносибирского метаморфического мегапояса широко представлены зональные метаморфические комплексы, пространственно сопряженные с выходами гранитоидов (Вилор, 2000).

Месторождения и рудопроявления золота зональных метаморфических комплексов развиты преимущественно в поле распространения зеленосланцевой фации метаморфизма не далее изограды граната (золотоносная формация зеленосланцевых гидротермалитов). Прогрессивный метаморфизм — необходимый подготовительный этап генерации собственно гидротермальных растворов, это процесс мобилизации золота за счет структурной перестройки и изменения фазового состава пород. Н. В. Вилор считает, что «наиболее крупные зональные метаморфические комплексы являются основными золотодобывающими районами».

Главными промышленными типами для метаморфо-метасоматической формации зеленосланцевых гидротермалитов в пределах зональных метаморфических комплексов является жильное и прожилково-вкрапленное оруденение с возрастом от раннего протерозоя до позднего палеозоя. Но следует заметить, что надежных доказательств о генетической связи жильного и прожилково-вкрапленного оруденения зеленосланцевых гидротермалитов непосредственно с зональными метаморфическими комплексами не установлено. Наоборот, выявляется все больше подобных рудопроявлений и месторождений золота за пределами ареалов развития зональных метаморфических комплексов.

Золотоносность метаморфо-метасоматических формаций, по В. Д. Мельникову (1984) Зеленосланцевых гидротерма- Метаморфогенное Кварцевых и сульфидно- Метаморфогенное кварцевых гидротермалитов в песчано-сланцевых толщах Кварц-пропилитовая Метаморфогенное, постмагматическое Березит-лиственитовая Метаморфогенное, постмагматическое Колчеданная Метаморфогенное, постмагматическое, вулканогенное, гидротермально-осадочное Согласно Н. В. Вилору (2000), интервал 700–900 млн лет (поздний рифей) — основная металлогеническая эпоха для западной и восточной окраины Сибирской платформы, обусловленная позднепротерозойской эндогенной активностью байкальского тектоно-магматического цикла. Именно в это время сформировались главные зональные метаморфические комплексы, генерирующие оруденение. Однако возраст оруденения прожилково-вкрапленного (сухоложского) типа Байкало-Патомского нагорья – палеозойский, многие исследователи считают его постмагматическим, образовавшимся, скорее всего, в каледонский этап (Докембрий Патомского…, 1995). В то же время сухоложский тип оруденения наиболее типичен для зональных метаморфических комплексов. В настоящее время ставится под сомнение и главный возраст складчатости в пределах Байкало-Патомского складчатого пояса (Корольков, 2005).

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

Следует внимательнее отнестись к критическим замечаниям И. В. Кучеренко (2000), с которыми согласен и автор данной работы: «…потребовались… десятилетия, чтобы доказать, что дорудные содержания золота в сланцах, в том числе углеродистых, в золотоносных и незолотоносных районах соответствуют околокларковым уровням (1–3 мг/т)». В. А. Буряк в связи с этим предлагал идею об «отработанном золоте», которое сохраняется в породах после извлечения сверхкларковых его масс гидротермальными растворами, и продолжал настойчиво отстаивать метаморфогенное накопление благородных металлов. Однако по И. В. Кучеренко (2000), «…идея не получила поддержки среди специалистов, поскольку не было и нет доказательств существования в породах до рудообразования сверхкларковых количеств металла».

В пределах Патомского нагорья установлена (Лобанов и др.,1976; 2003; Синцов, Лобанов, 2005) приуроченность золотого оруденения и вмещающих его «углистых сланцев» к ядерным частям антиклинальных структур, которые формировались под действием тангенциального сжатия и представляют собой колонны ламинарного течения материала по кливажным плоскостям скольжения. Наблюдаются постепенные переходы от практически неизмененных разностей до грубоплитчатых, плитчатых, рассланцованных и тонкорассланцованных пород в центральных частях колонн ламинарного течения (Лобанов и др., 1976). Течение подчеркивается механической и минеральной линейностью, концентрацией чешуек серицита, хлорита и углистого вещества, причудливыми складками течения сульфидно-кварцевых и сульфидных прожилков. Зона интенсивных дислокаций имеет вид пластообразного тела с псевдостратиформным строением. Метасоматическая природа рудной минерализации устанавливается по поведению рудных и петрогенных элементов: из интенсивно рассланцованных пород происходит вынос кальция, железа и магния в процессе кислотного выщелачивания и концентрация этих элементов в сопряженных зонах осаждения («бурошпатизации», сульфидизации). То есть рудоносные «углистые» сланцы хотя и располагаются в пределах определенных горизонтов черносланцевых толщ, однако являются продуктами тектоно-метасоматической переработки первичноосадочных углеродистых карбонатно-терригенных отложений.

Геодинамические условия миграции золота (Бакулин, 1991; Буряк, Бакулин, 1998) очень сильно зависят от степени дислоцированности пород. Структура самородного золота является одной из наиболее рыхлых. Примерно такое же внутреннее строение у кристаллов самородного серебра, халькопирита, молибденита. Более рыхлое – только у висмутина, антимонита, галенита, станнина, сфалерита. Однако большинство металлов образуют электрически заряженные ионы, что при изоморфных замещениях приводит к появлению относительно прочных связей с минералами-хозяевами. Золото обладает минимальной энергией связи с другими элементами и минералами, оно электрически нейтрально, обычно замещает вакансии в дефектах кристаллов, адсорбируется на поверхностях, гранях роста, то есть образует непрочные связи. В условиях сжатия любое воздействие на минерал-носитель золота приводит к его высвобождению и переходу в подвижную фазу или в другой минерал. Кристаллизация золота как самородного металла, напротив, характерна для обстановок разуплотнения, растяжения. Огромное влияние динамометаморфизма в этом процессе бесспорно.

Поэтому вполне закономерно, что во всех складчатых поясах золотое оруденение приурочено к интенсивно дислоцированным толщам – зонам сжатия (рассланцевания), а в их пределах – к локальным областям растяжения (трещинным структурам). При этом многократная смена условий сжатия условиями растяжения, по-видимому, способна приводить к высокой концентрации благородного металла. Возможно, так могли сформироваться крупные полихронные и полигенные месторождения (метаморфогенно-гидротермального генезиса).

Верхняя часть земной коры, по-существу, сформировалась с архея в результате процессов широкомасштабной гранитизации, развивающейся по породам основного и ультраосновного состава. В подвижное состояние в этих условиях был приведен широкий круг петрогенных и рудных компонентов.

Главная форма проявления гранитизации – рост гранито-гнейсовых куполов (Летников, 1975; 1984 и др.), который совершается с приращением объема. Этот рост куполов зависит от разности плотностей между исходной и конечной гранитизированной породой, от интенсивности процесса, от его длительности, от состава исходных пород, от флюидного режима гранитизации. Появление расплавов в теле купола также сопровождается приращением объема, так как объем расплава больше объема исходного субстрата. Даже после завершения всех эндогенных процессов по сравнению с окружающими породами купол медленно «всплывает» из-за меньшей плотности.

Ф. А. Летников (1975) по степени зрелости и масштабности проявленных в них процессов выделил 3 типа купольных структур: гнейсовые купола (I тип); гранитогнейсовые купола (II тип); купола, перешедшие в гранитный массив (III тип).

Для гранитизированных областей металлогенические проблемы впервые предложено рассматривать в паре «купол–бассейн седиментации» (Летников, 1984).

По его модели, «незрелым» гранито-гнейсовым куполам (I типа) соответствуют амагматичные конседиментационные межкупольные структуры (рис. 1.3). Гранитогнейсовые купола высокой зрелости (III типа) могут обрамляться конседиментационными бассейнами, заполненными вулканогенно-осадочными породами.

В первом случае (рис. 1.3, нижняя часть) процессы гранитизации проявляются на глубине, верхние части куполов сложены метаморфизованными породами над зонами гранитизации. Поэтому в амагматичные конседиментационные бассейны происходит снос слабометаморфизованных пород, обогащенных Cu, Au, Fe, Ni, Co, V, Zn, проблематично Pb. Здесь можно встретить собственно осадочные рудные месторождения, диагенетические, метаморфогенные.

Во втором случае (рис. 1.3, верхняя часть) на границе купола и сопряженной с ним депрессии «…закладывается зона глубинных разломов, нередко дренирующих мантию». По таким разломам могут поступать магматические расплавы базальтового, андезитового и липаритового состава. Причем высокая «зрелость» купольной структуры определяет и соответствующую высокую «зрелость» сопряженного межкупольного прогиба, который обычно формируется между двумя валообразными поднятиями, сложенными гранито-гнейсовыми куполами. Такие валообразные поднятия-пояса могут разветвляться и окаймлять отдельные древние глыбы, в пределах которых также преобладают гранито-гнейсовые купола. Наблюдается тенденция к образованию контрастных пород: по мере нарастания процессов гранитизации в куполе появляются все более кислые разности гранитоидов, а в сопряженной депрессии усиливается прогибание и нарастает доля основных вулканитов. Также контрастна и металлогеническая специализация этой пары структур: в верхней части «зрелого» купола формируются небольшие по размерам массивы ультракислых гранитоидов и редкометалльных пегматитов с Li, TR, Ta, Nb, W, Be, Sn оруденением; в это же время в сопряженной депрессии к месторождениям более ранним (Cu, Au, Fe, Pb, Zn, V) добавляются россыпи циркона, монацита, ксенотима, ильменита, рутила. Вулканическая деятельность приводит к формированию гидротермальных месторождений с U-Mo, Ag-Au, As и Hg оруденением. Направленность процесса предполагает здесь образование также близких к стратиформным месторождений Sn, W, Be. Кроме того, будет происходить ремобилиГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ зация рудного вещества и его переотложение вблизи магмаподводящих каналов (серии сближенных даек, вулканические аппараты и т. п.).

Рис. 1.3. Схема эволюции и концентрирования рудного вещества в гранито-гнейсовых куполах и межкупольной депрессии (Летников, 1984).

1 – зона глубинного разлома, 2 – гнейсы и гранитоиды, 3 – в различной степени метаморфизованные породы за пределами зоны гранитизации и гранитообразования, 4 – осадочные породы, 5 – вулканогенные породы, 6 – глубинные породы на границе купола и депрессии Модель Ф. А. Летникова нами была успешно применена при металлогеническом анализе Ундинской купольной структуры (купола, перешедшего в гранитный массив) и сопряженной с нею депрессии (Корольков, 1987). Идея металлогенического подхода к паре структур «купол–межкупольная зона», на наш взгляд, является плодотворной для характеристики рудных районов и узлов, которые формируются в условиях активной окраины континентов, коллизии и постколлизионного рифтогенеза (плюмовой тектоники).

Однако распространение идеи о куполах различной степени зрелости для металлогенического анализа больших территорий породило много дискуссионных вопросов.

В 60–80-е годы прошлого века стало очевидным, что бытовавшая более 100 лет в геологической науке геосинклинальная концепция не может быть основой металлогенических построений для многих сложных по геологическому строению территорий. В то же время тектоника литосферных плит в нашей стране тогда еще не прижилась… Особенно большие дискуссии возникли при исследовании разномасштабных орогенных структур. Выяснилось, что наряду с эпигеосинклинальными горно-складчатыми поясами и областями существуют эпиплатформенные горные пояса и области (Хаин, 1973). Орогенез не всегда завершал развитие геосинклинали после инверсии тектониА. Т. КОРОЛЬКОВ ческого режима, часто развивался без проявления складчатости. В последнем случае формировались сводовые поднятия, расчлененные ограниченными разломами приподнятыми и опущенными блоками. Поднятые блоки насыщались интрузиями кислого, среднего, субщелочного состава. Опущенные блоки фиксировались впадинами рифтогенного или вулканогенного происхождения, которые заполнялись вулканогенными и терригенными континентальными осадками.

Монголо-Забайкальский пояс – типичный регион проявления эпиплатформенного орогенеза. Неудивительно, что именно при его изучении остро встал вопрос о выделении «третьего» структурного элемента наряду с геосинклиналями и платформами. Вначале такие орогены стали называть структурами дива (Чень-Года, 1960; Масайтис, Старицкий, 1963), эпигоналями (Комаров, Хренов, 1963, 1964), террасинклиналями (Косыгин, Лучицкий, 1962), областями автономной активизации (Щеглов, 1966), дейтерогенеза (Боголепов, 1968). Постепенно общепринятым для них стал безликий термин «области тектоно-магматической активизации», не затрагивающий дискуссионную проблему их происхождения.

Широко распространенные сквозные разломы (скрытые глубинные разломы фундамента) и концентрические структуры различного ранга в областях тектономагматической активизации (Томсон и др., 1984; Томсон, 1988; 1992) имеют важное значение для металлогении рудных районов. Различают три системы концентрических структур: линейная, гирляндовая, сателлитная. Первая представляет собой линейное сводово-рифтовое сочетание крупных сводов, нарушенных рифтогенными впадинами.

Вторая – линейно-вытянутое чередование сводов и депрессий не рифтогенного происхождения шириной до нескольких сотен километров. Третья – сочетание мелких кольцевых структур, нанизанных на кольцевые периферические разломы крупного свода (как бы планета со спутниками).

Согласно И. Н. Томсону, позиция рудных районов внутри сводов определяется:

1) приуроченностью к секториальным блокам трапециевидной формы, ограниченным радиальными и концентрическими разломами; 2) локализацией рудных районов и изолированных более мелких рудоносных площадей в наиболее проницаемых секторах, которые определяются пересечением сводов в этих местах сквозными разломами фундамента; 3) присутствием в пределах блоков рудных районов очаговых структур, вмещающих зональные магматические ареалы по периферии центральных кальдер или скрытых плутонов. Иллюстрирует эти эмпирические выводы пространственное положение важнейших рудных районов в наложенных позднемезозойских сводах Восточного Забайкалья (рис. 1.4).

В 80-х годах XX века возникли представления и о так называемом внегеосинклинальном гранито-сводовом тектогенезе, разработанные группой исследователей под руководством Ю. В. Комарова (Байкальский мегасвод…, 1984).

За основу была взята идея о степени зрелости купольных структур.

Для Западного, Восточного Забайкалья и территории Монголии эти авторы выделили систему мегасводов примерно в рамках известной по геолого-геофизическим данным мантийной неоднородности (воздымания кровли астеносферы). Каждый из мегасводов, в свою очередь, представлял систему купольных структур различной зрелости.

Причем степень зрелости структур увеличивалась в направлении от периферии мегасводов к их центральным частям.

Металлогенические представления базировались на взаимоотношениях куполов различной степени зрелости и межкупольных зон с глубинными разломами.

Так, для Байкальского мегасвода (рис. 1.5) в краевой части выделялись структуры низкой степени зрелости: гнейсовые, мигматитовые и гранито-гнейсовые купола. Центральные части мегасвода занимали так называемые «очагово-купольные структуры»

различного масштаба, то есть «купола, перешедшие в гранитный массив», по Ф. А. Летникову (1975).

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

Рис. 1.4. Схема зонального размещения минерализации в рудных районах 1 – рудные районы: I – Балейский, II – Букука-Белухинский, III – Этыкинский, IV – ШахтамаАкатуевский, V – Газимуро-Заводский, VI – Нерчинско-Заводский, VII – Кадаинско-Покровский, VIII – Кличкинский, IX – Абагайтуйский; 2 – разломы фундамента; 3 – тектонические долины в подножиях сводовых поднятий; 4 – опускания в центральных частях сводов; 5 – области распространения минерализации, связанной со скарнами; 6–8 – площади преимущественного развития высокотемпературных гидротермальных формаций: 6 – кварц-молибденитовой, 7 – кварцеворудной, 8 – кварц-касситеритовой и кварц-вольфрамитовой; 9–11 – области развития среднетемпературных формаций: 9 – галенитсфалеритовой, 10 – галенит-сфалеритовой с широким развитием ранних минеральных ассоциаций сульфидов железа и мышьяка, 11 – молибденит-галенит-сфалеритовой; 12, 13 – зоны распространения низкотемпературной минерализации: 12 – кварцеворудной балейского типа, 13 – кварц-карбонатнокиноварной, кварц-ферберит-киноварной, кварц-антимонитовой, кварц-антимонит-баритовой и флюоритовой Для золотого оруденения наиболее перспективными считались купола низкой степени зрелости, вблизи которых могло сформироваться при прогрессивном метаморфизме в черносланцевой толще прожилково-вкрапленное оруденение типа Сухого Лога. Регионы с широким развитием «очагово-купольных структур» могли содержать месторождения и рудопроявления золота только в пределах полосы влияния глубинных разломов, на пересечении их с межкупольными зонами. При этом становилась совершенно туманной для процесса формирования месторождений рудного золота роль самих купольных структур, особенно высокой степени зрелости.

Разработка гипотезы гранито-сводового тектогенеза в какой-то степени предшествовала широко распространенным в настоящее время взглядам о плюмовой тектонике и внутриплитном магматизме. В то же время отсутствие стройной теоретической базы в виде тектоники плит ограничивало анализ закономерностей формирования золотого оруденения. Многие эндогенные события на границах разновозрастных и разномасштабных плит (вулканические, субвулканические, интрузивные и динамометаморфические процессы) оказались не проанализированными, не востребованными, так как «выходили за рамки» гипотезы гранито-сводового тектогенеза.

Рис. 1.5. Структурная схема Байкальского мегасвода (Комаров и др., 1984).

1 – кайнозойские базальты; 2 – верхнепалеозойские и нижнемезозойские вулканогенные образования; 3 – докембрийские и кембрийские осадочно-метаморфические образования; 4 – гранитоиды;

5 – кайнозойские рифтогенные впадины; 6 – мезозойские межкупольные впадины; 7 – очаговокупольные структуры (1 – Эгингольская, 2 – Джидинская, 3 – Мало-Хамардабанская, 4 – Бабушкинская, 5 – Восточно-Хамардабанская, 6 – Мандрикская, 7 – Цаган-Дабанская, 8 – Ангырская, 9 – Дашабылкинская, 10 – Бом-Горхонская, 11 – Туркинская, 12 – Зазинская, 13 – Бутуйская, 14 – Чивыркуйская, 15 – Турокчинская, 16 - Ауникская, 17 – Северо-Баргузинская, 18 – Кавергинская, 19 – Конкудеро-Мамаканская, 20 – Большуглинская, 21 – Тельмамская); 8 – вулкано-купольные структуры (22 – Тэшигская, 23 – Боргойская, 24 – Тамирская, 25 – Тайдутская); 9 – гнейсовые, мигматитовые и гранито-гнейсовые купола;

10 – краевые гранито-гнейсовые валы (ПХ – Прихубсугульский, ЗХ – Западно-Хамардабанский, ВП – Восточно-Прибайкальский, ПР – Приморский, АК – Акитканский, ММ – Мамский, ЧС – Чуйский, ТН – Тонодский, ЧП – Чипикетский, НЖ – Нечеро-Жуинский, КК – Кодаро-Каларский, БТ – БутэлинНурский, ЗГ – Заганский, МЛ – Малханский, БЗ – Безымянный, ЯБ – Яблоновый, ЧР – Черского); 11 – Бодайбинский синклинорий; 12 – архейские (?) массивы (М - Муйский, А – Амалатский, Г – Гаргинский)

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

Для геосинклинальной концепции, наиболее длительное время господствовавшей в среде российских геологов, характерным было выделение двух типов вулканоплутонических поясов, которые соответствовали эволюции геосинклинали. Для собственно геосинклинального этапа развития выделялись вулкано-плутонические пояса инициального магматизма. Для орогенного этапа развития геосинклинали характерны были вулкано-плутонические пояса, завершающие ее эволюцию.

Но, как отмечает П. М. Хренов (1981), «…регион складчатого обрамления юга Сибирской платформы представляет, пожалуй, единственный район мира, где, начиная уже со среднего протерозоя и до четвертичного периода включительно, происходило формирование весьма своеобразных структур – областей тектонической активизации и связанных с ними вулкано-плутонических поясов». Эти пояса не обусловлены ни начальными, ни заключительными этапами геосинклинального развития.

Формирование таких поясов всегда приводило к образованию горной страны и часто – к различным по интенсивности проявлениям магматизма. Поэтому такого рода структурно-магматические комплексы считались проявлением тектоно-магматической активизации. Существовали и другие терминологические аналоги. Однако все они были далеки от концепции тектоники литосферных плит, от плюмовой тектоники. Происхождение процессов тектонической активизации, их место в общей эволюции земной коры были (и остаются!) остро дискуссионными.

Области проявления тектоно-магматической активизации стали подразделяться на сопряженные и автономные (Щеглов, 1966; 1968; Основные закономерности…, 1979;

Геологическое строение…, 1986 и др.). Первые несли черты временной и пространственной соподчиненности в характере тектонического режима от соседней геосинклинали. Вторые имели значительную оторванность по времени и независимость тектонического режима от развития геосинклинали. Негеосинклинальные вулкано-плутонические пояса также стали разделяляться на два типа: первый – пространственно не связанные с геосинклинальными областями (автономные), второй – сопряженные с ними во времени и в пространстве.

Несмотря на детально разработанную классификацию областей сопряженной и автономной активизации, наибольшие трудности возникали при установлении границ между эпигеосинклинальными орогенами и некоторыми формами выражения активизации эпиплатформенных орогенов.

К докембрийским вулкано-плутоническим поясам были отнесены Прибайкальский, Енисейский, Учуро-Майский (Хренов, Бухаров, 1972; Хренов, 1981). Золотое оруденение для них не имело большого значения.

Средне-позднепалеозойский вулканизм представлен Саянским поясом. С его тектоническими структурами связали золото-серебренное близповерхностное оруденение.

Мезозойский Монголо-Охотский пояс – самый богатый золотым оруденением.

Проанализировав возраст наиболее важных молибденовых, золоторудных, оловянных и вольфрамовых месторождений, С. С. Смирнов (1944) и последующие исследователи установили, что 90 % этих месторождений имеют позднеюрский возраст. Возникает вопрос: не связано ли это с окончательным закрытием Монголо-Охотского океана, которое произошло в средней юре.

Кайнозойский Саяно-Байкало-Становой пояс в металлогеническом отношении изучен недостаточно.

Сравнительный анализ выделенных П. М. Хреновым (1981) вулкано-плутонических поясов разного возраста континентальной части Восточной Сибири позволяет рассматривать их как металлогенические провинции, главную рудную нагрузку в которых играют редкие металлы, связанные с кислыми и щелочными интрузиями. В пределах этих поясов широко распространены месторождения золота и других металлов.

Главными структурами для золоторудных месторождений вулкано-плутонических поясов, по П. М. Хренову, являются вулкано-тектонические с жильным и штокверковым оруденением различных формаций.

Было также однозначно доказано, что ареалы проявления вулканизма в пределах вулкано-плутонических поясов имеют важное значение для локализации разнотипных рудных районов и узлов (Семинский, 1980; Вахромеев, Семинский, 1983).

Выделение и обоснование внегеосинклинальных вулкано-плутонических поясов тесно затрагивало проблемы формирования оруденения у границ литосферных плит и, особенно, внутри плит. Последнее может быть обусловлено как более древними границами аккретированных плит, так и длительным существованием горячей области под плитой (Кузьмин и др., 2000). Но исследователи таких поясов и вообще областей тектоно-магматической активизации не приняли основные положения новой глобальной тектоники, хотя и наиболее близко к ним подходили. Тем самым они ограничили возможность использования в металлогеническом анализе принципа актуализма в таком сложном районе, как Восточная Сибирь. Металлогеническая зональность у различных типов границ современных литосферных плит имеет аналоги и при развитии оруденения возле древних границ плит, конечно, многократно накладываясь и усложняясь.

Много нерешенных проблем обусловлено формированием внутриплитного магматизма и связанного с ним оруденения (как современного, так и древнего).

Происхождение процессов тектонической (или тектоно-магматической) активизации, сформировавших разновозрастные вулкано-плутонические пояса, оставалось геологам не вполне понятным. Главные причины формирования эмпирически выявляемой зональности оруденения, закономерности ее пространственной локализации сторонники тектоно-магматической активизации объясняли глубинным диапиризмом, то есть образованием астеносферных диапиров, в нынешнем понимании — плюмов. Результаты их работ подготовили благодатную почву для металлогенического анализа с позиций тектоники плит и плюмовой тектоники.

1.5. Золотое оруденение в зонах глубинных разломов Понятие о глубинных разломах впервые выдвинул американский геолог У. Хоббс (1911), который подразумевал под этим первоначальную сеть разломов (линеаментов), закономерно ориентированных относительно фигуры Земли. Пространственная ориентировка горных хребтов, впадин, очертания материков и структур земной коры подчиняются этой сетке разломов, которую позднее стали называть регматической. Главными направлениями общепланетарных глубинных разломов стали считать ортогональную (меридиональную и широтную) и диагональную (северо-западную и северовосточную) системы. Американские исследователи выделяли еще четыре промежуточных направления. Однако с появлением теории литосферных плит стало ясно, что глубинные разломы являются современными или более древними границами этих гигантских структур. Может ли влиять первоначальная сеть линеаментов на размещение и конфигурацию литосферных плит – вопрос, окончательно не решенный до сих пор.

Скорее всего, первоначальная сеть линеаментов может влиять на локализацию долгоживущих структур проницаемости мантийного заложения.

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

В отечественной геологической литературе утвердились представления о глубинных разломах после работ А. В. Пейве (1945, 1956, 1982). Они отвечают следующим главным признакам: 1) большая длительность существования; 2) значительная глубина заложения (достигают границы Мохо и астеносферы); 3) большая протяженность (сотни-тысячи километров); 4) большая ширина (десятки километров).

Глубинные разломы обычно ограничивают крупные тектонические единицы (платформы, орогенно-складчатые пояса, эпиплатформенные орогенные пояса и т. д.) либо входят в их состав, ограничивая разновозрастные орогенно-складчатые области или структурно-формационные зоны – террейны. Они могут совпадать с простиранием крупных тектонических структур или занимать по отношению к ним секущее положение.

Так, купольные структуры разного ранга закладывались над дренирующими зонами разломов и испытывали разнотипную активизацию при их последующем проявлении. То же самое относится к межкупольным депрессиям… Перемещения крупных блоков (террейнов или фрагментов литосферных плит) происходят по глубинным разломам. В зонах их динамического влияния развиваются оперяющие разрывы, происходит возникновение складчатости, проявлений вулканизма и интрузивного магматизма, к глубинным разломам приурочены многочисленные месторождения полезных ископаемых.

По кинематике они могут подразделяться на глубинные сбросы, раздвиги, взбросы, надвиги, сдвиги. Но такая характеристика весьма условна, так как за время своего длительного существования глубинные разломы неоднократно переходят из одного кинематического качества в другое (Павлинов и др., 1990).

При анализе взаимного расположения золотоносных провинций и районов намечаются протяженные золотоносные пояса. Это отмечали многие исследователи Сибири:

В. А. Обручев, С. С. Смирнов, Ю. А. Билибин, Ф. Н. Шахов, Я. Кутина, Н. А. Шило, А. Д. Щеглов, Е. А. Радкевич, В. Г. Моисеенко, А. А. Сидоров, В. А. Буряк, В. В. Левицкий, Ю. А. Бакулин, Л. В. Эйриш и др. Такие же золотоносные пояса характерны для Африканской и Северо-Американской литосферных плит (Шер, 1974).

Золотоносные пояса, как правило, имеют ортогональное или диагональное расположение и приурочены к зонам глубинных разломов, они могут быть наложенными на разновозрастные структуры (рис. 1.6; 1.7). Для Забайкалья поперечные к главному северо-восточному простиранию складчатых структур глубинные разломы принято называть «скрытые разломы фундамента» (Металлогения орогенов, 1992).

В пределах южного обрамления Сибирской плиты весьма показательным является размещение различных золоторудных районов в узлах пересечений глубинных разломов (рис. 1.7). На это обратили особое внимание В. А. Буряк, В. В. Левицкий (1977).

Позднее В. А. Буряк подмеченную закономерность распространил на всю Восточную Сибирь (Буряк и др., 1998). Узлы пересечения глубинных разломов, включающие золотоносные районы, располагаются на одинаковом расстоянии друг от друга (рис. 1.6). То есть подмечен определенный «шаг» в их размещении (Буряк и др., 1977; 1982; 1998).

Однако «шаг» меняется в зависимости от масштабности золотоносных объектов (рис.

1.6), от проявленности разрывных нарушений в различных по тектоническому значению блоках, от ранга глубинных разломов. Такой «шаг» объясняется «волновой природой распространения тектонических напряжений, приводящих к образованию рудолокализующих разрывов» (Буряк и др., 1998). В принципе, зная «шаг», можно прогнозировать открытие новых месторождений. Но пока ни один прогноз на основе «шага» не воспринимается всерьез, так как на практике не подтверждается, поскольку для формирования месторождения необходимо сочетание целой группы факторов.

Рис. 1.6. Схема пространственного размещения основных золотоносных провинций юга Сибири А – фактические данные. 1–2 – трансрегиональные золотоносные пояса первого ранга: 1 – ЛеноЯкутский, 2 – Амуро-Енисейский; 3 – золотоносные пояса более мелкого (второго) ранга; 4 – золотоносные провинции и районы первого ранга (по значимости) и их номера; 5 – золотоносные районы второго ранга; 6 – еще менее продуктивные золотоносные районы и узлы (третьего ранга); 7 – глубинные рудолокализующие субмеридиональные зоны повышенной проницаемости и обусловленные ими золотоносные пояса (I – Северо-Енисейский, II – Западно-Прибайкальский, III – Лено-Забайкальский, IV – АлданоГонжинский, V – Южно-Якутский, VI – Нижнеамурский); 8 – крупные разрывные нарушения; 9 – геосинклинальные складчатые структуры; 10 – платформенные «жесткие» структуры: а – Буреинский массив, б – Сибирская платформа. Золотоносные районы и узлы: 1 – Северо-Енисейский, 2 – Бодайбинский, 3 – Юдомо-Майский, 4 – Ниманско-Верхнеселемджинский, 5 – Алданский, 6 – Верхне-Амурский (Дамбукинский), 7 – Тумнинско-Удыльский, 8 – Большеминский, 9 – Верхнемамский, 10 – Среднемамский, 11 – Чаянгринский, 12 – Калакапский, 13 – Сугджарский, 14 – Унья-Бомский, 15 – Лангерийский, 16 – Маймакан-Магейский, 17 – Гонжинский, 18 – Сутам-Брянтинский, 19 – Чумикано-Тыльский, 20 – Нижнеамурский, 21 – Северо-Прибайкальский, 22 – Намаминский, 23 – Витимконский, 24 – Верхнеленский, 25 – Ципиканский, 26 – Шилкинский, 27 – Балейский.

Б – обобщенная эмпирическая закономерность в размещении разноранговых (по запасам) рудных провинций и районов: 1 – первого ранга, 2 – второго ранга, 3 – третьего ранга, 4 – четвертого ранга Рассматривая главные причины проявления золотоносности, В. А. Буряк отдает предпочтение именно глубинным разломам: по их проницаемым каналам в верхнюю оболочку Земли благородные металлы поступали с большой глубины (возможно, из мантии). Поскольку разломы в пределах земной коры могут проявляться в различных блоках, то и месторождения золота можно встретить в любых породах и в разной структурной обстановке.

Какую-либо связь степени развития золотоносности разных типов глубинных разломов, связанных с дивергентными, конвергентными или сдвиговыми (трансформными) границами древних литосферных плит большинство исследователей не фиксируют.

Для южного складчатого обрамления Сибирской плиты одни (Зорин и др., 1998) к наиболее золотоносной относят Монголо-Охотскую сутуру северо-восточного простирания (конвергентную границу плит), другие наиболее перспективными считают просто узлы пересечений диагональных разломов (Буряк и др., 1998) без связи их с какими-либо типами границ литосферных плит.

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

Рис. 1.7. Схема расположения глубинных зон повышенной проницаемости (осевых зон) и различных генетических типов золотого оруденения на юге Сибирской платформы и 1 – краевой шов Сибирской платформы; 2 – нижнепротерозойские образования Становой области;

3 – байкалиды, в том числе активизированные в каледонский этап; 4 – каледониды; 5 – герциниды;

6 – область мезозойской тектоно-магматической активизации; 7 –9 – генетические типы золотого оруденения (преобладающего): 7 – метаморфогенно-гидротермальное байкальской эпохи (районы и узлы, обозначенные цифрами на схеме: 1 – Ленский, 2 – Миньский, 3 – Мамский, 4 – Экибзяхский, 5 – Чаянгринский, 6 – Верхнемуйский, 7 – Нюрюдуканский, 8 – Верхнеленский, 9 – Ольгинский, 10 – Листвянкинский, 11 – Черемшанский, 12 – Утуликский), 8 – постмагматически-гидротермальное каледонской и варисской эпох (районы и узлы: 13 – Курбинский, 14 – Ципиканский, 15 – Чипчикон-Намаминский, 16 – Северомуйский, 17 – Южномуйский, 18 – Каларский, 19 – Кадыр-Осский, 20 – Урик-Китойский, 21 – Джидинский, 22 – Дарасунский), 9 – преимущественно балейского субвулканического и вулканогенного типов мезозойской эпохи (районы и узлы: 23 – Селенгинский, 24 – Чикойский, 25 – Бальджиканский, 26 – Любавинский, 27 – Илинский, 28 – Кручининский, 29 – Балейский, 30 – Могочинский, 31 – Урканский, 32 – Уровский, 33 – Куранахский, 34 – Нимнырский); 10 – осевые (центральные) части глубинных зон повышенной проницаемости; 11 – структурные швы: I – Туркино-Бамбуйский, II – Монголо-Охотский.

Зоны повышенной проницаемости северо-восточного (байкальского) простирания: А-А – Абчадская, Б-Б – Гаргано-Бодайбинская, В-В – Саяно-Ленская, Г-Г – Байкало-Чарская, Д-Д – ДархиншуйЦипиканская, Е-Е – Джида-Витимская, Ж-Ж – Станово-Чикойская; северо-западного простирания:

И – Сюльбанская, К-К – Нимнырская, Л-Л – Анадырская, М – Муйско-Урюмская, Н – Муйско-Уровская, О-О – Муйско-Могочинская, П-П – Непско-Шахтаминская, Р – Ципо-Агинская По нашему мнению, этот вопрос требуется доизучить. Так, кроме золотоносной для мезозоя северо-восточной Монголо-Охотской сутуры, по косвенным признакам выделяются преимущественно северо-западной ориентировки поперечные к этой сутуА. Т. КОРОЛЬКОВ ре также золотоносные разломы, которые можно трактовать как трансформные (Корольков, 1994; Мельник, Корольков, 2002).

Рассматривая причины появления мировых месторождений – золоторудных гигантов с учтенными запасами 500–1000 тонн и более, М. М. Константинов (2000) обращает внимание на очень интересную закономерность: максимумы рифтогенеза в истории Земли и максимумы угленакопления приблизительно соответствуют «пикам концентрирования крупных золоторудных месторождений». Возможно, такая закономерность касается только золоторудных гигантов, но, скорее всего, ставит перед исследователями разномасштабных золоторудных объектов новые задачи.

С точки зрения степени потенциальной рудоносности разных типов плитных ограничений этот вопрос пока не проработан. Кроме того, заслуживает изучения соотношение коллизионных и постколлизионных (внутриплитных) процессов в формировании результирующей золотоносности. Это актуально для южного складчатого обрамления Сибирской плиты и других регионов.

Большинство современных исследователей – сторонников теории литосферных плит – рассматривают южное складчатое обрамление Сибирской плиты как аккреционную окраину древнего Северо-Азиатского кратона (Божко, 1995; Гусев и др., 1995;

Парфенов и др., 1996 и др.). Террейны соответствуют ранее существовавшим представлениям о структурно-формационных или структурно-фациальных зонах (Кузьмин и др., 2000). Это «обломки», фрагменты различных типов литосферных плит либо ограничивающих их зон, которые участвуют в строении разновозрастных орогенноскладчатых областей и поясов (Парфенов и др., 1998). В соответствии с существующими представлениями, соединяясь друг с другом, террейны укрупняются (амальгамируют). Образуются составные террейны (при амальгамации однотипных террейнов) и супертеррейны (при соединении террейнов разного происхождения). Процесс причленения простых и сложных террейнов к древнему кратону получил название аккреция. Она может происходить в результате субдукции, обдукции или коллизии. Возраст амальгамации или аккреции оценивается по времени формирования вулканогенно-осадочных или осадочных перекрывающих комплексов либо по времени становления интрузивных или метаморфических сшивающих комплексов. По происхождению террейны разделяются на несколько типов: пассивной окраины, островодужные энсиматические или энсиалические, аккреционного клина, океанические, активных континентальных окраин и др. В случае крупномасштабных покровных перемещений террейны могут не только причленяться, но и перекрывать друг друга. Все это создает определенные трудности для их обоснования и изучения.

В Северной Америке и Канаде впервые возникло весьма перспективное направление металлогенического анализа крупных территорий на основе представлений о террейнах. Наиболее ярко в нашей стране оно отражено в металлогенической характеристике территории Саха-Якутии, которая сделана в коллективной монографии, вышедшей под редакцией Л. М. Парфенова и М. И. Кузьмина (Тектоника, геодинамика…, 2001). Для Байкальской горной области А. Н. Булгатов, И. В. Гордиенко (1999) рассмотрели закономерности размещения месторождений золота в пределах террейнов и других геологических образований (рис. 1.8). Эти авторы сделали вывод, что основными источниками золота являлись породы офиолитового ряда, неравнозначно проявившиеся в различных террейнах: кратонных, океанических, островодужных, турбидитовых. Для выделения континентального, океанического или промежуточных типов земГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ ной коры в пределах разных выделенных террейнов они использовали результаты геофизических исследований (Алакшин и др., 1988; 1991).

Рис. 1.8. Схема террейнов и размещений золоторудных месторождений 1 – Северо-Азиатский кратон; 2 – окраина Северо-Азиатского кратона (Патомский покровноскладчатый пояс-NST); террейны: 3 – кратонные (Чуйский-СН, Тонодский-TN, Нечерский-NR, Кичерский-KR, Муйский-MS, Амалатский-АМ), 4 – Парамский океанический (R1-2), 5 – Килянский островодужный (R2-3), 6 – турбидитовые рифейские (Мамский-ММ, Олокитский-ОК, Бодайбинский-ВВ, Баргузинский-BR, Верхневитимский-VV, Делюн-Уранский-DU); 7 – полихронные известково-щелочные гранитоиды (R3-PZ3); 8 – постаккреционные перекрывающие терригенно-карбонатные отложения (V–Є);

9 – Еравненский островодужный террейн (Є); 10 – отложения (KZ2) впадин Байкальской рифтовой зоны:

11 – надвиги и взбросы; 12 – сдвиги; 13 – предполагаемые контуры рифейских океанических террейнов;

месторождения и перспективные рудопроявления золота: 14 – золото-сульфидно-кварцевые прожилкововкрапленные, 15 – золото-сульфидно кварцевые жильные, 16 – золото-сульфидно-колчеданные прожилково-вкрапленные; 17 – контур, в котором сосредоточено 93 % учтенного россыпного золота Патомского нагорья (Казакевич, Ревердатто, 1972) Предполагается, что в среднем рифее океанические террейны (наиболее богатые источниками золота) субдуцировали под Муйский кратонный террейн и ЧароОлекминский выступ фундамента Северо-Азиатского кратона (рис. 1.8). Аккреция других террейнов произошла на коллизионном этапе в позднем рифее, этот процесс сопровождался дисперсией (разрушением) террейнов. Наибольшее значение имела трансляция (перемещение) террейнов по сдвигам субмеридионального или северо-восточного направления. Однако на схеме авторов (рис. 1.8) показаны в основном правые сдвиги северо-восточного простирания. Такие же перемещения продолжались по сдвигам в раннем, среднем и позднем палеозое. Они привели к формированию покровноскладчатых дуг (Акитканская, Патомская, Средневитимская), реоморфизму позднерифейских гранитоидов и многоэтапному становлению интрузий коллизионных гранитов.

Золотое оруденение в террейнах полихронно, этапы его проявления согласуются с коллизионными этапами позднего рифея, конца раннего палеозоя, среднего и позднего палеозоя. Оно было инициировано рудогенерирующими формациями – последовательными интрузиями гранитоидов вышеперечисленных коллизионных этапов.

Геохимия и металлоносность углеродистых отложений различных террейнов исследовались А. Г. Мироновым и др. (2002). Была доказана высокая перспективность на платиновое и золотое оруденение океанических террейнов задуговых бассейнов (сланцев задугового спредингового террейна), особенно для Восточного Саяна.

Закономерности размещения золоторудной минерализации в террейнах Бурятии исследовали А. Г. Миронов, С. М. Жмодик, А. А. Куликов (Золото Бурятии, 2004). Северо-Байкальский, Муйский, Багдаринский, Курбино-Еравнинский, Джидинский, Восточно-Саянский – главные золоторудные районы данной территории. Самые богатые (Муйский, Восточно-Саянский) приурочены к океаническим, островодужным и кратонным террейнам. Менее богатая золотая минерализация характерна для турбидитовых террейнов. Почти не известны месторождения золота среди обширных полей глубокоэродированных гранитных массивов, интрудирующих террейны.

В Муйском районе небогатое золото-сульфидное оруденение концентрируется в линзовидных рудных телах, которые залегают в зонах интенсивных дислокационнометасоматических изменений пород островодужного террейна (риолитов, дацитов, андезитов и их туфов). Богатые золото-кварцевые и золото-сульфидно-кварцевые жилы размещаются в пределах кратонного террейна (среди гнейсов и кристаллических сланцев), в зонах надвиговых дислокаций островодужного террейна, в пограничных швах, отделяющих турбидитовый террейн от океанического, в сдвиговой зоне, ограничивающей кратонный террейн. Предполагается, что источником свинца, серы и золота для наиболее богатого оруденения могли быть океанический и островодужный террейны, субдуцированные под кратонный.

В Восточно-Саянском районе наибольшей золотоносностью обладают кратонный и океанический террейны. Многочисленные золото-кварцевые жильные месторождения и рудопроявления концентрируются внутри кратонного террейна среди гнейсов, кристаллических сланцев, амфиболитов, гранитов и карбонатных пород. Золото-кварцевые жилы и богатые золото-сульфидные залежи характерны для интенсивно дислоцированных вулканогенно-осадочных образований предположительно офиолитового комплекса. Установлено, что кратонный террейн полностью перекрывался офиолитовым покровом, состоящим их нескольких чешуй (Добрецов и др., 1985; Геология и метаморфизм…, 1988). Позже в результате поднятия блока с кратонным террейном офиолиты были почти полностью эродированы с его центральной части, но сохранились по зонам обрамления.

Следует признать, что террейновый анализ – наиболее перспективный для решения региональных металлогенических вопросов. Требуется более внимательно и в опГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ ределенной последовательности (Кузьмин и др., 2000) подходить к распознаванию чужеродных блоков (террейнов), изучению структурно-вещественных особенностей их границ, слагающих их комплексов, обоснованию возраста амальгамации, аккреции, дисперсии и к определению древних координат террейнов.

На наш взгляд, необходим детальный структурный анализ многих крупных террейнов, так как большая часть их являются, как правило, супертеррейнами или составными террейнами. При их амальгамации, аккреции или дисперсии происходили сложные структурно-вещественные преобразования, формирующие структурные ловушки для рудных тел.

Аккреция и коллизия сопровождались образованием разнотипных полихронных массивов гранитоидов. Их формирование происходило, по-видимому, в пределах долгоживущих купольных структур различной зрелости, контуры которых могли совпадать или не совпадать с границами террейнов.

При изучении последовательных аккреционно-коллизионных процессов необходимо выяснять масштабы вертикального и латерального выжимания геологических масс и их соотношения друг с другом.

Крайне важным для южного обрамления Сибирской плиты является установление масштабов, длительности и степени рудоносности постколлизионных внутриплитных процессов, вызванных плюмовым тектогенезом, который был здесь широко проявлен (Ярмолюк и др., 2000; 2001).

Суперплюмы и плюмы (горячие области и точки) различного типа и морфологии приковывают внимание ведущих специалистов современности. За последние 20 лет появилось большое количество публикаций по глубинной геодинамике, конвекции, плюмам. Их авторы были Н. Л. Добрецов, А. Г. Кирдяшкин, Л. П. Зоненшайн, М. И. Кузьмин, Ю. М. Пущаровский, В. Л. Новиков, А. А. Савельев, В. Е. Фадеев, В. П. Трубицын, А. М. Бобров, В. В. Кубышкин, В. Е. Хаин, А. Т. Зверев, О. Г. Сорохтин, С. А. Ушаков, С. М. Кравченко, Л. И. Лобковский, А. М. Никишин, Ф. А. Летников, Ж. В. Семинский, большой коллектив японцев (М. Кумазава, С. Маруяма, С. Кавасахи, С. Иосиока, Т. Ито, Н. Фуджи и др.) и многие другие. Горячие точки и области оказали большое влияние на формирование горных пород и различных месторождений в пределах обширных территорий континентов. Выделяют восходящие глубинные потоки различных уровней зарождения (Добрецов и др., 2001):

1) от границы ядра и нижней мантии с глубины примерно 2900 км, 2) от границы верхней и нижней мантии с глубины 660 км, 3) от границы субдуцирующей плиты в тыловой части зон субдукции с глубин 100–300 км. Для мезокайнозоя периодичность проявления плюмов оценивается примерно в 30 млн лет при времени подъема самых глубинных нижнемантийных плюмов 0,5–5 млн лет (в среднем 1 млн лет). Это хорошо коррелируется с частотой проявления магнитных инверсий, максимумов глаукофансланцевого метаморфизма, периодическим изменением объема вулканических пород океанической коры и колебаниями общей тектонической активности Земли (рис. 1.9).

Установлена флюидно-геохимическая специализация астеносферных флюидных систем под литосферой разной степени зрелости (Летников, 1986; 2001). Предполагается существование литосферных блоков 3 типов, которые содержат разные наборы флюидных и некогерентных компонентов (рис. 1.10) Однонаправленный вынос из мантии приводит к ее истощению по этим компонентам, кристаллизации пород и формированию астеносферы на определенной глубине в зависимости от степени зрелости литосферы в конкретном регионе.

Вынос Au, Ag, As, Cu, Zn, Pb, Hg, Sb, Fe, Te характерен для астеносферной флюидной системы литосферы первого типа зрелости. Образующиеся под влиянием мантийных струй коровые и верхнемантийные очаги обогащаются золотом с переводом его в последующем во флюидную фазу. Экспериментально доказан вынос золота из базальтового расплава в гранитный при их взаимодействии и флюидном обогащении (Миронов и др., 1989; Золото Бурятии, 2004). При контакте флюида с твердыми горными породами наблюдается слабое перераспределение золота (5–15 %), а в случае появления в системе расплава с участием флюида золото выносится на 60–90 %. Обнаружена высокая растворимость золота в области проникновения кислого и основного расплава, приобретающего средний (андезитовый) состав. В такой гибридной обстановке вместе с золотом накапливается вода, железо и щелочи. Поэтому закономерно, что независимо от геохимического типа магматических пород золотое оруденение чаще всего тяготеет к малым интрузиям (штокам и дайкам), которые имеют «пестрый состав», обладают высокой флюидонасыщенностью, несут следы автометасоматических изменений и повышенный в 5–10 раз геохимический фон золота.

Рис. 1.9. Частота (а) и временная шкала (б) магнитных инверсий, сопоставленные с интенсивностью мантийного магматизма (в океанических плато, горячих точках и континентальных платобазальтах). Заимствововано из работы (Добрецов и др., 2001).

Точки на рис. а и б соответствуют пикам эклогит-глаукофанового метаморфизма. Каждая ступенька на заштрихованной гистограмме (б) — объем океанической коры, сформированной в течение 5 млн лет, тонкая линия показывает изменение тектонической активности Гибридные малые интрузии характерны для периферических (тыловых) частей зон субдукции андийского типа и горячих областей (Кузьмин и др., 2000; Золото Бурятии, 2001; 2004). Они относятся к продуктам латитового магматизма (Таусон, 1977)

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

габбро-монцонит-сиенитового формационного типа, отличаются повышенной щелочностью, пестрым неустойчивым составом, повышенным содержанием калия, преобладанием Mg над Fe в темноцветных минералах, высоким содержанием Ba и Sr. Обычно развиваются в обрамлении рифтогенных впадин. Такая обстановка наиболее типична для Монголо-Охотского пояса.

Рис. 1.10. Флюидно-геохимическая специализация астеносферных флюидных систем под литосферой разной степени зрелости, где от I к III зрелость литосферы возрастает 1 – земная кора; 2 – истощенная мантия; 3 – астеносфера 1.7. Металлогеническое районирование региона В пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса, окружающего с юга Сибирскую плиту, сформировалось большое количество разновозрастных, различных по генезису террейнов (Кузьмин и др., 2000). Их границы, выделенные исследователями в разных частях южного обрамления плиты, часто являются предметом дискуссий (Зоненшайн и др., 1990; Гусев и др., 1995; Парфенов и др., 1996; Добрецов, 2003; Кузьмичев, 2004 и др.). Это можно объяснить недостаточной степенью изучения территории с геодинамических позиций. К ним можно отнести несовпадение относительного и «абсолютного» (изотопного) определения возраста пород, малое количество надежных палеомагнитных показателей древних координат местности, отсутствие детальных изотопно-геохимических и палеофациальных исследований и др.

Закрытие предполагаемых здесь океанических бассейнов (Палеоазиатского, Монголо-Охотского) начиналось с субдукционных зон островодужного (западнотихоокеанского) типа, характерным элементом которых являлись задуговые бассейны и присущие им офиолитовые комплексы (Зоненшайн и др., 1990; Скляров, 1994; Переляев, 2003; Кузьмичев, 2004 и др.). Активные континентальные окраины (зоны субдукции андийского типа) существовали в пределах некоторых наиболее крупных супертеррейнов.

Аккреционные и коллизионные процессы на данной территории происходили в промежуток времени 950–250 млн лет и сопровождались плюм-тектонической деятельностью, проявившейся с периодичностью примерно 120 млн лет (Ярмолюк и др., 2000;

Добрецов, 2003).

Несовершенство общей геологической теории при достаточно хорошей степени изученности рассматриваемой территории придает всем известным металлогеническим построениям субъективный характер.

Металлогенический анализ складчатых поясов южного обрамления Сибирской платформы проводился многими исследователями (Смирнов, 1944, 1961; Кормилицын, 1959, 1973; Комаров и др., 1984, 1987; Вахромеев, Семинский, 1983; Тверитинов, Хренов, 1987; Тверитинов и др., 2006; Абрамович, 1994; Скурский, 1993, 1996; Кузьмин и др., 2000; Рыбалов, 2002 и др.). Их построения базировались на концепции геосинклиналей, тектоно-магматической активизации (эпиплатформенного орогенеза), гранитосводового тектогенеза, на выделении геоконов, на применении тектоники литосферных плит.

Достоверность теории тектоники литосферных плит к настоящему времени подтверждена на разных уровнях наших знаний. Поэтому следует, вероятно, считать более правильными такие металлогенические единицы, которые соответствуют общепризнанным обоснованным границам плит и террейнов, не противоречат самым поздним вариантам геодинамических карт и дают представления о роли тектоники плит и тектоники плюмов в палеогеодинамике и металлогении регионов.

С позиций тектоники плит в мире принято выделять следующие металлогенические пояса (Митчелл, Гарсон, 1984):

1) внутриконтинентального рифта;

2) пассивных континентальных окраин (миогеоклиналей);

3) зон субдукции двух типов:

3.2) окраинно-континентального (андийского);

4) коллизионные, возникшие при столкновении трех типов:

4.1) континент-континент, 4.2) континент-микроконтинент, 4.3) континент-островная дуга;

5) океанического бассейна;

6) трансформного разлома.

Заслуживает пристального внимания методика выделения рудоносных магматических формаций (Абрамович, Сизых, 2001) и оценки рудоносности магматических поясов, основанное на ней выделение разновозрастных и в различной степени рудоносных ареалов и поясов магматических формаций юга Восточной Сибири, которым дана геодинамическая интерпретация.

Для юго-востока Сибири наиболее надежно доказано Ж. В. Семинским (2006) выделение трех групп разновозрастных региональных металлогенических поясов, в составе которых находятся локальные металлогенические (рудные) пояса (табл. 1.2).

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

Металлогенические и рудные пояса Юго-Восточной Сибири (Семинский, 2006) Металлогенические пояса генов окраины кратона коллизионных орогенов Саяно-Забайкальский Ийский, Окино-Китойский, Металлогенические пояса Рудные районы входят в состав региональных металлогенических поясов (Семинский, 2000). Они могут составлять часть вулканического или плутонического пояса (ареал или звено такого пояса). Положение рудных районов в таксономическом ряду металлогенических подразделений дано в табл. 1.3.

Согласно (Митчелл, Гарсон, 1984; Кузьмин и др., 2000; Тектоника…, 2001), рудные районы – составные части крупных металлогенических поясов, объединяющие родственные месторождения и рудопроявления.

Металлогенические пояса и районы подразделяются (Тектоника…, 2001) следующим образом:

1) доаккреционные (или доамальгамационные);

2) коллизионные (аккреционные, амальгамационные);

3) постаккреционные (или постамальгамационные).

Первые образовались до аккреции (причленения) террейнов к палеоконтиненту или до их амальгамации (слияния) в более крупные единицы (супертеррейны или составные террейны).

Вторые образовались в процессе столкновения террейнов друг с другом или с палеоконтинентом.

Таксономический ряд металлогенических подразделений (Семинский, 2000) Металлогенические подразделения Тектонические подразделения Планетарный металлогенический пояс Планетарный складчатый пояс, кратон, (планетарная металлогеническая система) его часть, система террейнов Металлогеническая провинция Складчатая система, синеклиза, щит, срединный массив, вулканоген, вулканический пояс, террейн первого порядка Региональный металлогенический пояс Часть складчатой области, террейн второго порядка Рудная зона Антиклинорий, синклинорий, региональный разлом или его звено Рудное поле Группа складок, разломный узел (локальный), вулканическая постройка (кальдера, Третьи возникли после аккреции террейнов к палеоконтиненту или амальгамации террейнов в более крупные тектонические единицы.

Доаккреционные металлогенические подразделения можно лишь фрагментарно выделить в пределах крупных террейнов, в обобщенном виде они прослеживаются на схемах палеотектонических реконструкций былого размещения континентов, океанов, островных дуг и т. д.

Коллизионные и постколлизионные металлогенические единицы выделяются более надежно, если только они не были сильно нарушены в результате дисперсии (расчленения террейнов).

Взятая за основу в настоящей работе схема распределения металлогенических поясов юго-востока Сибири Ж. В. Семинского (2006) – результат аккреционноколлизионного и постколлизионного этапов развития региона.

Объектами наших исследований являются золоторудные районы. Гарганский район находится в пределах Восточно-Саянского металлогенического пояса, Бодайбинский – в Байкало-Патомском, Муйский – в Байкало-Витимском, Балейский – в ЧикойШилкинском металлогенических поясах, а комплексный Озернинский рудный узел локализуется в пределах Трансзабайкальского пояса. Такой выбор объектов позволяет изучить структурно-геологические условия образования месторождений золота в различных геодинамических обстановках трех главных металлогенических орогенных поясов.

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

В последующих главах диссертации (гл. 2–5) приводится структурногеологическая, геодинамическая и металлогеническая характеристика золоторудных районов. В то же время их границы, по возможности, принимаются в общепризнанном виде, как они даны в обобщающих сводках последних лет (Балейское…, 1984; Скурский, 1996; Золото Бурятии, 2000). При геодинамической интерпретации обращается внимание на закономерности внутреннего распределения рудных узлов, рудных полей, месторождений и рудопроявлений с краткой характеристикой наиболее типичных из них. В наиболее сложных случаях дана многовариантная геодинамическая интерпретация золоторудных районов с критическим рассмотрением каждого варианта.

Промышленные месторождения золота характерны почти для всех главных этапов развития Земли, которым соответствуют одноименные металлогенические эпохи.

Но необратимость эволюции планеты влияла на масштабы золотого оруденения, геодинамические условия его накопления, типы главных рудных формаций (Шер, 1974; Беневольский, 2002; Семинский, 2004 и др.).

Архейский этап. Месторождения золота приурочены к древним вулканоплутоническим комплексам, слагающим зеленокаменные пояса, которые обрамляют гнейсовые овалы и гранито-гнейсовые купола. Золото поступало из подкоровых источников. Метаморфогенные и гидротермальные процессы способствовали его перераспределению и накоплению. Месторождения золота значительны по размерам и по площади, оруденение прослеживается на большую глубину (2–3 км). Преобладают золоторудная кварцевая и сульфидно-кварцевая формации с пиритовой, пирротин-пиритовой минерализацией, содержащей минералы теллура. Архейские провинции развиты в Северной Америке (Киватин и Йеллоунайф), Южной Америке (Гвианская), Африке (Родезийско-Трансваальская, Танганьикская), Евразии (Дарварская), Австралии (Йилгарнская).

Протерозойский этап. Отличается формированием на континентальной земной коре крупных долгоживущих прогибов с терригенными или вулканогеннотерригеннными осадками. Характерно появление богатых стратиформных месторождений золотоносных конгломератов сложного генезиса, где с магматизмом связано перераспределение и переотложение золота. Известны крупные месторождения кварцевожильных зон и стратиформных прожилково-вкрапленных руд сульфидно-кварцевой и золото-сульфидной формации гидротермального происхождения. Наибольший интерес представляют провинции Северной Америки (Киватин, Йеллонуайф, Черчилл и др.), Южной Америки (Бразильская), Африки (Южно-, Центрально-, Западно-Африканская), Австралии (Центрально-Австралийская), Азии (Енисейско-Саяно-Байкальская).

Палеозойский этап. Ярко проявлены процессы зарождения, развития и отмирания океанов, сопровождавшиеся формированием различных по масштабам, происхождению и внутреннему строению складчатых поясов. Привнос золота происходил из верхней мантии, его перераспределение в терригенно-карбонатно-сланцевых толщах осуществлялось под влиянием метаморфизма и деятельности флюидов. Рудообразование многоэтапное и многостадийное. Крупных месторождений меньше, по сравнению с предыдущими этапами. Состав рудных формаций сложный. Преобладают золотокварцевая, золото-кварц-сульфидная, золото-сульфидная; менее проявлены золотохалцедон-кварцевая, золото-алюмосиликатная и др. Преимущественное распространение имеет пирит-арсенопиритовый тип минерализации. Месторождения встречаются в пределах поднятий внутри бассейнов седиментации, часто расположены около массиА. Т. КОРОЛЬКОВ вов гранитоидов. Главные провинции находятся в Австралии (Южно-, Западно-, Восточно-Австралийская), Северной Америке (Аппалачская), Евразии (Западно-Европейская, Уральская, Алтае-Саяно-Байкальская).