авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |   ...   | 13 |

«МИНИСТЕРСТВО ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ И ЭКОЛОГИИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ УНИТАРНОЕ ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ «ЧИТАГЕОЛСЪЁМКА» ...»

-- [ Страница 10 ] --

Таким образом, гидротермальные аргиллитзиты диккит-каолинит-кварц-рудного состава цементируют интенсивно каолинизированную породу и сопровождаются гид­ ротермальной проработкой на контакте. Формирование диккитовых аргиллитов и као­ линитовых пород можно представить следующей схемой: каолинизация при корооб­ разовании в мел-палеогеновое время эпигенетическая низкотемпературная аргилли­ тизация низкотемпературное отложение альпийских жилоки на экзоконтакте аргил­ лита гидротермального.

Рис. 5. Рентгеновский дифракционный спектр аргиллизита (см. рис. 3А) В зависимости от направленности и интенсивности проявления гидротермально метасоматических процессов и процессов выветривания на месторождении по данным технологического картирования выделяются два промышленно-технологические типа Рис. 6. ИК-спектры тонкой фракции аргиллизита (А) и каолинитовой породы коры выветривания (Б) руд (ПТТР): золото-лимонит-силикатный окисленный и золото-сульфид-силикатный первичный. Среди окисленных руд впервые обращено внимание на золото-березит аргиллизитовый ПТТР с подразделением на золото-аргиллизит-березитовый и золото аргиллизит-березитовый брекчиевый (в ниже приводимыхх таблицах технологические пробы АТП-2 и АТП-3 соответственно). На долю золото-березит-аргиллизитового ПТТР приходится 34,5% запасов в балансе запасов золота на месторождении. Химиче­ ский и состав минеральный состав аргиллизитовых руд приведен в табл. 2.

Главные рудные минералы золото-березит-аргиллизитовых руд представлены пиритом и арсенопиритом (табл. 3). Размер их вкрапленников до 3-4 мм. Пирит пере­ полнен микронными включениями нерудного и рудного вещества. Среди рудных мине­ ралов под микроскопом достоверно диагностируются халькопирит в срастании с бле­ клой рудой. Кроме того, встречаются мелкие включения пирротина, сфалерита, сульфо­ солей и теллуридов висмута, ильменита, мартита, пентландита ковеллина, борнита. Об­ ращает на себя внимания относительно частая встречаемость микронных частиц само­ родного золота (табл. 4) и неоднородность его химического состава.

Для более детального изучения нано и микроминеральных ассоциаций рудных минералов месторождения, нами была разработана методика анализа тяжелой фракции рудоносных аргиллизитов с рядовым содержанием золота и серебра. Сцементирован­ ная Таблица Химический состав золото-березит-аргиллизитовых ПТТР Амазарканского месторождения Технологическая проба Технологическая проба Элемент, % Элемент, % АТП-2 АТП-3 АТП-2 АТП- Au, г/т 2,2-2,3 2,5-2,6 P2O5 0,56 0, Ag 4,46 2 FeO 1,43 2, SiO27 52,27 55,6 Fe2O3 12,7 8, Аl2O3 13,73 10,12 Sобщ 2,55 1, TiO2 0,88 0,33 Sсульф 0,77 0, CaO 0,42 3,53 Cu 0,38 0, MgO 3,01 4,35 Zn 0,01 0, MnO 0,06 0,109 Pb 0,02 0, Na2O 0,82 0,49 As 0,23 0, K2O 1,46 1,51 Sb 0,01 0, Примечание: АТП-2 -аргиллизированные березиты по породам разного состава, включая тальковые и кварц-турмалиновые метасоматиты;



АТП-3 - по составу близка пробе АТП-2, но отличается широким распространением брекчий, представленных обломками аргилизированных березитов и других метасоматитов с кварцевым, кремнисто-карбонатным и кварц-турмалиновым цементом.

Таблица Состав рудных минералов в золото-березит-аргиллизитовых ПТТР Амазарканского месторождения, % Технологическая проба Номер Минералы п/п АТП-2 АТП- 1 Золото, г/т 2,2-2,3 2,5-2, 2 Серебро, г/т 4,5 2, 3 Пирит 3,2 2, 4 Арсенопирит 0,5 0, 5 Марказит 0,1 0, 6 Халькопирит 0,12 0, 8 Блеклая руда Ед. зерна 0, 9 Магнетит Ед. зерна 0, 10 Скородит Не обнаружен 0, 11 Лимонит 2,2 11, Примечание: В рудах установвлены единичные зерна пирротина, сфалерита, сульфосолей и теллуридов висмута, ильменита, мартита, пентландита, ковеллина, борнита.

в бокситной смоле тяжелая фракция шлиха аргиллизита анализировалась на сканирую­ щем электронном микроскопе SEM LEO 1430VP EDX Oxford (аналитик А.Т. Титов, Аналитический Центр Института геологии и минералогии СО РАН). Проведенные ис­ следования позволили выявить ряд оригинальных результатов как по составу ми­ кронного самородного золота и его минералов, так и по микроминеральному составу руд в целом. В тезисной форме можно сделать следующие выводы.

1. В составе тяжелой фракции аргиллизитов обнаружены самородное золото, сульфиды золота и серебра, уранинит, арсенопирит, пирит, галенит, магнетит, тальк, кварц;

арсенопирит и пирит, как отмечалось выше, образуют макроагрегаты, остальные минералы развиваются в виде микровключений в главных рудных и нерудных минера­ лах золото-аргиллизитовых руд Таблица Распределение золота по крупности, минеральным срастаниям и формам выделения в золото-аргиллизит-березитовом брекчированном промышленно-минерального типа руд Амазарканского месторождения (технологического проба АТП-3) Количество Количество золотин золотин в Форма золотин сростках Под микроскопом Под бинокуляром Класс МФМ (СЭСА) Изометричное Пластинчатое Таблитчатое Удлиненное крупности, Тип золота Свободное Лимонит мм Кварц Всего -0,63+0,315 1 1 1 1 Крупное макроскопическо -0,315+0,2 2 2 2 1 1 е– ньютоновское -0,2+0,1 26 26 14 12 10 5 5 Киср=0, -0,1+0,063 27 27 6 16 8 -0,063+0,025 9 1 10 3 22 5 1 1 3 Мелкое микроскопическо -0,025+0,015 2 2 2 6 2 е разной крупности -0,015+0,012 3 0,2Ки0,01 – -0,012+0,009 2 2 стоковское -0,009+0,005 2 13 15 2 1 1 Дисперсное -броуновское;

-0,005+0,003 16 16 кластерное;

наннозолото -0,003+0,001 42 Всего золотин 65 5 76 146 26 4 40 32 15 10 Примечание: Таблицы 2-4 составлены с учетом материалов Т.И. Красниковой (ООО ЗАБНИИ-техноло­ гия).

2. Состав самородного золота определяют два элемента - золото и серебро. По их количественным соотношениям согласно классификации Н.В. Петровской [4] выде­ ляется как минимум семь типов золота: весьма высокопробное, высокопробное, отно­ сительно высокопробное, низкопробное и весьма низкопробное (электрум). Подобный широкий диапазон состава самородного золота в полной мере соответствует низкотем­ пературному золото-серебряному оруденению.





3. В большинстве микрозолотин фиксируется понижение пробности (возраста­ ние концентраций серебра) от центра к периферии зерен, причем часто значительное.

Такой тип зональности свидетельствует о возрастании концентраций серебра к конеч­ ным стадиям роста золотин, при формировании данного типа руд и не соответствует изменению состава золота возникающему в процессе экзогенного изменения. Известно, что в золотинах из кор выветривания и зон окисления устанавливается высокопробная кайма по периферии зерен, возникающая, либо в результате выноса серебра, либо на­ растания вторичного золота.

4. Намечается зависимость состава самородного золота от состава минералов, с которыми оно тесно срастается. Так, в ассоциации с кварцем встречается золото от вы­ сокопробного до относительно низкопробного;

в срастаниях с сульфидами - чаще отно­ сительно низкопробное и низкопробное, а в присутствии талька золото имеет мини­ мальную пробность, вплоть до формирования сульфида золота и серебра. Эти данные, вероятнее всего, свидетельствуют о многостадийности золотого оруденения, которое может формировать (по мере снижения температуры) золото-кварцевые, золото-магне­ тит-кварцевые, золото-сульфидные (золото-пиритовые и золото-пирит-арсено-пирито­ вые) и золото-серебро-кварц-тальковые ассоциации.

Таким образом, комплексное изучение околорудноизмененных пород Амазар­ канского месторождения с привлечением традиционных микроскопических исследова­ ний, рентгеноструктурного (дифрактометрия), ИК-спектрометрии и современных пре­ цизионных методов анализи вещества с учетом ранее проведенного нами геологическо­ го картирования окисленных рудных выходов, позволяет заключить, что:

- на месторождении рудная минерализация представлена большим разнообрази­ ем минералов, часть которых обнаруживаемых только на сканирующем микроскопе.

Размер их частиц измеряется первыми микронами и мельче. Среди них присутствуют самородное золото, его соединения (требующие дальнейшей диагностики), уранинит.

Золотины неправильной формы, содержат включения кварца и талька, находятся в сростках с ними;

- среди глинистых минералов установлен диккит — типоморфный критерий низ­ котемпературных гидротермальных аргиллизитов, тесно ассоциирующий с каолинизи­ рованными породами золотоносной коры выветривания;

- полученные данные существенно расширяют перспективы на золото-серебря­ ное оруденение в данном регионе. Можно определенно говорить о совмещения зон ар­ гиллизации и экзогенного изменения, что еще более делает данный объект привлека­ тельным для детальных поисков и разведки на золото-серебряное оруденение.

Исследование поддержано грантами РФФИ 07-05-01137 и 10-05-01021.

Список литературы 1. Геологический словарь. М.: Недра, 1973. Том 1. - 486 с.

2. Волостных Г.Т. Аргиллизация и оруденение. М.: Недра, 1972. - 240 с.

3. Павлинов В.Н., Гаврикова С.Н., Гонгальский Б.И. и др. До мезозойскоеее тектоно-магматическое развитие юго-западной части Олекминского Становика (Восточное Забайкалье). М.: Геология и разведка, 1976. № 8. - 64 с.

4. Петровская Н.В. Самородное золото. М.: Наука,.1973. - 347 с.

5. Росляков Н.А. Геохимия золота в зоне гипергенеза. Новосибирск: Наука, Сибирское Отделение, 1981. 238 с.

6. Спиридонов А.М., Зорина Л.Д., Китаев Н.А. Золотоносные рудно-магматические системы Забайкалья.

Новосибирск: ГЕО, 2006. - 337 с.

7. Шахов Ф.Н. Морфологические черты зон окисления. – В кн. Труды ИГиГ СО АН СССР. Вып. 4.

Новосибирск, 1960.- С. 3-42.

МУМИЕ – НЕФТЕПОИСКОВЫЙ ПРИЗНАК ЗАБАЙКАЛЬЯ М.И. Савиных НПФ Сибдальмумиё, Новокузнецк, bragjun@zaoproxy.ru Мумиеносность монгольской части Алтае-Саяно-Хангайского континентального свода продол­ жается в Забайкалье находками руд аквабитума мумие в Нерзаводском, Газзаводском и Балейском адми­ нистративных районах. Это может указывать на нефтеносность российской территории.

Аквабитум мумие (бурят. - браг-жун [1];

монг. – барак-шин [2]) является забы­ тым геологами с 50-х годов нефтепоисковым признаком – озокеритоподобным биту­ мом [7].

По составлению Карты мумиеносности масштаба 1:1000000 Алтае-Саяно-Хан­ гайского континентального свода (АСХКС) [3] обнаружилось замыкание северо-вос­ точной оконечности провинции на территории Забайкальского края. Наличие мумие подтвердилось в СМИ [4] и интернет-опросом: руды мумие старатели добывают в Нер­ заводском, Газзавадском по реке Кудае и в Балейском районах (рис. 1).

Рис. 1. Северо-восточный фрагмент Карты мумиеносности АСХКС на российско монгольской границе Четкие линии - контур Алтанулгийулинского мумиеносного купола с рудопроявлением мумие в вершине и Цагааншивээт-Ононгийская ветвь регионального разлома;

размытые линии – тектоническая и речная сети Указанная карта составлена по геологическим признакам прямых совпадений находок мумие с такими признаками (со значимой информативностью, по АСПО-8), как-то: положение в пределах кольцевых структур радиуса 100-120 км;

положение по периферии кольцевых структур радиуса 120 км;

вблизи центров кольцевых структур ра­ диуса до 30 км;

положение на расстоянии 120-170 км от центра кольцевых структур ра­ диуса 200 км;

вблизи центров кольцевых структур радиуса 60 км;

высокое сходство с полями распространения гранитно-гнейсовой ассоциации;

высокие меры сходства с ка­ лиеносными кислыми гранитоидами яломанского типа, D2-3. Использованы также менее информативные совпадения: с высокими значениями вершинного и базисного полей;

вблизи месторождений и рудопроявлений меди, флюорита, барита, золота, сурьмы, свинца, ртути, цинка;

со всеми секторами румбов, кроме северных, сводов;

с низкогор­ ным рельефом на палеогеографической карте раннечетвертичной эпохи;

суглинисто щебенистые почвы на силикатных породах;

высокое содержание меди в золе растений;

денудационное высокогорье;

периферийные зоны сводовых поднятий;

запад- северо западные склоны свода;

средняя минерализация (200 мг/л) речных вод;

на удалении от эпицентров сильных землетрясений;

максимальная мощность собственно земной коры (52 км) и надбазальтовой части её (22 км);

линеаменты азимута 55 о с минимальной плотностью распространения;

нормальное значение регионального магнитного поля;

отсутствие карста;

минимальная плотность линеаментов 125 о;

максимальное содержа­ ние водорастворимых бора и йода в пахотном горизонте почв;

ряд косвенных призна­ ков, имеющих сугубо формализованное значение: отсутствие собственно признака или сходства с ним, максимальное удаление от объекта и т.п. [5].

На приграничной с Забайкальем монгольской территории мумиеносность выде­ ляется Алтанулгийулинским мумиеносным куполом. Он различается на КС (в GOOGL Earth) фототоном и цветом дугообразных, концентрических дуг долин, валов и т.п.;

се­ веро-западная залесенная половина несимметрично выше на 600 м, образуя нависаю­ щее полукольцо кальдеры вокруг ядра купола. Диаметр дешифрированной части км, относительная высота 1000 м. Рельеф низкогорный сглаженный в центральной ча­ сти, мелкосопочный останцово-грядовый по периферии. Ядерная часть купола сложена равномернозернистыми порфировидными биотитовыми гранитами юдугынгольского комплекса (J2-3). В месте находки руд мумие – мелко- и среднезернистыми биотитовы­ ми гранитами с переходом к амфибол-биотитовым гранодиоритам мухургутайгинского комплекса (J2), развитым более широко на восточном склоне купола. Граниты специа­ лизированы на олово, молибден, литий, вольфрам. Жилы (4-14 20-30 см и длиной до 1 м) руд первичного, черного, буровато-серого мумие обнаружены геологами Ганбаата­ ром Т. и Д. Магсаржавом в матрацевидных отдельностях гранитоидов на территории Центрального аймака в 12-16 км к ССВ от сомона Мунгун морьт.

Нефтеминерагенической особенностью АСХКС является то, что по низкогорной периферии его известны месторождения высокопарафинистых типичных углеводоро­ дов: нефти и битумов, - по окраинам куполов. Причем вертикальная и горизонтальная зональность выражается также в рудах мумие наличием гатчетита и изменением содер­ жаний углеводородных компонентов, извлекаемых бензолом, спирто-бензолом, хлоро­ формом, толуолом и др. [6]. В данном случае нефтеносность известна с южной стороны АСХКС – в Монголии: Дзунбаянское и Тамсагское месторождения на сравнительно не­ больших глубинах в 700-1000 и 2200-3000 м. Совсем недавно в приграничном аймаке Дорнод состоялась церемония открытия геолого-разведочных работ по нефти, которые будут вестись на территории сомона Чойбалсан этого аймака.

Представляется, что имеет смысл обследовать северную периферию Забайкаль­ ской части АСХКС на предмет нефтегазоносности.

Список литературы 1. Базарон Э.Г., Дашиев М.Д. О происхождении «мумие-брагшун» в «Чжуджи» и его комментариях // Биол. ресурсы Вост. и Юго-Вост. Азии и их использование. - Владивосток, 1978. – С. 31-34.

2. Ганбаатар Т. Барагшуны анагаах увдис.- Улаанбаатар, 1998. - 34 с.

3. Грицюк Я.М. Новейшая тектоника и геодинамика западной части Алтае-Саянской горно-складчатой области // Методы дистанц. исслед. для решения природоведч. задач: матер. 4 Сес. науч.-координац. сов.

по аэрокосм. исслед. природ. ресурсов, дек., 1983,. г. Новосибирск: 1986. - С. 73-79.

4. Локацкая Л. Мумие–крепкий орешек природы // Меdpuls http://www.medpulse.ru/health/ prophylaxis/ 6792.html# 5. Савиных М.И., Грицюк Я.М., Дмитриев А.Н. Вещественный состав и размещение мумие Горного Ал­ тая. - Новосибирск: изд. ОИГГиМ, препринт №6, 1991. - 55 с.

6. Савиных М.И., Козлова Г.Х., Ладыгин М.В. и др. Мумие - продукт дегазации недр //сб. мат-лов Все­ росс. конф. Дегазация Земли. – М.: ГЕОС, 2008. – С. 434-436.

7. Пуцилло В.Г., Соколова М.Н., Миронов С.И. Нефти и битумы Сибири. - М. изд-во АН СССР. 1958. 246 с.

МЕТАМОРФИЗМ И МЕТАЛЛОГЕНИЯ ТЫЙСКО-ОЛОКИТСКОГО МЕТАМОРФИЧЕСКОГО ПОЯСА СЕВЕРНОГО ПРИБАЙКАЛЬЯ А.И. Сизых, М.А. Юденко ИГУ, Иркутск, mihail_yudenko@bk.ru В статье рассмотрено структурное положение выделенного Тыйско-Олокитского метаморфиче­ ского пояса. Изучена метаморфическая зональность и установлена этапность тектоно-метаморфической эволюции. Выявлена металлогеническая специализация докембрийских комплексов на рудное золото, полиметаллы, железо, глиноземистое сырье и гранат.

Выделяемый Тыйско-Олокитский метаморфический пояс в докембрии Северно­ го Прибайкалья ограничен с запада и востока глубинными разломами. Он имеет двухъ­ ярусное строение. Его слагают архейский ярус, представленный чуйской свитой и про­ терозойский структурный ярус (раннепротерозойские и рифейские образования).

В настоящее время в пределах Тыйско-Олокитского метаморфического пояса большинством исследователей выделяются: архейские, нижнепротерозойские, верхне­ протерозойские (рифейские) образования, хотя отнесение некоторых из них к тому или иному возрасту, является до сих пор дискуссионным. На основании имеющегося фак­ тического материала и результатов предшествующих исследований, в общем структур­ ном плане Тыйско-Олокитского метаморфического пояса принимают участие следую­ щие складчатые структуры второго порядка: Богодиктинская, Олокитская, Вернеоку­ найская, Чакчаунская, Оркеликанская, Тыя-Кавынахская синклинали и Амутберенская, Тывлыкитская, Амнындакарская, Макертинская и Калакачанская антиклинали.

В целом Тыйско-Олокитский метаморфический пояс характеризуется сложным внутренним строением и состоит из серии крутых, сжатых складок разнообразной мор­ фологии, осложненных многочисленными разрывными нарушениями различного масштаба и возраста.

Полевыми исследованиями установлено, что полиметаморфические образования чуйской свиты архейского возраста Тыйско-Олокитского метаморфического пояса сла­ гают Амнындакарскую и Маректинскую антиклинальные структуры второго порядка, осложняющие юго-восточную часть пояса. Гнейсовидность и полосчатость слагающих их пород имеет северо-восточное простирание (35-40°) и падение на северо-запад и юго-восток под углами 40-60°. Монотонность состава свиты, ограниченность ее рас­ пространения (басс. р. Оркеликан) и плохая обнаженность осложняют расшифровку внутреннего строения складчатых структур. Амнындакарская и Маректинская антикли­ нали имеют северо-восточное простирание, осложнены разрывными нарушениями и наложенной складчатостью северо-западного направления. Ядра антиклиналей выпол­ нены породами чуйской свиты, а крылья – раннепротерозойскими образованиями ило­ вирьской свиты.

По периферии Тыйско-Олокитского метаморфического пояса в его северо-запад­ ной и юго-восточной частях, примыкающих к Абчадскому и Чая-Нюрундуканскому разломам, выделяются полиметаморфические комплексы, слагающие нижнепротеро­ зойский структурный ярус. Осадочно-метаморфические образования нижнего протеро­ зоя представлены абчадской, иловирьской, тыйской свитами. На юго-западе пояса ниж­ непротерозойские отложения слагают иликтинскую свиту.

К отложениям верхнего протерозоя отнесены авкитская, стойбищная, итыкит­ ская, ондокская, сыннырская свиты Тыйско-Олокитского метаморфического пояса и го­ лоустенская свита чехла Сибирской платформы. Эти свиты перекрывают с конгломе­ ратами в основании нижнепротерозойские осадочно-метаморфические образования. В отличие от нижнепротерозойских толщ верхнепротерозойские комплексы пород содер­ жат органические остатки.

Юдомский комплекс. Холоднинская свита завершает стратиграфический разрез Тыйско-Олокитского метаморфического пояса.

Последовательность метаморфических событий в Тыйско-Олокитском метамор­ фическом поясе представляется в следующем виде. Первый (архейский) этап регио­ нального метаморфизма соответствует гранулитовой фации, на что указывают ассоциа­ ции с гиперстеном, биотитом, диопсидом и гранатом. Второй (нижнепротерозойский) этап отвечает условиям амфиболитовой фации дистен-силлиманитового типа, о чем свидетельствуют ассоциации с дистеном, силлиманитом и ставролитом. Третий (рифей­ ский) этап метаморфизма характеризуется зональным метаморфизмом (от зеленослан­ цевой до амфиболитовой фации) дистен-силлиманитового типа.

Архейский тектоно-метаморфический этап характеризуется P-T условиями гра­ нулитовой фации и изучен по слабоизмененным реликтам пород чуйской свиты Тый­ ско-Олокитской структурной зоны. Реликтовые минералы гранулитовой фации (гипер­ стен, коричневый амфибол, магнезиальный гранат) были обнаружены в бассейне р.

Ореликан. Среди пород гранулитовой фации выделяются гранат-биотит-гиперстено­ вые, биотит-гиперстеновые и гранат-биотитовые гнейсы. (Сизых, 1985).

Гранат-биотит-гиперстеновые и биотит-диопсид-гиперстеновые гнейсы слагают прослои среди мигматитов и состоят из кварца – 10-40%, плагиоклаза – 20-40%, грана­ та – до 20%, гиперстена – 10-35%, диопсида – 5-15%, оранжевого биотита – 10-15%, ка­ лиевого полевого шпата – 10-20%. Акцессорные минералы – апатит, сфен, рутил, цир­ кон и ортит. Минералы диафтореза – амфибол, буро-зеленый биотит, мусковит, хлорит, олигоклаз и альбит в сумме составляющие 10-15%. Структуры пород характеризуются сочетанием гранобластовой с наложением бластакатакластической.

Плагиоклаз трех генераций – андезин № 45-50, олигоклаз-андезин № 24-32 и альбит. Биотит корродирован кварцем, плагиоклазом и соответствует пироп-альманди­ новому ряду (№ = 1,780-1,785, а – 11,520 – 11,530). Гиперстен светло-розовой окраски интенсивно амфиболизирован и биотитизирован.

Изучение гиперстенсодержащих гнейсов показывает, что они претерпели неод­ нократный метаморфизм, благодаря чему в них обычно присутствие многоминераль­ ных неравновесных ассоциаций и минералов различных генераций. Судя по реакцион­ ным взаимоотношениям, наиболее ранними являются гиперстен, диопсид, пироп-аль­ мандиновый гранат и плагиоклаз № 45-50. В тоже время наиболее часто отмечаются парагенезисы Q + Pl45-50 + Hrb + Gr + Hyp + Bi ± KFsp, Q + Pl45-50 + KFsp + Hyp + Hrb.

Наблюдаемые взаимоотношения между гиперстеном и амфиболом, а также ги­ перстеном и биотитом в данных парагенезисах позволяют высказать предположение о проявлении второго (нижнепротерозойского) этапа. Об этом свидетельствует неустой­ чивость гиперстена при появлении биотита и амфибола. Аналогичные явления наблю­ даются в соотношении биотита и мусковита, а также биотита и хлорита в гнейсах и мигматитах, поскольку мусковит и хлорит развиваются по биотиту. В этих ассоциациях неопределенное положение занимает кварц и микроклин. Оба минерала могут быть и из ранних, и из числа новообразованных. Подобные соотношения позволяют выделить в процессе формирования и преобразования гиперстенсодержащих гнейсов три этапа.

Набор реликтовых парагенезисов указывает на принадлежность этих пород к грану­ литовой фации, характеризовавшейся отсутствием в парагенезисах биотита. Это пред­ положение подтверждается наличием относительно редкого, реликтового минерала – гиперстена, который, вероятно, первоначально присутствовал в парагенезисе Pl50 45+Gr+Hyp на раннем этапе. Второй этап появление парагенезисов, содержащих равно­ весные Amf + Pl24-32 + Bi. По отношению к первому этапу он является наложенным и устанавливается по появлению амфибола и биотита за счет гиперстена. Одновременно происходит понижение основности плагиоклаза с андезина № 50-45 до олигоклаз-анде­ зина № 24-32 и биотизация граната. Происходят типичные процессы наложенного ме­ таморфизма в P-T условиях амфиболитовой фации – вместо безводных минералов, устойчивыми становятся парагенезисы с биотитом и амфиболом – Pl24-32 + Amf + Bi ± Q, Pl24-32 + Amf + Bi + Gr ± Q.

Третий этап минералообразования в гиперстенсодержащих гнейсах характеризу­ ется появлением мусковита, буро-зеленого биотита, хлорита и альбита. Они же появ­ ляются и в породах полностью заместивших гиперстенсодержащие гнейсы. Мусковит образуется в гиперстеновых гнейсах по биотиту. Одновременно происходит биотиза­ ция и хлоритизация амфибола, а также альбитизация плагиоклаза. Третьему этапу соот­ ветствуют парагенезисы Q + Ab + Bi + Mus + Chl, Q + Ab + Mus + Chl. Метаморфиче­ ские преобразования в разной степени диафторированных гиперстенсодержащих гней­ сов завершаются низкотемпературным окварцеванием и в редких случаях карбонатиза­ цией.

В переслаивании с гиперстенсодержащими гнейсами находятся амфибол-гранат пироксеновые кристаллосланцы. Это темно-зеленые сланцевые породы с грано-, гломе­ робластовой реже гранулитовой структурой. В их составе присутствует коричневая ро­ говая обманка (cNg = 220, -2v = 820, Ng = 1.672, Np = 1.653, Ng-Np = 0.019), диопсид (cNg = 380, 2v = 58-600, Ng = 1.702, Np = 1.675,Ng-Np = 0.027), плагиоклаз (андезин № 35-45 и олигоклаз № 25-30), кварц, гранат, эпидот, цоизит и акцессорные минералы – сфен, магнетит. Диопсид замещается эпидотом, цоизитом и амфиболом ярко-зеленого цвета. Гранат образует такие же формы, как и в двупироксеновых кристаллосланцах, наряду с коронарными формами отмечаются идиоморфные зерна с пойкилитовыми включениями кварца, плагиоклаза значительно реже магнетита. По данным ряда иссле­ дователей, гранаты, обладавшие таким составом, характерны для пород гранулитовой фации (Соболев, 1964;

Маракушев, 1965 и др.). В наложенных минеральных преобразо­ ваниях амфибол-гранат-пироксеновых сланцев выделяются все те же этапы изменений, что и в гиперстенсодержащих гнейсах. Характерный парагенезис амфибол-гранат-пи­ роксеновых сланцев – Pl35-45 + Di + Hrb + Gr +Q.

Фациальные условия этапов фиксируются изменением состава гранатов, биоти­ тов и амфиболов.

Нижнепротерозойский тектоно-метаморфический этап протекал в условиях от зеленосланцевой фации до амфиболитовой фации дистен-силлиманитового типа с пег­ матитообразованием и мигматизацией. В чуйской свите Тыйско-Олокитского метамор­ фического пояса он проявился как высокотемпературный наложенный метаморфизм (диафторез) с широко развитыми процессами гранитизации, а в раннепротерозойском комплексе пород (абчадская, тыйская, иловирьская свиты) – зонального метаморфизма в P-T условиях хлорит-биотитовой субфации, эпидот-амфиболитовой фации, ставро­ лит-дистен-альмандиновой и силлиманит-альмандин-мусковитовой субфации. Особен­ ностью диафтореза нижнепротерозойского этапа является то, что реакции преобразова­ ния гранулитов в породах амфиболитовой фации в ряде случаев не идут до конца, в ре­ зультате этого в диафторитах сохраняются реликтовые минералы, такие как гиперстен, магнезиальный гранат, коричневый амфибол и титанистый биотит предшествующего тектоно-метаморфического этапа.

Наиболее устойчивыми реликтовыми минералами являются гранат, коричневый амфибол и титанистый биотит. Гранаты при диафторезе замещаются биотитом, а при мигматизации и гранитизации – биотитом и кварц-полевошпатовым агрегатом. Од­ новременно меняется состав граната с частичной перекристаллизацией и новообразова­ ние его в виде келифитовых каемок вокруг амфиболов, пироксенов и плагиоклаза. Ам­ фибол превращается в обыкновенную зеленую роговую обманку, характеризующуюся пониженной титанистостью. Реликты коричневого амфибола в зеленом отмечаются только в лейкократовых прожилках полосчатых мигматитов. Титанистые биотиты в нижнепротерозойский тектоно-метаморфический этап не только меняют свой состав, но и образовываются вновь, так что количество биотита в мигматитах чуйской свиты значительно возрастает. На заключительной стадии диафтореза в ассоциациях мигма­ титов появляется фибролит. Многочисленные анализы гранатов и биотитов показыва­ ют, что часть из них вполне соответствует составу этих минералов из гранулитовых ассоциаций, но вместе с тем широко представлены гранаты и биотиты альмандин-ам­ фиболитовой фации. В целом диафторез чуйской свиты характеризуется мигматизаци­ ей в P-T условиях силлиманит-альмандин-мусковитовой субфации. Наличие в мине­ ральных парагенезисах чуйской свиты силлиманита, региональное развитие мигматиза­ ции указывает на P = 6-7 кбар и Т = 660-6500С в силлиманит-альмандин-мусковитой субфации, определенные по термометрам и геобарометрам Л.Л. Перчука (1970).

С диафторезом архейского комплекса генетически связан зональный метамор­ физм нижнепротерозойского комплекса (абчадская, тыйская, иловирьская свиты) Тый­ ско-Олокитского метаморфического пояса в хлорит-биотитовой и ставролит-дистен альмандиновой субфации. Для метаморфических пород хлорит-биотитовой субфации зеленосланцевой фации наиболее характерными являются парагенезисы Q + Pl2-12 + Chl, Q + Pl2-12 + Bi + Mus, Q + Bi + Chl ± Mus, Calc ± Q ± Fhlg, Calc + Q, Tr + Pl12-14 + Ep + Chl ± Q, Akt + Pl10-14 + Ep + Chl ± Calc, Q + Pl10-12 + Bi + Chl + Akt + Mgt.

Породы хлорит-биотитовой субфации широко развиты в бассейнах рек Тыи, Горбылака, Севиликона и Нюрундукана. Они представлены различными зелеными сланцами и кварцитами, часто джеспилитами. Верхняя граница хлорит-биотитовой суб­ фации служит изограда граната и определяется кривой равновесия Pyrf= Andal (Dist) + Q Е. Альтхауза (Althaus, 1966,1966 a). О значениях давления и температуры метамор­ физма хлорит-биотитовой субфации можно судить только косвенным путем, исходя из общепринятых представлений, где Р=3-4 кбар и Т=420-470°С.

Породы эпидот-амфиболитовой фации территориально занимают юго-восточ­ ную часть Тыйско-Олокитского метаморфического пояса. В направлении с юго-востока на северо-запад в бассейнах рек Тыи и Горбылака устанавливается повышение степени метаморфизма пород, фиксируемая по появлению в породах пелитового состава грана­ та спессартин-пироп-альмандинового ряда. По изограде этого минерала проведена низ­ котемпературная граница эпидот-амфиболитовой фации: ее верхней служит изограда ставролита, которая определяется кривой равновесия Chld = Star + Mqt + Q Дж. Гэн­ гюли и Р. Ньютона (Ganquly, Neхton, 1968).

Наиболее характерными минеральными парагенезисами являются Q + Pl14-16 + Bi + Mus, Q + Pl14-16 + Bi + Mus + Gr, Q + Pl14-16 + Bi + Mus + Chld, Q + Bi + Chl + Chld ± Gr, Calс + Ep ± Q ± Chl, Calk + Ep + Q + Phlg,Akt + Ep + Bi + Pl24-26 ± Q, Tr + Ep + Bi + Q ± Calc, Q + Bi + Mus + Gr + Chld. Значения термодинамических условий ме­ таморфизма эпидот-амфиболитовой фации определяются Р=2-4 кбар и Т = 475-525°С.

Метаморфические породы ставролит-альмандиновой субфации слагают базаль­ ные горизонты протерозоя по периферии Тыйско-Олокитской структурной зоны. Для них характерно повсеместное развитие ставролит-, дистенсодержащих минеральных парагенезисов – Q + Pl26-30 + Bi + Mus + Gr + Dist + Star, Q + Pl26-30 + Bi + Mus + Gr + Star, Q + Bi + Mus + Dist + Star, Q + Bi + Mus + Gr + Chld + Star, Hrb + Pl36-40 + Ep + Bi + Gr + Q, Hrb + Pl36-40 +Bi + Gr + Q, Hrb + Bi + Gr + Pl36-40 + Q, Calc + Tr + Phlg ± Q, Calk + Hrb + Bi ± Ep ± Q, Calc + Phlg ± Q.

Верхняя граница ставролит–дистен-альмандиновой субфации проведена по ис­ чезновению ставролита и определяется кривой равновесия Q + Star + Mus = Gr + Dist (Sill, Andal) + Bi С.В.Ричардсона и др. (Richardson al., 1969). Термодинамические значе­ ния для метапелитов данной субфации оцениваются – Р= 5-7 кбар и Т = 550-630°С.

Заканчивая характеристику ставролит-дистен-альмандиновой субфации следует отметить, что в юго-восточной части Тыйско-Олокитского метаморфического пояса (басс. рек Холодной, Оркеликана и Тыи) устанавливаются силлиманитсодержащие гнейсы с парагенезисами - Q + Pl28-30 + Bi + Mus + Gr + Dist + Sill, Q + Pl28-30 + Bi + Gr + Dist + Sill, Q + Bi + Mus + Gr + Sill, характеризующие относительно более высоко­ температурную ступень ставролит-дистен-альмандиновой субфации.

В условиях регионального метаморфизма дистен-силлиманитового типа в большинстве случаев рост граната, дистена и ставролита происходит во время дефор­ мации – синтектонические, либо после нее – посттектонические. Повсеместные наход­ ки синтектонических гранатов, ставролитов и других минералов свидетельствует о том, что порфиробласты их образуются во время складчатых деформаций нижнепротерозой­ ского тектоно-метаморфического этапа. Деформация окружающей среды (кварц-поле­ вошпат-слюдистая) придает им облик продуктов вращения. В гранатах и ставролитах отмечаются включения кварца, размер которых значительно меньше, чем вне минера­ лов. Эти наблюдения свидетельствуют о прогрессивном росте минералов метаморфиче­ ских пород, а, следовательно, указывают на прогрессивный характер метаморфизма раннепротерозойского комплекса.

Рифейский тектоно-метаморфический этап проявился в качестве прогрессивного зонального метаморфизма дистен-силлиманитового типа в породах верхнепротерозой­ ского комплекса (авкитская, стойбищная, итыкитская, Ондокская, сыннырская свиты) и в виде наложенного метаморфизма (диафтореза) в породах нижнепротерозойского и ар­ хейского комплексов Тыйско-Олокитского метаморфического пояса.

В отличие от архейского (Чуйская свита) и нижнепротерозойского (абчадская, иловирьская, тыйская свиты) комплексов Тыйско-Олокитского метаморфического поя­ са, где при выделении типов пород возникали сомнения в генезисе и неизменности ис­ ходного и наблюдаемого состава, в применении к породам рифейского комплекса эти сомнения в большинстве случаев отпадают. Первичная природа различных по составу сланцев не вызывает сомнения в их осадочном происхождении с малоизмененным при метаморфизме общим составом. Поэтому в данном разделе ограничимся только пере­ числением типов пород в различных метаморфических субфациях и характеристики их структурно-текстурных особенностей.

В бассейне р. Чаи от устья р. Нюседек в направлении с юго-востока на северо запад степень метаморфизма возрастает и достигает наиболее высокого уровня в 2,0 км ниже устья р. Олокита, где в пелитовых ассоциациях появляются хлоритоид, ставролит и другие минералы. Наиболее высокая степень метаморфизма пород рифейского комплекса Тыйско-Олокитского метаморфического пояса достигает ставролит-аль­ мандиновой субфации амфиболитовой фации. В исследованном районе развития пород рифейского комплекса выделяются три фации метаморфизма: зеленосланцевая фация подразделяется на две субфации: мусковит-хлоритовую и хлорит-биотитовую.

Метаморфические породы мусковит-хлоритовой субфации зеленосланцевой фа­ ции развиты в бассейне р. Чаи. Она отделена от субфации более высокого метаморфиз­ ма изоградой биотита в метапелитах. В породах субфации присутствуют кварц, карбо­ наты (кальцит, доломит), мусковит, хлорит, альбит и рудный минерал. В метапелитах и метапсаммитах субфации хорошо сохраняются реликтовые структуры осадочных по­ род. В филлитовидных сланцах наиболее широко распространены парагенезисы Q + Mus + Chl, Q + Ab + Mus + Chl, Q + Ab + Chl. В филлитах обычно присутствует тонко­ дисперсное углистое вещество. Для карбонатных пород характерны парагенезисы Calc + Q, Calc + Pl14-18 + Q, Calc + Q + Chl. Акцессорные минералы обычно апатит, циркон, ильменит, турмалин, пирит и магнетит.

Хлорит-биотитовая субфация зеленосланцевой фации устанавливается по появ­ лению в метапелитах биотита в виде порфиробласт, ориентированных под углом к сланцеватости породы. Изограда биотита фиксирует нижнюю границу хлорит-биотито­ вой субфации и определяется реакцией Mus + Chl = Bi + Chl (Тернер и др., 1961). От высокотемпературных субфаций она отделена изоградой граната в породах пелитового состава. Метапелиты хлорит-биотитовой субфации представлены филлитовидными сланцами, в некоторых биотит образует порфиробласты размером до 2,5-3,0 мм. В ме­ тапелитах хлорит-биотитовой субфации развиты парагенезисы Q + Pl8-12 + Bi + Mus + Chl, Q + Pl8-12 + Bi + Chl, Q + Bi + Mus + Chl, Q + Bi + Chl, а в карбонатных породах отмечаются ассоциации минералов Calc + Q + Bi + Mus, Calc + Q + Chl, Calc + Pl10-14 + Bi + Chl. Акцессорные минералы – апатит, турмалин и пирит.

В направлении с юго-востока на северо-запад к зоне Абчадского глубинного раз­ лома, фиксируемое по появлению в метапелитах граната. По изограде этого минерала проведена нижняя граница эпидот-амфиболитовой фации. Ее верхнюю границу опреде­ ляет изограда ставролита. В метапелитах эпидот-амфиболитовой фации исчезает хло­ рит, но в некоторых разновидностях пород он еще сохраняется. В карбонатсодержащих разновидностях пород этой фации появляется эпидот, цоизит, тремолит, актинолит. В целом заметно возрастает основность плагиоклазов, достигающая в разных типах пород содержания 20-25% анортита. Характерной особенностью фации следует считать появ­ ление в филлитовидных сланцах граната, порфиробласты которого выделяются на фоне более мелкозернистой массы. Гранат (N=1,809 – 1,815, =11,533, f= 85-97%) представ­ лен спессартин-пироп-альмандином. Структура основной массы филлитов – лепи­ добластовая с параллельной ориентировкой биотита и мусковита. Гранат имеет гелеци­ фидную структуру и переполнен включениями кварца, биотита и рудного. Ярко выра­ жены структуры роста граната с раздвижением чешуек слюды, обтекающих гранат. В метапелитах эпидот-амфиболитовой фации распространены парагенезисы Q + Pl10- + Bi + Mus + Gr ± Chld, Q + Pl10-12 + Bi + Mus, Q + Pl10-14 + Bi + Mus ± Chl, Q + Pl10 12 + Mi + Bi + Mus + Gr, Q + Bi + Mus + Gr ± Chl.

Хлоритсодержащие парагенезисы являются неравновесными. В карбонатных по­ родах и метабазитах наиболее часто встречаются ассоциации: Calc + Ep + Bi + Pl20- ± Q, Calc + Zs + Bi ± Q, Calc + Ep +Q ± Phlg, Calc + Ep + Tr ± Chl, Tr + Zs + Q ± Chl, Akt + Ep + Bi +Pl20-24 ± Q.

Большинство минеральных парагенезисов эпидот-амфиболитовой фации харак­ теризуются неравновестностью минералов. Так, как в них одновременно с другими ми­ нералами сосуществует хлорид. Возможно, хлорит в эпидот-амфиболитовой фации на­ ходится в метастабильном состоянии. Следует отметить наличие в метапелитах параге­ незисов с хлоритоидом.

Более высокая, чем эпидот-амфиболитовая фация, степень метаморфизма пород рифейского Тыйско-Олокитского метаморфического пояса устанавливается по на­ личию парагенезисов со ставролитом. Этот минерал является типоморфным для став­ ролит–альмандиновой субфации амфиболитовой фации. Ставролит-альмандиновая суб­ фация выделяется между изоградами ставролита и силлиманита. В метапелитах этой субфации полностью исчезает хлорит, широко распространенным является гранат пи­ роп-альмандинового ряда (N= 1,797 – 1,805, = 11,533-11,537, f= 80-90%), появляется дистен, а также возрастает основность плагиоклаза с олигоклаза № 20 до андезина № 35. Для метапелитов ставролит-альмандиновой субфации типична лепидогранобласто­ вая структура с хорошо выраженной сланцеватостью и отсутствием обломочных релик­ товых структур. На фоне основной массы выделяются крупные до 2,5-3,0мм порфи­ робласты граната. Ставролит в метапелитах образует порфиобласты размером до 2,0 2,5 мм ориентированные субпараллельно к плоскости сланцеватости и содержащие включения кварца, реже слюд и граната.

В метапелитах ставролит-альмандиновой субфации развиты парагенезисы Q + Pl20-28 + Bi + Mus + Gr + Stav, Q + Bi + Mus + Gr + Stav ± Chld, Q + Pl20-24 + Bi + Mus + Gr, Q + Bi + Mus + Gr, Q Pl20-24 + Bi + Mus + Stav являющиеся равновесными. Мине­ ральные ассоциации с микроклином редки и представлены Q + Pl20-28 + Mi + Bi + Mus + Gr, Q + Pl20-28 + Bi + Mus. Q + Pl20-28 + Mi + Bi + Gr.

В карбонатных породах ставролит-альмандиновой субфации распространены па­ рагенезисы с эпидотом и клиноцоизитом Calc + Ep + Bi + Pl32-40 + Q, Calc + Ep + Bi + Hrb ± Q, Calc + Hrb + Phlg ± Q, Calc + Phlg + Zs + Sk ± Q, а в метабазитах Hrb + Pl30 35 + Ep + Bi + Q, Hrb + Pl30-35 + Zs + Bi ± Mi ± Q.

Анализ минеральных парагенезисов ставролит-альмандиновой субфации пока­ зывает, что вместо актинолита образуется роговая обманка.

В архейском и нижнепротерозойском комплексах Тыйско-Олокитского мета­ морфического пояса рифейский тектоно-метаморфический этап проявился в виде диа­ фтореза. Наиболее интенсивно диафторезу подвергаются метапелиты. Дистен и силли­ манит замещаются фибролитом, мусковитом с образованием псевдоморфоз. Гранаты деформированы, «растащены» по гнейсовидности и сланцеватости пород. Часто в гра­ натах отмечаются структуры «снежного кома». Состав их существенно меняется в сто­ рону обогащения альмандиновой и спессартиновой молекулами при понижении содер­ жания пиропа. Повсеместно устанавливается перекристаллизация биотита не только с изменением состава, но и образованием буро-зеленого биотита. Рифейский диафториты фиксируются появлением граната спессартин-альмандинового ряда, зеленого биотита, мусковита и эпидота, характерных для прогрессивного и зонального метаморфизма ри­ фейского комплекса Тыйско-Олокитского метаморфического пояса.

Изменение термодинамических условий метаморфизма в докембрийских комплексах Тыйско-Олокитского метаморфического пояса в геохронологическом ас­ пекте состоит в общем понижении температуры метаморфизма и давления.

В минерагеническом отношении Тыйско-Олокитский метаморфический пояс ха­ рактеризуется колчеданно-полиметаллическим оруденением и большим разнообразием полезных ископаемых, обусловленных процессами метаморфизма. Определяющим его минерагенетическую специализацию являются рудопроявления полиметаллов и в мень­ шей степени золота. Он считается одним из перспективных на полиметаллы, в меньшей степени золото и другие полезные ископаемые.

В 1968 г. геологами Бурятского ТГУ в междуречье Тыи и Холодной на юго-вос­ точном крыле Олокитской синклинали в метаморфических породах протерозойского возраста было открыто Холоднинское месторождение полиметаллов. Многими геолога­ ми, занимающимися изучением Холоднинского месторождения, высказывалось предложение о его стратиформном генезисе (Шобогоров и др., 1971;

Гурулев, Трунева, 1974;

Ручкин и др., 1973, 1975;

Мануйлова, Зарубин, 1981 и др.). Основной задачей ис­ следований было выяснение возможной связи колчеданно-полиметаллического оруде­ нения с процессами регионального метаморфизма.

Холоднинское месторождение полиметаллов находится среди пород северо байкальской серии, метаморфизованных в P-T условиях амфиболитовой, эпидот-амфи­ болитовой и зеленосланцевой фациях.

В метаморфической эволюции рудовмещающего комплекса пород выделяется четыре этапа регионального метаморфизма: гранулитовый, амфиболитовый, эпидот-ам­ фиболитовый и зеленосланцевый. Рудовмещающие породы представлены двуслюдяны­ ми, дистен-гранат-двуслюдяными сланцами с прослоями кварцитов, мраморов и гра­ фитсодержащих слюдистых сланцев, которые слагают верхнюю часть разреза, выделяе­ мую в черносланцевую подсвиту перевальской свиты (Ручкин и др., 1975;

Мануйлова, Зарубин, 1981). К ней приурочены рудные залежи. Завершается разрез кварцитовой подсвитой. Руды Холоднинского месторождения всеми исследователями подразделя­ ются на два типа – стратиформные и секущие.

Стратиформные рудные залежи, а их в общей сложности три, располагаются в протерозойских комплексах Тыйско-Олокитского метаморфического пояса. По составу они отнесены к пиритовым (колчеданным), медиколчеданным и колчеданно-полиме­ таллическим. Установлено их чередование между собой и переслаивание с безрудными прослоями метаморфических пород. В связи с этим все рудные залежи имеют полосча­ тое строение. На раннем прогрессивном этапе регионального метаморфизма в условиях амфиболитовой фации дистен-силлиманитового типа происходило перераспределение с одновременной перекристаллизацией рудного вещества и образование прожилковых и прожилково-вкрапленных руд. Повсеместно устанавливается проявление околоруд­ ных метасоматитов.

Секущие руды представлены двумя типами. Первый – крупные обособления рудных минералов в стратиформных залежах. В этом случае рудные минералы нахо­ дятся в парагенезисе с амфиболом, гранатом и тяготеют к «прослоям» высокотемпера­ турных метасоматитов. Рудные тела образованы парагенезисами таких минералов, как сфалерит, галенит, пирротин, иногда халькопирит. Генезис их, вероятно, обусловлен диафторезом эпидот-амфиболитовой фации рудных стратиформных залежей с переот­ ложением и их перекристаллизацией. Со вторым типом оруденения, обусловленным зе­ леносланцевым диафторезом, связано образование сульфидных, кварц-сульфидных, кварц-карбонат-сульфидных прожилков. Формирование этого типа оруденения сопро­ вождается эпидотизацией, хлоритизацией, мусковитизацией и окварцеванием рудовме­ щающих пород.

На основании пространственной взаимосвязи стратиформного оруденения с вме­ щающими метаморфическими породами можно предполагать их парагенетическую связь. Иными словами, полиметаллическое и колчеданно-полиметаллическое орудене­ ние в метаморфических породах Холоднинского месторождения, обусловлено эволю­ цией процессов метаморфизма.

Аналогичные колчеданно-полиметаллические рудопроявления известны на во­ доразделе рек Тыи, Окунайки и Левой Мини. Где они также генетически связаны с про­ цессами регионального метаморфизма.

Золото. Золоторудные месторождения и рудопроявления в пределах Тыйско Олокитского метаморфического пояса представлены различными генетическими типа­ ми. Это золотоносные россыпи бассейна р. Нюрундукан, а также коренные метаморфо­ генного генезиса рудопроявления золота в углистых сланцах. Типичными представите­ лями последних являются пиритизированные хлорит-биотитовые и другие сланцы ран­ непротерозойскийе - и позднепротерозойских комплексов, широко развитых в бассей­ нах рек Тыи, Нюрундукана, Ондоко, Олокита и других.

Золоторудная минерализация (золото-кварц-сульфидная формация) локализует­ ся в зонах рассланцевания, катаклаза и милонитизации. Ориентировка этих зон, как правило, имеет северо-восточное до субмередионального направления. Мощность этих зон достигает 80-100 м и редко до 300 м (басс. р. Нюрундукан) при их протяженности до 10-15 км и более. Заслуживает внимание тот факт, что степень метаморфизма (диа­ фтореза) не превышает хлорит-биотитовой субфации зеленосланцевой фации. В том случае, когда зеленосланцевые диафториты развиваются по прогрессивно метаморфи­ зованным породам зеленосланцевой фации, граница зон диафторитов устанавливается с большим трудом и по наличию метасоматитов.

Процессы дислокационного метаморфизма, сопровождающиеся метасоматозом, или дислокационно-гидротермальным метасоматозом по данным А.П. Шмотова (1974), в зонах зеленосланцевого диафтореза приводят к образованию метаморфогенных квар­ цевых, кварц-карбонатных и кварц-сульфидных жил, прожилков, а в отдельных случа­ ях и линзообразных тел. От интенсивности метасоматических преобразований в зонах диафтореза зависит и золото-сульфидная минерализация, - чем интенсивнее проявлен метасоматоз, тем выше золотоносность зеленосланцевых диафторитов. Распределение золота в жилах равномерное. В парагенезисе с золотом находится серебро, пирит, реже пирротин, халькопирит, галенит, сфалерит и арсенопирит. Основным источником руд­ ных компонентов зеленосланцевых диафторитов являются вмещающие породы. Содер­ жание золота в них ниже чем в зеленосланцевых диафторитах.

Касаясь оценки золотоносности зеленосланцевых диафторитов (золото-кварц сульфидная формация) Тыйско-Олокитского метаморфического пояса в целом следует отметить, что этот тип оруденения изучен еще слабо по сравнению с другими типами.

На это было указано М.М. Одинцовым с соавторами в 1977 г. при обобщении фактиче­ ского материала по некоторым видам минерального сырья в зоне влияния БАМ, в частности, по золотоносности. Тем не менее, уже на сегодняшний день имеются все предпосылки считать данный тип оруденения перспективным для прироста запасов по рудному золоту. Аналогичные рудопроявления золотосульфидной минерализации от­ мечаются в междуречье Ондоки и Уокита, в бассейнах рек Тыи, Калакачана и других.

Таким образом, золотоносные породы Тыйско-Олокитского метаморфического пояса могут быть отнесены к метаморфогенным образованиям зеленосланцевой фации.

Железо. Первые сведения о железистых кварцитах Северного Прибайкалья свя­ заны с именем В.В. Домбровского, проводившего исследования в 1940 г. и пришедшего к выводу, что железистые кварциты практического значения не представляют. После­ дующими работами геологов Бурятского геологического управления в Северном При­ байкалье за период с конца 50-х по 70-е годы двадцатого столетия были получены дан­ ные по геологическому строению и полезным ископаемым, что позволило подойти к оценке железистых кварцитов. Результаты этих работ изложены А.Г. Крапивиным в 1970 г.

Железистые кварциты прослеживаются в северо-восточном направлении от ис­ токов руч. Севиликон до бассейна р. Нюрундукан, где они слагают ряд сближенных пластовых тел. В геологическом строении рудопроявлений железистых кварцитов при­ нимают участие метаморфические образования тыйской свиты раннего протерозоя.

Широкое развитие в породах тыйской свиты процессов хлоритизации, эпидотизации, пиритизации, окварцевания приводит к тому, что в редких случаях удается установить первичный состав и степень метаморфизма пород. Относительно редкие находки ре­ ликтового граната, амфибола, пироксена, основного плагиоклаза и биотита позволяет говорить о проявлении раннего этапа зонального метаморфизма в условиях от зелено­ сланцевой до амфиболитовой фации. Таким образом, зеленые сланцы тыйской свиты могут рассматриваться как диафториты.

Железистые кварциты, залегающие в виде пластовых тел среди зеленосланцевых диафторитов, расположены кулисообразно относительно друг друга. Они слагают по­ лосу шириной от 50-60 м до 200-3600 м и протяженностью около 60 км. Количество рудных прослоев в пределах выделенной полосы колеблется от 3 до 8-10, а мощность их – от 1 м до 6,5-7,0 м. Расстояние между прослоями изменяется от 2-3 до 10-40 м (Крапивин, 1970). Общая мощность рудных тел по некоторым пересечениям изменяет­ ся от 2 м до 22 м. Контакты железистых кварцитов с вмещающими зеленосланцевыми диафторитами обычно четкие и хорошо устанавливаются по структурно-текстурным особенностям.

По минералогическому составу и текстурным особенностям выделяются три типа руд – тонкополосчатые (железистые кварциты), густо вкрапленные и вкраплен­ ные. Железистые кварциты распространены наиболее широко и подразделяются на магнетитовые, магнетит-гематитовые и гематитовые разновидности. Относительно ши­ роким распространением пользуются магнетитовые железистые кварциты. Их мине­ ральный состав колеблется в широких пределах и представлен кварцем (10-50%), маг­ нетитом (40-80%) и хлоритом (5-20%). В незначительном количестве отмечаются гема­ тит, амфибол, эпидот, биотит, гранат, кальцит и акцессорные минералы (сфен, циркон, апатит, турмалин, рутил). Магнетит-гематитовые железистые кварциты характеризуют­ ся наличием гематита (40-60%), магнетита (30-35%), кварца (15-20%). Гематитовые же­ лезистые кварциты состоят, в основном, из гематита (60-70%), кварца (35-40%) и маг­ нетита (до 10%).

Железистые кварциты характеризуются содержание железа от 19-22 до 45-48% (Крапивин, 1970). Из минералов примесей постоянно отмечаются марганец (от 1,0 до 8,0%), ванадий (до 0,05%), титан (до 0,5%). Вредные примеси – сера (до 0,07%), фосфор (от 0,2 до 0,5%) и мышьяк (от 0,0015 до 0,0035%). По содержанию железа руды кварци­ тов могут быть отнесены к бедным, требующим предварительного обогащения.

Таким образом, относительно простой минеральный состав, низкое содержание вредных примесей (Крапивин, 1970), хорошая их обогатимость, благоприятное геогра­ фическое положение на трассе БАМ, а также масштаб рудопроявления повышает про­ мышленную ценность Тыйского железо-рудного месторождения метаморфогенного ге­ незиса.

Высокоглиноземистые метаморфические сланцы. Для получения глинозема – исходного материала производства алюминия, а особенно для получения сплавов алю­ миния и кремния (силумина) должны и могут быть привлечены месторождения дисте­ новых, силлиманитовых и хлоритоидных сланцев. Силумин – перспективный материал широкого технического применения, а кроме того, сланцы могут оказаться комплекс­ ным полезным ископаемым, перспективным на гранат, рутил и мелкоразмерный (менее 1 см) мусковит. Высокоглиноземистые кристаллические сланцы распространены широ­ ко, что вообще характерно для областей высокотемпературного регионального мета­ морфизма и делает Тыйско-Олокитский метаморфический пояс перспективным на этот вид минерального сырья. Основное внимание при изучении сланцев должно быть уде­ лено возможности обогащения получения кондиционных силлиманитовых, дистеновых и хлоритоидных концентратов. Возможные запасы глиноземистых сланцев колоссаль­ ны, однако, их промышленное значение может быть установлено после изучения тех­ нологических свойств и экономической целесообразности использования.

В Тыйско-Олокитском метаморфическом поясе представляет интерес полоса ди­ стенсодержащих сланцев, прослеженная от р. Горбылак, правого притока Тыи, до исто­ ков р. Нюрундукан. Ширина этой полосы изменяется от 250 до 500 м, местами – до 1, км. В целом эта полоса глиноземистых сланцев не оценена. Здесь известны Марек­ тинское и Гоуджекитское рудопроявления дистеновых и силлиманитовых сланцев, приуроченных к породам иловирьской свиты нижнего протерозоя. Дистен в сланцах представлен уплощенными кристаллами размером до 1 см, изредка – до 3-4 см. минера­ логический анализ штуфных проб дистеновых сланцев показывает, что содержание ди­ стена изменяется от 15-20 до 50%, что вполне обеспечивает содержание глинозема в пределах 20-25% (Гурулев, 1970).

Учитывая благоприятное географическое расположение Маректинского (в 35- км от трассы БАМ) и Гоуджекитского на трассе БАМ рудопроявлений и значительную площадь распространения продуктивной полосы дистеновых и силлиманитовых слан­ цев, целесообразна постановка ревизионных поисково-разведочных работ в пределах этой полосы.

Рудопроявления высокоглиноземистых сланцев в Тыйско-Олокитском метамор­ фическом поясе встречаются в бассейнах рек Чаи, Холодной (дистеновые), левой Мини (силлиманитовые и силлиманит-кордиеритовые). Содержание высокоглиноземистых минералов достигает 15-20%. Все эти рудопроявления фактически не изучены.

Гранат. Крупные месторождения граната в пределах Тыйско-Олокитского мета­ морфического пояса не обнаружено, но проявления гранатовой минерализации отмеча­ ются повсеместно. Изучены гранатсодержащие породы докембрия очень слабо, хотя перспективы его использования в промышленности, как абразивного сырья огромны.

Содержание его обычно в двуслюдяных, биотитовых, дистеновых, силлиманитовых, амфиболовых гнейсах и сланцах достигает 15-20%, а в ряде случаев повышается до 40%. Отмечается гранат и в пегматитах, где количество его обычно не превышает 5-7%.

Наиболее перспективными регионами являются районы рудопроявлений глиноземисто­ го сырья (дистена, силлиманита, андалузита). В которых выявлена и гранатовая мине­ рализация. В них необходима постановка детальных поисковых работ и технологиче­ ских исследований с целью изучения комплексного извлечения дистена, силлиманита, корунда. Мелкозернистого мусковита и граната. Перспективные запасы граната, при среднем содержании его в 15-20% по элементарным подсчетам велики и составляют многие миллионы тонн. Возможно, что гранат может быть использован не только как абразивный материал, но и как полудрагоценный камень и комплексное сырье на мар­ ганец, хром и ряд других микроэлементов.

Список литературы 1. Балханов В.В. К стратиграфии докембрия центральной части Северного Прибайкалья // Материалы по геологии и полезным ископаемым Бурятской АССР. Вып. 14- Улан-Удэ: Наука, 1971. – С. 10- 2. Гурулев С.А. Перспективы использования дистеновых кристаллических сланцев Северного Прибайка­ лья в качестве алюминиевого сырья // Рудоносность и структуры рудных месторождений Бурятской АССР. – Улан-Удэ: Наука, 1970. – С. 101- 3. Гурулев С.А., Трунева М.Ф. Медно-никелевое сульфидное оруденение в структуре Холоднинского кол­ чеданно-полиметалического месторождения // Геология, магматизм и полезные ископаемые Забайкалья.

– Улан-Удэ: Наука, 1974. – С. 33- 4. Крапивин А.Г. Железистые кварциты Северного Прибайкалья и некоторые вопросы их генезиса // Ма­ териалы по геологии и полезным ископаемым Бурятской АССР. Вып. XIII.- Улан-Удэ: Наука, 1970. – С.

130-139.

5. Мануйлова М.М., Васьковский Д.П., Гурулев С.А. Геология докембрия Северного Прибайкалья. - М.-Л.:

Наука, 1964. - 226 с.

6. Мануйлова М.М., Зарубин В.В. Вулканогенные породы докембрия Северного Прибайкалья. - Л: Наука, 1981. - 88 с.

7. Маракушев А.А. Проблемы минеральных фаций метаморфических и метасоматических пород. - М:

Наука, 1965.- 327 с.

8. Перчук Л.Л. Равновесия породообразующих минералов. - М.: Наука, 1970. - 391 с.

9. Ручкин Г.В., Конкин В.Д., Кузнецов Т.П. Метаморфизм колчеданно-полиметалических руд Холод­ нинского месторождения // Геология рудных месторождений.- 1973. - № 6. - С. 69-78.

10. Ручкин Г.В., Бушуев В.П., Варламов В.А., Конкин В.Д., Кузнецова Т.П., Пирижняк Н.А. Холоднинское месторождение – представитель докембрийских колчеданно-полиметаллических месторождений // Гео­ логия рудных месторождений.- 1975. - № 5. - С. 3-17.

11. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области: Т.1 – М.: Недра, 1964. – 515 с.

Сизых А. Петрология метаморфических поясов Северного Прибайкалья. – Новосибирск: Наука, 1985. 121 с.

12. Соболев Н.В. Парагенетические типы гранатов. – М.: Наука, 1964. – 218 с.

13. Тернер Ф., Ферхуген Дж. Петрология изверженных и метаморфических пород. – М.: ИЛ, 1961.–592 с.

14. Шмотов А.П. Тектонические деформации и сопряженные с ними гидротермально-метасоматические преобразования вмещающих пород (Ленинский золотоносный район) // Доклады АН СССР. – 1974. Т.218.-№ 1. - С. 178-181.

15. Шобогорова П.Ч., Цыренов Д.Ц., Бушуев В.П. О новой колчеданно-полиметалической провинции в Северно-Байкальском нагорье // Разведка и охрана недр. – 1971. - №3. – С. 15-16.

16. Althaus E. Der Stabulittsbereich des Pirophillits unter dem Einfluss von Suren II. Mitteilung: Perophillir und Andalusitlagerstatten.- Contr. Miner. Petrol., 1996a. - V.13.-№ 2. - P. 97-107.

17. Althaus E. Die Bildung von Perophillit und Andalusit zwischen 200 und 7000 bar H 2O – Druck //Natuwiss, Bd 53 Hf 1, - 1966. - P. 105-106.

18. Ganguly J, Newton R.C. Thermal stability of chloritoid at hing pressure and relatiwely high oxygen fugacity // J Petrol – 1968. - Vol 9 - №3, - P. 444-446.

19. Richardson S.W., Gilbert M.C., Bell M.P. Experimental determination of Kianite-andalusite-sillimanite eguillbrium, the aluminium silicate triple point // Amer J Sci – 1969.- Vol. 259 - № 3. – P. 259-272.

ЗОЛОТОНОСНЫЕ РУДНО-МАГМАТИЧЕСКИЕ СИСТЕМЫ ЗАБАЙКАЛЬЯ И ИХ ПОИСКОВЫЕ ПРИЗНАКИ А.М. Спиридонов, Л.Д. Зорина Учреждение Российской академии наук Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, Иркутск, irapr@igc.irk.ru На основе широкомасштабных геохимических исследований, систематизации и обобщения гео­ логических и минералого-геохимических данных с учетом новейших геодинамических построений осу­ ществлен региональный сравнительный анализ закономерностей функционирования золотоносных руд­ но-магматических систем забайкальской части Монголо-Охотского складчатого пояса, обозначены их поисковые признаки.


В настоящее время во многих золоторудных провинциях России (Забайкальской, Верхоянской, Яно-Колымской, Уральской и других) осуществляется переинтерпрета­ ция металлогенических данных, результатов многолетних научных, разведочных и экс­ плуатационных работ в соответствии с концепциями тектоники плит и глубинной геодинамики. На основе этого пересматриваются, уточняются геолого-генетические и прогнозно-поисковые модели рудных объектов, ранее разработанные в рамках пред­ ставлений геосинклинальной гипотезы. Новый методологический подход к выявлению и оценке золоторудного потенциала позволяет расширить перспективы старых горных районов, теоретически обосновать необходимость постановки прогнозно-поисковых работ на новых площадях.

Золоторудная минерализация Забайкалья формировалась на протяжении значи­ тельного интервала геологического времени – от раннего палеозоя до позднего мезозоя.

Однако основная масса золоторудных систем, в том числе и с промышленными концен­ трациями золота, сформировалась в средне-позднеюрское–раннемеловое время. Мезо­ зойский этап развития Забайкалья проходил в обстановках средне-позднеюрской кол­ лизии и раннемелового рифтогенеза [3, 12, 13].

Анализируя особенности размещения золоторудных объектов и продуктов маг­ матизма на основе новой модели геодинамического развития забайкальской части Мон­ голо-Охотского пояса, установлено, что основная масса золоторудных месторождений и рудопроявлений Забайкалья средне-позднеюрского и раннемелового возраста приурочена к Монголо-Охотской сутуре (коллизионному шву) – зоне сочленения Си­ бирского и Монголо-Китайского континентов (рис.). Ареал распространения золотого оруденения полностью совпадает с областью развития коллизионного и рифтогенного магматизма [12]. Химизм и изотопный состав коллизионных и постколлизионных маг­ матических пород свидетельствуют о том, что источники расплавов находились не только в мантии, но и в коре. Прослеживается генетическая и парагенетическая связь месторождений и рудопроявлений с малыми интрузиями рудогенерирующих латитовой и высококалиевой известково-щелочной магм. Характерно, что выделенный С.С. Смир­ новым [11] золото-молибденовый пояс на этой тектонической модели примыкает к се­ веро-восточной части Монголо-Охотской сутуры.

Проведенная типизация 48 золоторудных месторождений и рудопроявлений За­ байкалья с учетом их геодинамической позиции, структурного контроля, глубины фор­ мирования, формационной принадлежности, стадийности развития рудного процесса, минерального состава, температур и возраста минералообразования показала, что по формационному признаку месторождения коллизионного этапа четко обособляются в четыре группы – малосульфидную мезотермальную (любавинский и ушумунский типы), умеренно-сульфидную мезотермальную (ключевской и частично карийский типы), существенно-сульфидную мезотермальную (дарасунский, итакинский и ново широкинский типы), месторождения рифтогенного этапа – в малосульфидную эпитер­ мальную группу (балейский тип).

Исследованиями последнего десятилетия с использованием тонких минералоги­ ческих, геохимических, термобарогеохимических, изотопных методов доказано, что месторождения Дарасунской [4, 6-9] и Карийской [2] РМС относятся к золотопорфиро­ вому типу месторождений, что значительно расширяет их перспективы.

Полученные Sm-Nd методом [5] первые определения абсолютного возраста зо­ лотых руд Дарасунского месторождения (100±18 млн лет) подтвердили, что Дарасун­ ская РМС функционировала длительное время – начав формироваться на коллизион­ ном этапе (175 млн. лет) с внедрения рудогенерирующих магматических тел и предруд­ ных преобразований вмещающих пород [12], ее деятельность завершилась на рифто­ генном этапе рудной минерализацией.

Выявленные особенности флюидного режима, минерального состава, возраст­ ные характеристики [4-10] позволяют сделать заключение об образовании ряда изучен­ ных месторождений на разных глубинах единой порфирово-эпитермальной флюидно магматической системы: на более глубоких уровнях – высокотемпературных магнетит пирит-турмалиновых руд Талатуйского и Карийского месторождений, на средних глу­ бинах – среднетемпературных руд Дарасунского, Теремкинского, Среднеголготайско­ го, на малых глубинах – низкотемпературных руд Балейского и Тасеевского месторо­ ждений. Уровень между Дарасунским и Балейским месторождениями занимает место­ рождение Погромное.

В результате проведенных исследований обозначен ряд признаков, на которые следует обратить внимание при поисках в Забайкалье новых месторождений золота и при переоценке известных золоторудных районов.

1. Вся площадь, контролируемая Монголо-Охотской шовной зоной и сопряженными с ней тектоническими нарушениями более высоких порядков, перспективна на золотое оруденение мезозойского возраста. В качестве ориентиров при прогнозно-поисковых и оценочных работах рекомендуются выделенные [12]: 1) геолого-промышленные типы месторождений, главными среди которых являются жильный (Любавинское, Средне-Голготайское, Ушумунское, Дмитриевское, Дарасунское, Теремкинское, Карийское, Пильненское, Ново-Широкинское, Козловское, Гурулевское месторождения), минерализованные зоны (Илинское, Талатуйское, Уконикское месторождения), комбинированный – жилы, минерализованные зоны и штокверки (Балейское, Тасеевское, Ключевское, Кочковское, Кулинское, Итакинское месторождения).;

2) промышленные типы руд, среди которых по классификации Б.И. Беневольского [1] установлены: А-золотой легкообогатимый (Любавинское, Ушумунское, Средне-Голготайское, Хавергинское, Дыбыксинское, Дмитриевское, Илинское, Ключевское, Кочковское, Карийское, Талатуйское, Александровское, Пильненское, Кулинское месторождения), Б-упорный с золотом в сульфидах (Уконикское, Козловское, Гурулевское месторождения, Кодаро-Удаканский, Приаргунский, Муйский и др. районы), Г-полиметаллически-золотой (Ново Широкинское, Дарасунское, Теремкинское и др. месторождения), В-серебро-золотой (Балейское, Тасеевское, Жидка, Телембинское месторождения), Д-сурьмяно-золотой (Итакинское месторождение);

3) четко выраженная смена с юго-запада на северо восток по простиранию сутуры профилирующих золотоносных минеральных типов месторождений: малосульфидного золото-кварцевогоумеренно сульфидногосущественно-сульфидного (в том числе и золотопорфирового) мезотермального, а также золото-серебряного эпитермального (эпицентр оруденения)умеренно-сульфидного с возрастающей ролью сурьмяной и ртутной минерализации (рис.). Следует также обратить внимание на минерализованные зоны в скарново-рудных залежах и прожилково-вкрапленные руды в черносланцевых толщах.

2. Пропагандируется комплексный подход к прогнозу и оценке масштабов эндо Рис. Коренные месторождения и плотность рудных проявлений золота Забайкалья [3, 12, 13] Блоки континентальной литосферы, участвовавшие в средне-позднеюрской коллизии: 1 – Сибирский континент;

2 – Монголо-Китайский континент;

3 – Ононский островодужный террейн. Тектонические швы и главные разломы: 4 – основная ветвь Монголо-Охотской сутуры;

5 – Ононская ветвь Монголо Охотской сутуры;

6 – разломы возникшие, либо обновленные во время коллизии ( ЧИ – Чикой-Инго­ динский, ГА – Газимурский, УР – Урулюнгуевский). Плотность рудопроявлений (количество рудопрояв­ лений на 100 км2): 7 от 1 до 2;

8 от 2 до 5 и более. Месторождения золота: 9 – существенно-суль­ фидные мезотермальные;

10 – умеренно-сульфидные мезотермальные;

11 – малосульфидные мезотер­ мальные;

12 – малосульфидные эпитермальные.

Список месторождений золота. Существенно-сульфидные: 1 – Дарасунское, 2 – Теремкинское, 3 – Тала­ туйское, 4 – Дельмачик, 6 – Ново-Култуминское, 8 – Карийское (участок Сульфидный), 9 – Пильненское, 11– Александровское, 12 – Итакинское, 13 – Уконикское, 14 – Амазарское, 15 – Кулинское, 16 – Култу­ минское, 17 – Ново-Широкинское, 18 – Аленгуйское, 19 – Козловское, 20 – Гурулевское, 23 – Шунду­ инское, 24 – Сосновское, 27 – Казаковское, 32 – Дабан-Горхонское. Умеренно-сульфидные: 8 – Карий­ ское (участки Дмитриевский, Новинка), 10 – Ключевское, 2 – Уронайское, 25 – Фатимовское, 29 – Илинское. Малосульфидные мезотермальные: 5 – Апрелковское, 7 – Ушумунское, 21 – Средне-Голго­ тайское, 26 – Косачихинское, 28 – Васильевское, 30 – Туринское, 31 – Любавинское, 33 – Бальджи­ канское, 34 – Воскресенское, 35 – Сергинское. Малосульфидные эпитермальные: 36 – Балейское, Тасеев­ ское, 37 – Олонгринское.

генных месторождений золота и реанимации старых горнорудных районов с отлаженной системой коммуникаций получения сырья, обеспеченных техническими и человеческими ресурсами. Этот подход базируется на выявлении рудно-магматических систем как целостных геологических образований, включающих комплекс геохимических полей разных уровней концентрирования элементов (в том числе и промышленного), в которых каждое отдельно взятое месторождение и рудопроявление является лишь только звеном в общей цепи эндогенных процессов. Каждый отдельно взятый золото­ рудный узел представляет собой локальную рудно-магматическую систему, связанную общим источником рудного вещества и объединяющую ряд разных по масштабам ме­ сторождений и рудопроявлений. Учет общего рудного потенциала по всем рудным про­ явлениям РМС выводит такие системы в разряд крупных объектов, где применим прин­ цип кустовой отработки месторождений с одним опорным населенным пунктом, одной современной обогатительной фабрикой и одним современным полигоном (при соответ­ ствующих условиях) для кучного выщелачивания упорных и бедных золотых руд.

3. Контролируются, как правило, такие рудно-магматические системы очагово купольными (коллизионные РМС) и очагово-депрессионными (рифтогенные РМС) структурами. Забайкалье характеризуется широким развитием построек подобного типа, образованию которых способствовали протекавшие здесь на протяжении мезо­ зойского периода времени мощные процессы коллизии и рифтогенеза, интрузивного и эффузивного магматизма и орогенеза. Становление куполовидных кольцевых поднятий сопровождалось внедрением из мантии гипабиссальных интрузий шошонит-латитового и высококалиевого известково-щелочного состава.

4. Кольцевые рудно-магматические системы с латитовым и высококалиевым известково-щелочным магматизмом развиваются по единому принципу, что позволило выделить основные поисковые признаки этих систем:

– региональный контроль Монголо-Охотской сутурой;

– образовались в средне-позднемезозойскую эпоху развития региона;

– расположены, как правило, на пересечениях глубинных разломов;

– морфологически выражены кольцевыми (купольными или депрессионными) тектоно-магматическими структурами центрального типа;

– сопровождаются дуговой и радиальной системой разрывных нарушений, выполняющих иногда роль контуров структур более высоких порядков;

– отчетливо наблюдается фациальная зональность магматических образований:

от центра к периферии кольцевых структур штокообразные тела сменяются дайками, а затем покровами вулканитов;

с фациальной согласуется минеральная, геохимическая и температурная зональность (чаще асимметричная), которая отчетливо прослеживается в сторону полого погружающегося контакта рудопродуцирующей интрузии.

– рассматриваемые РМС чаще всего многометалльны, с ними связаны существенно-сульфидные (в том числе эолотопорфировые) и умеренно-сульфидные месторождения редких, цветных и благородных металлов;

обычно комплексные, но промышленная значимость системы определяется превалирующим развитием какой-то одной группы металлов в зависимости от влияния локальных условий;

– оруденение сопровождается мощной гидротермальной проработкой вмещающих пород: для РМС коллизионного этапа на предрудной стадии характерна пропилитизация, на синрудной – лиственитизация, березитизация, железисто марганцевый метасоматоз и др.;

для РМС рифтогенного этапа – на предрудной стадии аргиллизация, окварцевание, карбонатизация, на синрудной адуляризация, сульфидизация и др.;

золото появляется уже на предрудной стадии, устойчиво возрастает в зонах синрудных метасоматитов, достигая максимума в продуктивных стадиях рудного процесса;

– месторождения полистадийны;

характерна повторяющаяся последовательность стадий рудного процесса: для РМС коллизионного этапа редкометалльная – турмалиновая (для некоторых актинолит-магнетитовая) – колчеданная – полиметаллическая – сульфосольная – сульфоантимонитовая – кварц карбонатная;

для РМС рифтогенного этапа – сульфидно-карбонатно-кварцевая – адуляр-карбонатно-кварцевая – пираргирит-миаргирит-кварцевая – кварц арсенопиритовая – кварц-антимонитовая – кварц-карбонатная;

вместе с тем, в силу тех или иных локальных особенностей некоторые зоны могут выпадать из ряда зональности или расширяться по площади распространения, при этом перекрывая соседние;

5. Золотоносные РМС сопровождаются площадными и локальными геохимическими полями (ГХП). Последние подразделяются на ГХП слабого (коэффициент контрастности КК10), среднего (КК=10-100) и интенсивного (КК100) концентрирования. Число главных элементов-индикаторов золотого оруденения составляют одиннадцать основных элементов, определяющих облик золотого оруденения Забайкалья: Аи, Ag, As, Sb, Bi, W, Си, В, Pb, Zn, Hg. Геохимические поля разных стадий минерализации телескопированы и различаются только по типоморфным элементам и их коэффициентам контрастности (КК100): например, редкометалльная – W, Мо;

турмалиновая – В;

актинолит-магнетитовая – W, Bi, Mo, Ag, Си;

колчеданная – As, реже Bi, Си;

полиметаллическая – Pb, Zn, Ag, Hg;

сульфосольная – Ag, Bi, Pb, Sb, Hg, Cu, As, Zn;

сульфоантимонитовая – Sb, Pb, As, Ag, Ba, Hg при тесной корреляции между ними. Геохимические поля концентрирования имеют узловой характер распределения элементов и концентрически-зональное строение на всех иерархических уровнях: месторождение – рудное, тело – рудный столб. Группу устойчиво «надрудных» элементов составляют Hg, Sb, Ag, Pb, Zn, As, устойчиво «подрудных» – Sn, Co, Ni, Li, В [12].

Из анализа морфоструктурных и геологических особенностей районов, петрохимических характеристик потенциально рудоносных магматических пород авторами сделан важный практический вывод о необходимости постановки поисковых работ на всей площади очагово-купольной или очагово-депрессионной структуры первого порядка. Для этой цели рекомендуется проведение геологической съемки 1:50000 масштаба с обязательными поисками по потокам рассеяния в масштабе 1:100000 – 1:200000.

Так как месторождения связаны со структурами более высоких порядков, то каждая их них заслуживает постановки специальных комплексных исследований, в которых традиционные поисково-оценочные методы сочетаются с геохимическими и геофизическими. Косвенным признаком рудоносности структур является развитие субщелочного магматизма. Промышленные месторождения установлены в тех структурах, в которых развиты совмещенные субвулканические тела гранодиоритового и диоритового составов – производные мантийных высококалиевой известково щелочной и шошонит-латитовой магм. В структурах, в которых на современном эрозионном срезе наблюдаются только вулканические фации кислого состава (плагиопорфиры, фельзиты, вулканические стекла) этих магм, выявлены лишь рудопроявления. Однако есть все основания прогнозировать в этих структурах на более глубоких горизонтах субвулканические тела среднего состава и богатое оруденение.

На стадиях детальных подземных разведочных и эксплуатационных работ для прослеживания оруденения на глубину и фланги, а также для выявления “слепых” рудных тел важное значение имеет создание на начальных этапах работ геолого геохимических моделей отдельных РМС на основе систематического геохимического опробования всех горных выработок и керна буровых скважин, анализа отобранных проб с последующей обработкой материалов на ЭВМ методом многомерных полей.

Полученная при этом объемная картина распределения геохимических полей рассеяния и концентрирования дает возможность применить ее в дальнейшем для оценки вулканоструктур, флангов и глубоких горизонтов месторождений, но уже с использованием поверхностных разведочных скважин.

Список литературы 1. Беневольский Б.И. Золото России: проблемы использования и воспроизводства минерально-сырьевой базы. М.: Геоинформмарк, 1995. – 88 с.

2. Жмодик С.М., Росляков Н.А., Спиридонов А.М., Козаченко И.В. Золотопорфировое оруденение Карийского рудного узла как новый тип оруденения в Восточном Забайкалье // ДАН, 2009. Т. 426, № 6. – С. 791-796.

3. Зорин Ю.А., Беличенко В.Г., Рутштейн И.Г., Зорина Л.Д., Спиридонов А.М. Геодинамика западной ча­ сти Монголо-Охотского пояса и тектоническая позиция рудных проявлений золота в Забайкалье // Геоло­ гия и геофизика, 1998. Т. 39, № 11. – С. 104-112.

4. Прокофьев В.Ю., Бакшеев И.А., Зорина Л.Д. Вертикальная минералогическая и термобарогеохимиче­ ская зональность на месторождениях золота Дарасунского рудного поля (Восточное Забайкалье, Россия) // Тезисы ежегодной сессии МГУ, Москва, 2008. – 2 стр.

5. Прокофьев В.Ю., Бакшеев И.А., Зорина Л.Д., Беляцкий Б.В., Бортников Н.С. Первая оценка возраста золотых руд месторождения Дарасун (Восточное Забайкалье) Sm-Nd методом // ДАН, 2006. Т. 409, № 5.

– С. 673-676.

6.. Прокофьев В.Ю., Бортников Н.С., Волков А.В., Бакшеев И.А., Зорина Л.Д. Вкрапленные руды место­ рождения золота Дарасун (Восточное Забайкалье) и их генезис // ДАН, 2008. Т. 422, № 2. – С. 214-217.

7. Прокофьев В.Ю., Бортников Н.С., Зорина Л.Д., Куликова З.И., Матель Н.Л., Колпакова Н.Н., Ильина Г.Ф. Генетические особенности золото-сульфидного месторождения Дарасун (Восточное Забайкалье) // Геология рудных месторождений, 2000. Т. 42, № 6. – C. 526-548.

8. Прокофьев В.Ю., Бортников Н.С., Коваленкер В.А., Зорина Л. Д., Гарофало П., Гричук Д.В., Селектор С.Л. Флюидный режим Дарасунской рудообразующей системы на разных уровнях глубинности // Материалы XIII Международной конференции по термобарогеохимии и IV симпозиума APIFIS, том 2, ИГЕМ, 2008. – С. 108-112.

9. Прокофьев В.Ю., Зорина Л.Д., Коваленкер В.А.,Акинфиев Н.Н., Бакшеев И.А., Краснов А.Н., Юргенсон Г.А., Трубкин Н.В. Состав, условия формирования руд и генезис месторождения золота Талатуй (Вос­ точное Забайкалье, Россия) // Геология рудных месторождений, 2007. Т. 49, № 1. – С. 37-76.

10. Прокофьев В.Ю., Спиридонов А.М., Кузьмина Т.М., Гнилуша В.А., Ковалева В.Ф. Физико-химические особенности процесса формирования Карийского золоторудного месторождения (Восточное Забайкалье) // Геохимия, 1997. № 4. – С. 423-434.

11. Смирнов С.С. Схема металлогении Восточного Забайкалья // Проблемы советской геологии, 1936. Т.

4, № 10. – С. 846-864.

12. Спиридонов А.М., Зорина Л.Д., Китаев Н.А. Золотоносные рудно-магматические системы Забайкалья.

Новосибирск: Академическое изд-во «Гео», 2006. – 291 с.

13. Zorin Yu.A., Zorina L.D., Spiridonov A.M, Rutshtein I.G. Geodinamic settings of gold deposits in the Trans­ baikal region (Eastern Siberia, Russia) // Ore Geology Review (Elsevier, Amsterdam), 2001. V. 17. – P. 215 232.



Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |   ...   | 13 |
 

Похожие работы:





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.