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 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |   ...   | 13 |

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

-- [ Страница 7 ] --

Каледонский орогенный структурный этаж сложен карбонатной, габбро пироксенитовой гранодиоритовой и гранитовой формациями. Отложения карбонатной формации слагают блоки в юго-восточной части зоны. Иногда они перекрывают отло жения терригенной формации рифея [4, 16]. Преобладающий объем каледонского оро генного структурного этажа составляют магматические образования. По-видимому, они являются производными рекуррентных зон типичных для байкальских – раннекаледон ских складчатых сооружений [2, 3] Сибири. В нижнем палеозое была окончательно сформирована юго-восточная граница Пришилкинской зоны. За её пределами к югу от составляющих разломов Монголо-Охотского линеамента полностью отсутствуют ин трузии выше упомянутых магматических формаций. Интрузии габбровой формации слагают вытянутые лополитообразные тела, нередко с тектоническими контактами и пологими углами падения расслоинности пород в массивах. У большей части интрузий падение северных контактов в северных румбах. Массивы гранитоидов гранодиорито вой и гранитовой формаций обладают зональным расположением. Массивы гранодио ритовой формации размещены в юго-восточной части зоны;

гранитовой – в северо западной. Первые слагают массивы мульдообразной эллипсоидальной формы. Образо ваний гранитовой формации слагают крупные батолитообразные интрузии в северо западной части Пришилкинской зоны. Они обычно вмещают плутоны поздних ком плексов.

Герцинский (палеорифтогенный) структурный этаж зоны представляют вулка ноплутонические ассоциации, напрямую связанные с заложением Селенгино Яблонового вулканического пояса (5). С юго-запада на северо-восток он пересекает Байкальский и Алдано-Становой геоблоки. Пермский подэтаж представляет вулканоп лутоническая ассоциация андезит-трахириолотовой и монцонит-гранодиорит гранитовой формаций. Они слагают массивы сложного строения вытянутой формы, ко торые локализуются в северо-западной части Пришилкинской зоны. Они строго кон тролируются Могоча-Бушулейским разломом, а в северо-восточной части зоны – Бух та-Верхненюкжинской. С юго-запада на северо-восток они представлены цепью масси вов: Эдакуй-Торгинским, Бушулей-Джелондинским, Давенда-Ключевским, чуть север нее, Могоча-Верхнеолондинским и др. на северо-восточном продолжении Десинским и Нюкжинским. В общем плане они представляют лакколиты и лополиты, в кровле кото рых иногда сохраняются фрагменты вулканических построек с субвулканическими штоками, некками.



Триасовый подэтаж формируют породы трахидацит-трахириолитовой и щелоч ногранитовой формаций. Они слагают, преимущественно, массивы неправильно овальной формы с фрагментами купольных вулканических построек. Массивы подэта жа распространены в северо-западной части Пришилкинской зоны преимущественно к востоку от Кара-Итакинской зоны трещиноватости и высокой проницаемости малых интрузий [12].

Киммерийский (дейтероорогенный) структурный этаж, характеризуемый обра зованиями нижней юры – нижнего мела, подразделяется на три подэтажа: нижнее среднеюрский, верхнеюрский, нижнемеловой.

Нижнесреднеюрский подэтаж сформирован терригенной, алевролит песчаниковой континентальной формацией, распространенной на северо-восточном фланге Пришилкинской зоны и частично южном. Северо-западная граница их распро странения субсогласна ундулирующему Пришилкинскому разлому в интервале пп.

Усть-Кара – Аникино. В междуречье Чёрная – Амазар они выполняли Джилинда Амазарский желообразный прогиб, заложенный синхронно с трансгрессией моря в Монголо-Охоской складчатой области. Образования подэтажа выполняют приразлом ные асимметричные грабены (с юго-запада на северо-восток): Матаканский, Джилин динский, Маргарундский, Верхнедавендинский, Могочинский, Нюкжинский. Грабены по удлинению обрамлены разломами с крутыми углами падения. Породы в грабенах слагают моноклинали, погружающиеся на севере и северо-запад под углами 30-35°, иногда 50°. В Матаканской впадине образования подэтажа интенсивно дислоцированы, с запрокидыванием складок на юго-восток.

Верхнеюрский подэтаж сложен образованиями, связанными с интенсивными тектоно-магматическими процессами, охватившими Забайкалье, в том числе, Пришил кинскую зону. Они представлены континентальной вулканогенной молассой и син хронными трахиандезит-риолитовой и монцонит-гранитовой формациями. Структуры подэтажа подразделяются на три типа. Первый тип представлен приразломными гра бен-синклиналями, погребенными отложениями наложенных рифтогенных впадин;

второй – кольцевыми вулкано-плутоническими структурами, сложенные комагматиче ской серией пород;

третий – зональными массивами горст-антиклиналей. Первый тип структур объединяет (с запада на восток): Новоберезовскую, Оловскую, Укурейскую, Ундургинскую впадины;

второй представляют Дарасунская, Маякская, Павлинкинская, Десинская, Верхненюкжинская кольцевые структуры. Третий тип представлен Амуд жиканским, Черемнинским, Бухтинским, Солонцовским и Кулинским массивами. Вул каниты грабен-синклиналей преимущественно обнажены на юго-восточных флангах грабенов, образуя цепь купольных построек. Туфогенно-лавовая часть построек в виде моноклиналей погружается к центру впадин. Вулканогенно-плутонические структуры расположены на пересечении разнонаправленных разломов и представляют сложное сочетание эффузивных, субвулканических и плутонических фаций. Плутонические структуры третьего типа контролируются разломами северо-западного простирания и субмеридионального с Кара-Итакинским. Первый тип структур преобладает на юго западном фланге Пришилкинской зоны, второй – на восточном;





третий - в центральной части зоны является разделом между флангами [12].

Нижнемеловой структурный подэтаж сложен осадочно-вулканогенными отло жениями, выполняющими протяженные линейные впадины грабен-синклинального ти па. Они трассируют глубинные разломы – Урюмо-Тунгирский, Могоча-Бушулейский и Северо-Тукурингрский. Впадины северного обрамления Пришилкинской зоны сопря жены с горст-антиклинальными поднятиями Нерчинским, Хорьковым, Ингыргычин ским, Тунгирским на северо-западе и Аникинским на юго-востоке. Они характеризуют ся асимметричным строением и осложнены блоковыми структурами и выполнены кон тинентальной вулканогенной молассой с участием трахибазальт-трахириолитовой. За легание пластов центроклинальное под углами 10-25°, а в прибортовых участках, ос ложненных разломами, отложения приобретают углы 40-50° и часто с несогласием ложатся на кристаллические породы. Верхи яруса сложены отложениями угленосной молассы в виде мульд шириной до 8-12 км в Букачачинской, Ундургинской Тунгирской и Ненюгинской впадинах. Крылья мульд обладают наклонным залеганием до 15°, вбли зи конседиментационных разломов достигают до 40°. Магматические структуры этажа отмечаются во впадинах центральной части зоны и представлены штоками, некками, дайками, силами трахириолитов, трахибазальтов.

Альпийский структурный (платформенный этаж) представляют образования верхнего мела глинистыми, терригенно-глинистыми осадками, выполняющими мульды в Оловской, Укурейской и Ундургинской впадинах.

Таким образом, Пришилкинская зона по особенностям геологического строения соответствует структурно-формационной зоне гетерогенного складчатого обрамления Сибирской платформы. В рифей-раннепалеозойское время в соотношениях с Монголо Охотской и Алдано-Становой складчатых областей этот сегмент складчатого обрамле ния выступает как зона смятия. В последующие этапы геологического развития по экс тенсивности и полноте проявления вулканизма, формирования многочисленных плуто нов, рифтогенных структур, активности глубинных разломов зона рассматривается как шовная структура между разновозрастными складчатыми областями.

Список литературы 1. Алекторова Е.А. Закономерности размещения золотого оруденения в орогенных сводово-глыбовых структурах фанерозоя на примере Казахстана и Забайкалья. Автореферат диссертации на соискание учё ной степени доктора г.м.н. Л.: ВСЕГЕИ, 1987. – 38 с.

2. Алтухов Е.Н., Смирнов А.Д., Леонтьев Л.Н. Тектоника Забайкалья. М.: Недра, 1973. – 293 с.

3. Алтухов Е.Н. Тектоника и металлогения юга Сибири. М.: Недра, 1986. – 247 с.

4. Амантов В.А. Тектоника Забайкалья (Монголо-Охотская и Селенгино-Яблоновые области). Геологи ческое строение северо-западной части Тихоокеанского пояса. М.: Недра, 1966.

5. Гордиенко И.В., Кузьмин М.И. Геодинамика и металлогения Монголо-Забайкальского региона. // Гео логия и геофизика, 1999, т.740, № 11. - С. 1545-1562.

6. Гусев Г.С., Хаин В.Е. О соотношениях Байкало-Витимского, Алдано-Станового и Монголо-Охотского террейнов (юг средней Сибири). Геотектоника, 1995, № 5. С.68-82.

7. Ефимов А.Н. Докембрийский и нижний палеозой юга Забайкалья. Автореферат на соискание ученой степени кандидата г.м.н. Л.: ВСЕГЕИ. – 28 с.

8. Козеренко В.Н. Геологическое строение юга восточной части Восточного Забайкалья. Львов.: Львов ский университет, 1956. – 312 с.

9. Козлов С.А. Тектоническое строение и минерагеническая зональность Пришилкинской межгеоблоко вой зоны смятия. // Проблемы геологической и минерагенической корреляции в сопредельных террито рия России, Китая и Монголии. Чита, 2007. - С. 34-38.

10. Красный А.И. Глобальная система геоблоков. М.: Недра, 1984. – 290 с.

11. Лейфман Е.М. Геология и металлогения области сочленения Монголо-Охотского пояса и Становой зо ны. Автореферат диссертации на соискание кандидата г.м.н. Львов, Львовский университет, 1967. - 20 с.

12. Литвинов В.Л., Соломин Ю.С. Зоны повышенной трещиноватости восточной части Восточного За байкалья и их роль в распределении постмагматического оруденения // Геология и разведка, 1964, № 2. C. 83-97.

13. Менакер Г.И. Строение тектоносферы и закономерности размещения рудных месторождений в За байкалье. Чита: ЦГСЭ, 1989. – 65 с.

14. Митрофанов Г.Л. Палеотектоническая схема Байкальской складчатой области. Суперконтиненты.

Иркутск, USU, 2001. – 312 с.

15. Нагибина. Тектоника и магматизм Монголо-Охотского пояса. М.: Изд-во АН СССР, 1963. – 312 с.

16. Объяснительная записка к Государственной геологической карте N-50. - С.-П.: ВСЕГЕИ. (в печати).

17. Парфенов Л.М., Булгатов А.Н., Гордиенко И.В. Террейны и формирование орогенных поясов Забай калья // Тихоокеанская геология, 1996, т.15, № 4. - С. 3-15.

18. Семинский Ж.В. Особенности проявления процессов активизации в пределах складчатых сооружений юга Восточной Сибири. Вопросы региональной геологии и металлогении Забайкалья. Вып. V. Заб. фили ал ГО СССР, Чита, 1970. - С. 97-103.

19. Смеловский С.П. Стратиграфия докембрия и нижнего палеозоя Олекмо-Витимской горной страны // Записки Забайкальского филиала географического общества СССР. Вып. XXVII, № 4, 1966. - С. 81-227.

20. Шатский И.Н. О структурных связях платформ со складчатыми геосинклинальными областями // Известия АН СССР, сер. геол. 1947, № 5. - С. 3-19.

21. Фомин И.Н., Сизых В.И., Чередниченко В.П. Тектонические комплексы Забайкалья и их аналогии в сопредельных регионах // Тектоника Сибири, т.XII, Новосибирск: Наука, 1986. - С. 42-52.

ГЕОХИМИЯ И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА ФОРМИРОВАНИЯ УСЛОВНО СРЕДНЕПАЛЕОЗОЙСКИХ ТЕРРИГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ЯНКАНО-ДЖАГДИНСКОЙ ЗОНЫ МОНГОЛО ОХОТСКОЙ СКЛАДЧАТО-НАДВИГОВОЙ ОБЛАСТИ А.А. Колесников1, А.А. Сорокин ОАО «Амургеология», Благовещенск, Kimkan77@mail.ru Институт геологии и природопользования ДВО РАН, Благовещенск, sorokin@asnet.ru Изучение терригенных образований Янкано-Джагдинской зоны Монголо-Охотской складчатой области позволило по-новому взглянуть на стратиграфию данного района и установить характер его гео динамического развития.

Монголо-Охотская складчатая область представляет собой один из наиболее сложных в геологическом плане регионов Забайкалья и Дальнего Востока. В целях тек тонического районирования данной территории различными авторами в разное время был предложен ряд схем, как правило, не вполне сочетающихся между собой. Согласно [1] в составе Монголо-Охотской геосинклинально-складчатой системы выделяются Монголо-Забайкальское и Амуро-Охотское звенья, разделенные Аникинским порогом Амурского геоблока. В общих чертах данная схема не противоречит схеме А.С. Воль ского [2].

Что же касается региональных тектонических схем, разработанных разными геологами, то здесь отмечается явное их противоречие друг другу. Авторами моногра фии [1] в составе Амуро-Охотского звена выделяются с запада на восток: Янкано Джагдинская, Галамо-Шантарская и Ниланская шовные эвгеосинклинальные зоны. За падная Янкано-Джагдинская зона объединяет в своем составе Янкано-Тукурингрскую, Западно-Джагдинскую и Ланскую подзоны.

Согласно [2] Амуро-Охотская складчатая система включает в себя западное Ян кано-Джагдинское и восточное Приохотское звенья. Первое из них состоит из Янкан ской и Джагдинской зон, второе включает Селемджино-Кербинскую, Удско Шантарскую и Ульбанскую зоны.

В последние годы, при проведении геолого-съемочных работ на территории за падной части Амуро-Охотской складчатой системы, геологами широко используется тектоническая схема, отраженная в легенде Становой серии листов с дополнениями, полученными в процессе проведения ГДП-200. Согласно данной легенде в составе за падной части Амуро-Охотской складчато-надвиговой системы с запада на восток выде лены три зоны: Янкано-Джагдинская, Джагдинская и Ланская. Янкано-Джагдинская зона, в свою очередь, подразделена на Шахтаунскую, Янканскую и Зее-Тунгалинскую подзоны (рис. 1). Данная схема является синтезом новейших данных по стратиграфии и тектонике региона и используется в настоящей работе.

Рис. 1. Схема районирования западной части Амуро-Охотской складчато-надвиговой системы Монголо-Охотской складчатой области Алдано-Становой геоблок 2-4 Амурский геоблок: 2 - Осадочные породы палеозойского возраста;

3 – Верхнепалеозойские габброиды;

4 – Верхнепалеозойские гранитоиды;

5 – Амуро-Охотская складчато надвиговая система (Ш – Шахтаунская подзона, Ян – Янканская подзона, ЗТ – Зее-Тунгалинская подзо на);

6 – Верхнепалеозойские габброиды пиканского комплекса;

7 – Нижнемеловые гранитоиды;

8 – Про гибы юрского – нижнемелового возраста;

9 – Прогибы мелового возраста;

10 – Прогибы кайнозойского возраста Значительное количество тектонических схем и несбивка их между собой, явля ется, по нашему мнению, результатом искусственности их выделения.

При проведении ГС-200 и ГС-50 вулканогенно-терригенные образования Янка но-Джагдинской зоны были сгруппированы в ряд стратиграфических подразделений (свит и толщ), как правило, без выделения их стратотипов. Это позволило разным ис следователям вкладывать в одни и те же подразделения различное стратиграфическое наполнение и привело к невозможности сопоставления стратиграфических схем раз личных зон и подзон, что в, свою очередь, продиктовало необходимость выделения различных тектонических зон, зачастую искусственно разделяющих образования сход ные в структурно-вещественном плане и сформировавшиеся в одной и той же геологи ческой обстановке.

Горные породы, слагающие Янкано-Джагдинскую зону, характеризуются значи тельной дислоцированностью, почти полным отсутствием органических остатков, пре терпели неоднократную складчатость и метаморфизм зеленосланцевой фации.

Отсутствие органических остатков диктует необходимость применения литоло го-стратиграфического подхода при картировании образований подобного типа.

Использование данной методики при ГДП-200 позволило упорядочить кажу щееся многообразие пород, сгруппировать в составе отдельных свит (толщ) определен ные формационные ассоциации и определить, хотя бы в первом приближении, их гео химические и геодинамические характеристики. В соответствии с этим, в пределах за падной части Янкано-Джагдинской зоны (Шахтаунская и Янканская подзоны) в составе традиционных стратиграфических подразделений были выделены ассоциации горных пород, отражающих определенные стадии геодинамического развития региона.

Янканская подзона включает в себя дрелинскую толщу, джалиндинскую, кре стовскую и преображеновскую свиты. Преображеновская свита расчленена на две под свиты: нижне- и верхнепреображеновскую. Породы Янканской подзоны метаморфизо ваны в условиях зеленосланцевой фации метаморфизма, но при микроскопическом изучении в них, как правило, фиксируются первичные структуры, что позволяет, в большинстве случаев, устанавливать их первичный состав.

Дрелинская толща сложена сланцами кварц-серицитового, хлорит-кварц серицитового, серицит-кварцевого состава (метапелиты) и метаалевролитами, содер жащими прослои метапесчаников и метавулканитов. Мощность толщи более 800 м.

Джалиндинская свита имеет вулканогенный состав и представлена метавулканитами (метабазальты, метадолериты), содержащими маломощные прослои метатерригенных пород, редко мраморизованных известняков. Мощность свиты достигает 1500 м. Кре стовская свита в формационном плане схожа с дрелинской толщей и также сложена ме тапелитами и метаалевролитами с прослоями метавулканитов и метапесчаников. Разде ление дрелинской толщи и крестовской свиты проведено по относительному положе нию их в разрезе относительно метавулканитов джалиндинской свиты. Мощность от ложений крестовской свиты превышает 800 м. Нижнепреображеновская подсвита пред ставлена флишоидным переслаиванием метапесчаников и метаалевролитов, содержа щих маломощные прослои метапелитов и метавулканитов. Мощность отложений под свиты более 500 м. Верхнепреображеновская подсвита сложена метапесчаниками с прослоями метаалевролитов и метапелитов. Мощность отложений ее более 400 м.

Шахтаунская подзона включает в себя бальдижакскую и шахтаунскую толщи.

По сравнению с Янканской подзоной метаморфизм здесь проявлен слабее, породы имеют более «свежий» облик. Это и послужило причиной выделения Шахтаунской подзоны, так как различия в литологическом составе, по сравнению с породами Янкан ской подзоны, незначительны. Характерной чертой Шахтаунской подзоны является на личие в ее составе туфов кислого состава, которые имеют сквозное распространение и встречены как в верхах так и в низах разреза.

Бальдижакская толща сложена метапесчаниками и метаалевролитами с про слоями известняков мраморизованных, метапелитов и туфов. Мощность ее превышает 600 м. Шахтаунская толща представлена метавулканитами (метабазальты и метадоле риты) с маломощными прослоями туфов и метатерригенных пород. Мощность толщи более 500 м.

Метавулканиты Шахтаунской и Янканской подзон соответствуют толеитовой и известково-щелочной сериям и весьма схожи по своим геохимическим свойствам.

Исходя из расположения фигуративных точек составов терригенных пород на диаграммах Бхатия (Bhatia, 1983) (рис. 2), мы предполагаем формирование их в обста Рис. 2. Положение фигуративных точек составов метатерригенных пород западной части Янкано-Джагдинской зоны на диаграммах М. Бхатия (Bhatia, 1983) А – океаническая островная дуга;

В – континентальная островная дуга;

С – активная континентальная окраина;

D – пассивная континентальная окраина.

1 - дрелинская толща, 2 - джалиндинская свита, 3 - крестовская свита, 4 - нижнепреображеновская под свита, 5 - верхнепреображеновская подсвита, 6 - шахтаунская толща, 7 - бальдижакская толща новках, составляющих единый цикл геодинамического развития – от энсиматической островной дуги к активной континентальной окраине.

Наиболее показательна диаграмма с координатами TiO2-Fe2O3*+MgO, на кото рой намечается отчетливая эволюция составов терригенных пород.

Начальным стадиям развития зоны - стадиям формирования океанической островной дуги соответствуют терригенные породы дрелинской и бальдижакской толщ,джалиндинской, крестовской свит и, в меньшей степени, нижнепреображенов ской подсвиты. Из них только бальдижакская толща и нижнепреображеновская под свита, составляющие верхнюю часть разреза, имеют существенно песчаный состав, ко торый является показателем близости области размыва и может отвечать обстановке глубоководного желоба. Нижняя часть разреза (дрелинская толща, джалиндинская и крестовская свиты) характеризуется, преимущественно, алеврито-аргиллитовым соста вом, что свидетельствует о формировании слагающих ее пород на участках отдаленных от суши. Здесь же сосредоточена основная масса вулканических пород, по составу от вечающих метабазальтам и метадолеритам. Вверх по разрезу количество вулканитов резко снижается, но маломощные их прослои фиксируются до самых верхов разреза.

Основное количество песчаников и алевролитов крестовской свиты, нижне- и верхнепреображеновской подсвит, а также шахтаунской толщи формируется в услови ях окраинно-континентальной (энсиалической) островной дуги. Необходимо отметить, что основная масса терригенных пород сформировалась именно в этой геодинамиче ской обстановке. Разрез характеризуется преобладанием песчаников над алевролитами и аргиллитами. Широким развитием пользуются вулканические породы основного со става. Вулканизм имел субаэральный характер с коэффициентом эксплозивности не менее 10%. Для туфов характерен кислый состав, они в виде незначительных по мощ ности прослоев встречаются как в вулканических так и в терригенных породах.

И наконец в условиях активной континентальной окраины формировались поро ды преображеновской свиты, которые характеризуются преобладанием песчаников в своем составе.

Отсутствие четко выраженных полей для каждой ассоциации на диаграммах, на наш взгляд, может быть объяснено интенсивной дислоцированностью отложений в ре зультате тектонической аккреции. В процессе субдуцирования океанической коры под континентальную на преддуговом склоне глубоководного желоба происходило «скучи вание» разноформационных образований и наращивание их мощностей. В результате этого в соприкосновение были приведены отложения, формировавшиеся в различных геодинамических обстановках. Разделение их на данном этапе исследований задача весьма трудоемкая и не всегда решаемая однозначно.

Для более полного решения проблем геодинамического развития региона необ ходимо привлечение детальных литологических, тектонических и геохимических мето дов. Только применение специальных детальных методик позволит пролить свет на сложную и неоднозначную историю развития этого одного из самых интереснейших и богатейших регионов нашей страны.

Список литературы 1. Геология зоны БАМ. Том 1. Л.: Недра, 1988. – 442 с.

2. Вольский А.С., Шатков Г.А., Красный Л.И. Тектоника, глубинное строение и минерагения Приамурья и сопредельных территорий. СПб.: ВСЕГЕИ, 2004. – 188 с.

НОВЫЕ ДАННЫЕ ПО ГЕОЛОГИИ И ГЕОХРОНОЛОГИИ ЮГО-ЗАПАДНОЙ ОКРАИНЫ АНГАРО-ВИТИМСКОГО АРЕАЛА ГРАНИТОИДОВ В.Е. Руденко, Д.В. Степанов, Н.П. Виноградова, Д.И. Матуков, А.Н. Ларионов ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург, Средний пр. 74,Vjacheslav_Rudenko@vsegei.ru В восточном Прибайкалье, в пределах площади развития гранитоидов Ангаро-Витимского бато лита, проведены изотопно-геохимические исследования, в результате которых было установлено, что в гранодиоритах, плагиомикроклиновых гранитах и пегматоидных обособлениях соответственно фикси руются три дискретных этапа образования конкордантных изотопных U-Pb систем - 815-780 Ма, 460- Ма и 280-300 Ма. Аналогичные U-Pb конкордантные кластеры установлены также в изменённых архей ских пироксенсодержащих амфиболовых сланцах черногривинской свиты, прорываемой гранитоидами.

Возраст U-Pb системы сланцев, не затронутых процессами гранитизации 3081±13Ма. Полученные дан ные свидетельствуют о полихронном формировании батолита в результате верхнерифейского, раннепа леозойского и позднепалеозойского мощных импульсов термально-флюидной активности и гранитооб разования, из которых наиболее значительным был последний, обусловивший формирование баргузин ского комплекса. В результате этих интенсивных процессов даже наиболее консервативные U-Pb систе мы были перестроены и лишь частично сохранили реликтовые конкордантные значения возраста.

Контуры Ангаро-Витимского батолита – одного из крупнейших ареалов распро странения гранитоидов в мире, впервые были намечены Л.И. Салопом [6]. Л.И. Салоп на основании обобщения огромного материала по геологии Байкальской горной облас ти пришёл к выводу, что начало формирования этой сиалической структуры связано с заключительными фазами рифейского диастрофизма, в результате которого, по его мнению, возникли крупные массы плагиомикроклиновых равномернозернистых и пор фировидных гранитов баргузинского комплекса. При этом он обосновал, что в преде лах ареала широко распространены также более молодые фанерозойские гранитоидные комплексы и тем самым положил начало представлениям о полихронности формирова ния батолита. Одним из геологических доказательств позднерифейского возраста гра нитов баргузинского комплекса считался факт наличия гранитных валунов и галек в ба зальных конгломератах кембрия. Имелись и изотопно-геохронологические свидетель ства рифейского возраста гранитов, относимых к этому комплексу [2].

Впоследствии, по мере накопления геохронологических и петрологических дан ных, начиная с работ Б.А. Литвиновского и А.Н. Занвилевич [3], утвердилось мнение о палеозойском возрасте баргузинского комплекса батолита, причём в петротипических областях его развития. Было показано, что граниты обломочных фрагментов базальных конгломератов кембрия в петрохимическом отношении отличаются от типичных баргу зинских гранитов.

Материалы последних лет свидетельствуют о том, что интерес к исследованию Ангаро-Витимского батолита, выяснению условий и времени его формирования значи тельно усилился, вследствие чего появился ряд обобщающих работ [1, 4, 5, 8, 9], под чёркивающих многие дискуссионные вопросы. Цель предлагаемого сообщения заклю чается в том, чтобы привести новые данные о периодах гранитообразования в пределах юго-западной окраины батолита и о взаимоотношениях между главными разновидно стями пород. Исследования проводились в Восточном Прибайкалье, на участке низовья р. Турка – оз. Котокель (рис. 1).

Рис. 1. Схема геологического строения Ангаро-Витимского батолита (по [9]) 1 - 6 - магматическив компплексы и ассоциации: 1 - баргузинский. 2 - зазинский. 3 - чивыркуйский. 4 щелочные базиты и сиениты зазинского и сайженсхого комплексов, 5 - сыннырский, 6 - щелочно гранитная (Брянский массив): 7-места отбора проб для геохронологических исследований и результаты (в млн. лет). 8 - 14 - структурно-формационные зоны: 8 - Котеро-Уакитская. или Байкало-Витимская, 9 Байкало-Муйская, 10 -Мамско-Бодайбинская. 11 - Джида - Витимская. 12 - Селенгино-Становая. 13 - Ча ро-Удоканская. 14 - Сибирская платформа;

15 - границы структурно-формационных зон. Голубым кон туром отмечен участок Турка-Котокель На этом участке изучены соотношения крупнозернистых светло-тёмно-серых биотит-амфиболовых диоритов-гранодиоритов с равномернозернистыми среднезерни стыми плагиомикроклиновыми гранитами. Эти соотношения наиболее отчётливо кар тируются на острове у СЗ берега оз. Котокельское (рис. 2, точки опробования 19, 20).

Биотит-амфиболовые диориты-гранодиориты практически повсеместно метасо матически замещают и мигматизируют пироксенсодержащие амфиболовые сланцы черногривинской свиты, а местами прорывают их в виде интрузивных тел, как прави ло, конформных со сланцеватостью вмещающих образований. Эти граниты на карте Рис. 2. Геологическая схема участка Турка – Котокель масштаба 1:200000 по петротипическим аналогиям отнесены к палеозойскому витим канскому комплексу, а на картах Л.И. Салопа (1958-1964 гг.) они показаны как продук ты архейского гранитообразования. В интрузивных проявлениях они представляют со бой перекристаллизованные, местами огнейсованные, неравномернозернистые породы с нематогранобластовой структурой, линейной (гнейсовидной) текстурой и элементами порфирокластовой структуры. Меланократовые минералы, составляющие до 25% их объема, представлены мелкими, призматическими, линейно-ориентированными зерна ми роговой обманки (плеохроирующими в ярких буро-зеленых тонах), редкими, отно сительно крупными реликтовыми порфирокластами аналогичной роговой обманки с пойкилитовыми вростками кварца, плагиоклаза, циркона.

Лейкократовые минералы, составляющие 70-75% объема породы, представлены более крупными таблитчатыми зернами лабрадора (52An-48Ab) – 55-60%, ксеноморф ными зернами кварца – 15%. В зернах плагиоклаза наблюдается полисинтетическое двойникование, причем двойниковые швы ориентированы субсогласно в плоскости ди рективной текстуры. Вторичные минералы представлены мелкими чешуйками зелено вато-бурого биотита, мелкими зернами минералов группы эпидота, также ориентиро ванными согласно в плоскости вторичной текстуры. Рудные минералы – до 5% объема породы - ильменит и магнетит, акцессорные – апатит и широко распространённый ге терозернистый, темноокрашенный циркон (рис. 3).

На диграмме TAS рассматриваемые образования соответствуют породам сред него состава (рис. 4, пробы 17А, 20). По совокупности петрологических параметров (табл. 1) они представляет собой плагиогранитизированные амфиболиты, преобразо ванные в биотит-амфибол-плагиоклазовые гнейсо-граниты, являющиеся высокоглино земистыми породами (Al'=1,47), принадлежащими к известково-щелочному ряду на тровой серии и относящимися к семейству гнейсо-гранитов.

По содержанию и характеру распределения редкоземельных элементов диориты гранодиориты относятся к породам, преобразованным в пределах континентальной ко ры (табл. 2,). Для гомогенных интрузивных разновидностей этих пород локальным U Pb методом SHRIMP II по всем зёрнам цирконов получены конкордантные значения Б А Рис. 3. Биотит-амфиболовые диориты - гранодиориты, метасоматически замещающие пироксенсодержащие амфиболовые сланцы черногривинской свиты A, Б –с анализатором и без него.

Na2O+K2O% SiO Рис. 4. Положение фигуративных точек амфиболовых гранодиоритов на TAS диаграмме Таблица Петрологические параметры биотит-амфиболовых гранодиоритов Кф А Na2O+K2O% Na20/K2O Al’ f, Kа SiO2% S 4,02 4,16 1,47 0,69 12,52 0,36 58,52 28,80 46, Петрологические параметры породы 1. Na2O+K2O – щелочность общая, 2. Na20/K2O – тип щелочности, 3. Al’=Al2O3/(Fe2O3+FeO+MgO) - коэффициент глиноземистости, 4. Кф=(Fe2O3+FeO)/ (Fe2O3+FeO+MgO)*100 –коэффициент фракционирования, 5. f,=Fe2O3+FeO+MgO+MnO+TiO2 – коэффициент фемичности, 6. Ka= (Na2O+K2O)/Al2O3 – коэффициент агпаитности (молек. %), 7. A=Al2O3+CaO+Na2O+K2O, 8. S= SiO2-(Fe2O3+FeO+MgO+MnO+TiO2) Таблица Содержания и характер распределения редкоземельных элементов в биотит- амфиболовых грано диоритах № La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu 20 16,9 36,3 4,79 20 4,38 1,14 4,56 0,7 4,21 0,9 2,47 0,37 2,59 0,38 16, Рис. 5. Цирконы из пробы №20 – биотит амфиболовый гранодиорит 13 зерен – желтоватые, прозрачные, удлиненно призматического облика, субидиоморфные кри сталлы;

30 зерен – желтые, рыжеватые, прозрачные с ше роховатой поверхностью. кристаллы также удли ненно-призматического облика, но более субидио морфные, чем первая группа.

30 зерен (10%) – желтоватые до бесцветных, про зрачные, овальной формы зерна, встречаются и изометричные.

Длина зерен равна 155 – 312 мкм. Ку 3, КЛ. В катодолюминесцентном изображении зерна циркона светлосерого цвета. Все зерна имеют более темные до черных незональные центральные части и светлые каемки обрастания со следами тонкой зо нальности. Во всех наблюдаются следы перекристаллизации.

Th/U, U, Th. U-Pb методом получен возраст 777±11 Ма, для всех зерен. Содержания урана и тория пони женные, а Th/U - высокие: U=37-79 и 96-129 г/т, Th=29-64 и 88-171 г/т, Th/U=0,57-0,80 и 1,02-1,36. Более высокие значения характерны для практически черных ядерных зон кристаллов (точки 1.1, 2.1, 3.1 и 7.1).

Рис. 6. Конкордантный возраст гранодиоритов Рис. 7. Конкордантный возраст гранодиоритов (проба Р-20) (проба Р-4) возраста в интервале от 780 до 800 Ма (рис. 5, 6, 7). Такие же или близкие к ним кон кордантные значения изотопного возраста характерны для гранитизированных амфи боловых сланцев черногривинской свиты (пробы 21, 22, рис. 8, 9).

Приведённые данные указывают на то, что в верхнем рифее проявился мощный импульс метасоматического и интрузивного гранитообразования, в результате которого произошла гомогенизация уран-свинцовых изотопных систем и новый отсчёт времени по этим часам начался, главным образом, в период от 815 до 780 Ма назад. Реликтовые, незатронутые или сравнительно слабо затронутые гранитизационными процессами изотопные системы сохранились лишь в редких случаях в негранитизированных разно видностях пироксенсодержащих амфиболовых сланцев, близких по составу к пикроба зальтам (проба Р-8а, рис. 4). Для этой пробы получено конкордантное значение возрас та 3081±13 Ма и дискордия с верхним пересечением 3086±34 Ма. Такие значения сви детельствуют об архейском возрасте сланцев черногривинской свиты, изотопные и др.

геохимические характеристики которых близки к параметрам метабазитов архейских зеленокаменных поясов (рис. 10, табл. 3).

Рис. 8. Конкордантный возраст гранитизирован- Рис. 9. Конкородантное и дискордантное зна ных сланцев черногривинской свиты (проба Р-21) чения изотопного возраста сланцев черногри винской свиты Соотношения между биотит-амфиболовыми гранодиоритами и амфиболовыми сланцами черногривинской свиты с одной стороны и равномернозернистыми розовыми плагиомикроклиновыми гранитами – типичными породами баргузинского комплекса – с другой отчётливо устанавливаются на северо-западном мысе острова на оз. Котокель ское (рис. 2). Здесь в плагиомикроклиновых гранитах наблюдаются крупные по вели чине (до первых метров) в различной степени изменённые ксенолиты кристаллосланцев и гранодиоритов, биотитизированные и окварцованные в приконтактовых зонах.

Ниже на рис. 10, 11, и в табл. 4, 5, 6.приводятся петролого-геохимические пара метры плагиомикроклиновых гранитов баргузинского комплекса, а также характерные для них морфологические типы цирконов и конкордантные значения возраста. Эти умеренно щелочные двуполевошпатовые весьма однородные по составу граниты опре деляют содержание гигантского Ангаро-Витимского батолита, Судя по геологическим и геофизическим данным, они занимают огромные объёмы в его пределах, повсеместно замещая и прорывая более ранние гранитоиды и другие образования и при этом произ водя перестройку, а иногда и полную гомогенизацию их изотопных систем.

Как видно из рис. 1, 2 (см. цифры изотопного возраста на картах) новые изотоп ные системы после этого крупнейшего этапа гранитообразования возникли в верхнем палеозое, в основном, в период 280-300 Ма назад. На участке Турка - Котокель в связи с рассматриваемым интенсивным термально-флюидным явлением местами были гомо генизированы U-Pb системы в архейских кристаллосланцах черногривинской свиты (Рис. 2, проба Р-9 с конкордией 288±2Ма и двумя реликтовыми искажёнными значе ниями – 2037, 2817 Ма). Об этом же событии свидетельствует нижнее пересечение дис кордии 276±18 Ма в сравнительно слабо изменённых сланцах черногривинской свиты (проба Р-8а, рис. 9).

Таким образом, изотопно-геохимический анализ гранитоидов и вмещающих их пород на участке Турка – Котокель свидетельствует о двух мощных этапах гранитооб разования – верхнерифейском и верхнепалеозойском. В результате первого из них в биотит-амфиболовых гранодиоритах и архейских сланцах черногривинской свиты воз никли конкордантные группы цирконов с возрастами 815-780 Ма, в результате второго – конкордантные группы цирконов с возрастами 280-300 Ма, характерными для грани тов баргузинского комплекса.

Рис. 10. Морфологический тип цирконов из гранитов баргузинского комплекса Таблица Характер распределения редкоземельных элементов в пироксенсодержащих амфиболовых слан цах черногривинской свиты (проба Р-8а) Сланцеватый битовнитовый амфибо- Спайдеграммы распределения редкоземельных элементов лит (№ Р-8а/06) характеризуется низ (нормированных по хондриту С1) в образованиях черногривенской ким содержанием редкоземельных свиты и шарыжалгайской серии элементов – REE=11ppm, на поря док ниже, чем в образованиях верх них уровней земной коры, континен тальной коры в целом и по содержа нию REE, характеру их распределе ния сопоставим с метабазитами позднеархейских зеленокаменных поясов. Аналогично последним, для данной породы характерны никое со держание и слабо проявленное фрак ционирование REE, а также резко выраженная положительная Eu аномалия.

Условные обозначения на рисунке.

Р-8а/06, Р-17а/06, Р-20/06 – в раз личной степени плагиогранитизиро ванные амфиболиты черногривин- La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu ской свиты. Р-31/06 и Р-33/06 – дву пироксен-плагиоклазовые кристал- Р-17а Р-20/06 Р-8а/ лосланцы слюдянской серии. Р-33/06 Р-31г/06 в/з кора N-MORB к/з кора пр/мантия Пунктирными линиями показаны Линейный ( Линейный ( Линейный ( Р-17а) Р-8а/06) Р-20/06) Линейный ( Линейный ( Р-33/06) Р-31г/06) тренды распределения REE.

Рис. 11. Конкордантный возраст гранитов баргузинского комплекса (проба Р-19) Таблица Плагиомикроклиновые граниты баргузинского комплекса (пробы Р-19, Р-49).

Массивная, лейкократовая, среднезер нистая порода с гранитовой структурой.

Лейкократовые минералы, составляющие 98% ее объема, представлены серицитизи рованными таблитчатыми и таблитчато призматическими зернами олигоклаз альбита (4An-96Ab) – 30%, таблитчатыми и ксеноморфными зернами микроклини зированного калиевого полевого шпата ксеноморфными, волнисто 28%, угасающими зернами кварца – 40%. Ме ланократовые минералы (2% объема по роды) представлены редкими резорбиро ванными реликтами биотитизированной ярко-зеленой роговой обманки, ярко коричневого биотита, превалирующими в шлифе чешуйками новообразованного мусковита (симплектита), развитого, в том числе, и по реликтам более раннего био тита. Рудные минералы представлены магнетитом и гидроокислами железа;

ак цессорные минералы – апатитом, ортитом, относительно крупными резорбированны ми зернами полизонального циркона.

Р-19/06 Химический состав горной породы, мас % п.п.п SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 V Cr Ba 78,20 0,02 12,40 0,43.25 0,03.05 0,26 3,49 4,64.05 0,23 99,65.005.002 0, Р-49/06 Химический состав горной породы, мас % 77,50 0,05 12,60 0,57.25 0,02.05 0,46 3,31 4,79.05 0,28 99,56.005.002 0, Отличается от вышеуказанных данных конкордантное значение возраста 486,6±6,1Ма, полученное для пробы Р-21г, отобранной из секущей жилы плагиопегма тоидного гранита в сланцах черногривинской свиты. Близкое к нему (462±8,1Ма) одно из трёх конкордантных значений зафиксировано в пробе Р-22 среднезернистого пла гиомикроклинового гранита, развивающегося по сланцам черногривинской свиты (рис.

2). С этими данными корреспондируются также четыре Sm-Nd изохроны, построенных для биотит-амфиболовых сланцев черногривинской свиты, в частности, Sm-Nd изохро на (458±37 Ма) для пробы Р-21 (рис. 12). Аналогичный конкордантный возраст имеют цирконы из крупнокристаллических плагиомикроклиновых гранитов, секущих кри сталлосланцы култукской свиты слюдянской серии на южном берегу Байкала в районе дер. Сухой ручей 467,1±3 Ма (по нашим данным) и цирконы из кварцевых сиенитов (471±2 Ма), секущих образования слюдянского комплекса по данным [10].

Таблица Петрологические параметры гранитов баргузинского комплекса участка Котокель-Турка Na2O+K2O Na 0/K O Кф № Al’ f, Kа SiO2% 2 % 8,16 0,75 20,67 0,97 0,65 0,87 78, Р-19/ 8,14 0,69 17,03 0,97 0,81 0,84 77, Р-49/ Петрологические особенности горной породы. Положение фигуративной точки химического состава породы – проба № Р-19/06,Р-49 на TAS (Na2O+K2O – SiO2) - диаграмме эффузивных горных пород Na2O+K2O% На TAS (Na2O+K2O – SiO2) диаграмме эффузивных анало гов фигуративная точка хими ческого состава пробы № Р 19/06 расположена в поле фи гуративных точек семейства трахириолитов По совокупности петроло гических параметров порода лейкократовая, крайне высо коглиноземистая (Al'=20,67), обогащена Nb, в заметных ко личествах содержит Ta, Au, принадлежит к ультракислым породам умеренно-щелочного ряда, калинатровой серии, от носится к семейству умерен но-щелочных лейкогранитов, виду субщелочной двуполе вошпатовый лейкогранит, раз новидности субщелочной дву полевошпатовый лейкогранит биотитовый. Проба Р-49/ петрологически аналогична ей.

По химическому составу породы близки пробе В-5 – субщелочному двуполевошпа товому лейкограниту баргу зинского комплекса в районе реки Кыджимит SiO Редкоземельные элементы, ppm № La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu 19 3,88 10,2 1,04 4,06 1,53 0,12 1,88 0,38 2,56 0,62 1,98 0,35 2,81 0,47 31, 49 5,09 11,00 1,52 5,77 1,62 0,36 1,49 0,27 1,46 0,31 0,83 0,13 1,05 0,17 31, Таблица Петрохимические параметры гранитов баргузинского комплекса участка Котокель-Турка Порода пробы Р-19 интенсивно мусковити- зирована, микроклинизирована, меланократо вые минералы практически полностью разру- Спайдеграммы распреде ления редкоземельных элементов в породах, шены. Она бедна REE REE=31,9ppm и харак- комагматичных с образованиями баргузинского, витимканского и катойского комплексов теризуется отрицательной Eu-аномалией, ука зывающей на преобразование в условиях верх- них уровней континентальной земной коры. По морфологии спайдеграммы соответствует уме ренно-щелочным лейкогранитам баргузинского комплекса (проба В-5) Условные обозначения. Р-22/06 и Р-21г/06 плагиомикроклиновые граниты баргузинского комплекса;

Р-15/06 – кварцевый сиенит баргузинского комплекса, Р 19/06 мусковитизированный, микроклинизиро ванный субщелочной двуполевошпатовый лей- когранит баргузинского комплекса, развитые в La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu пределах участка Котокель-Турка.

Южный берег Байкала: Р-36а/06 – субще Р-36а/06 Р-31/06 Р-21г/06 Р-19/ лочной лейкогранит, прорывающий шарыжал- B-3 B-5 B- Р-15/ гайскую серию;

Р-31/06 – щелочной аляскит, N-MORB в/з кора к/з кора пр/мантия прорывающий слюдянскую серию.

Рис. 12. Sm-Nd изохрона биотит-амфиболовых сланцевnчерногривинской свиты (проба Р-21) Следовательно, есть основания для утверждения, что в юго-восточном Прибай калье и, по-видимому, в пределах батолита в целом проявился, кроме позднерифейско го и позднепалеозойского, раннепалеозойский (ордовикский) этап гранитообразования.

Выводы:

1. Формирование Ангаро-Витимского батолита началось в верхнем рифее. Об этом, помимо данных изотопного возраста, свидетельствуют векторы нарастания интенсив ности рифейской регионально-метаморфической зональности, направленные в преде лах Байкальской горной области в сторону батолита [7].

2. На юго-западной окраине Ангаро-Витимского батолита фиксируются три дискрет ных этапа образования конкордантных изотопных U-Pb систем - 815-780 Ма, 460- Ма и 280-300 Ма, соответствующие периодам стабилизации земной коры после верх нерифейского, раннепалеозойского и позднепалеозойского мощных импульсов тер мально-флюидной активности и гранитообразования, из которых наиболее значитель ным был последний, обусловивший формирование баргузинского комплекса.

Список литературы 1. Бородин Л.С. Граниты Ангаро-Витимского батолита: модельный петрохимический и генетический анализ. Литосфера, 2006, №4, С. 40-56.

2. Козубова Л.А., Миркина С.Л., Рублёв А.Г. Радиологический возраст и особенности состава Чи выркуйского плутона. Докл. АН СССР, 1980, Т.251, №4. –С. 948- 3. Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н. Палеозойский гранитоидный магматизм Западного Забайка лья. Новосибирск, 1976. 141 с.

4. Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н., Алакшин А.М., Подладчиков Ю.Ю. Ангаро-Витимский ба толит – крупнейший гранитоидный плутон. Новосибирск: ОИГГМ, 1992, 141 с.

5. Никитин А.В., Ненахов В.М. Проблемы геологии Ангаро-Витимского батолита. Вестник ВГУ, сер. геол., 2005, 12 с.

6. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области. Т. II. М.: Недра, 1967. - 654 с.

7. Типы и фации метаморфизма севера Байкальской горной области. Авт. В.Г. Кушев, В.Е. Руден ко, Е.И. Марков и др. Новосибирск: Наука, 1983, 151 с.

8. Цыганков А.А., Матуков Д.И., Бережная Н.Г. и др. // Геология и геофизика. 2007. Т.48 №1. С.

156-180.

9. Ярмолюк В.В., Будников С.В., Коваленко В.И. и др. // Петрология, 1997. Т.5. №5. - С. 451-466.

10. Salnikova E.B., Sergeev S.A., Kotov A.B. a.o. Gondwana Research, v.1, No 2, 1998. - pp. 195-205.

Полезные ископаемые и минерагения УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ И РУДОНОСНОСТЬ НЕКОТОРЫХ ФЛЮИДНО-ЭКСПЛОЗИВНЫХ СТРУКТУР ВОСТОЧНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ Б.Н. Абрамов ИПРЭК СО РАН, Чита, inrec.sbras@mail.ru Рассмотрены условия формирования флюидно-эксплозивных структур (ФЭС) Шерловогорского олово-полиметаллического и Дельмачикского золоторудного месторождений, а также геодинамические обстановки образования гранитов, вмещающих рудоносные ФЭС. Установлено, что в районе Шерлово­ горского месторождения среди мезозойских интрузивных образований наиболее дифференцированными являются кварцевые порфиры, вмещающие ФЭС.

На Дельмачикском золоторудном месторождении образование ФЭС тесно связано с формирова­ нием дайкового комплекса. По содержанию ряда рудных элементов (As, Pb, Sb и др.) ФЭС Дельмачик­ ского месторождения на порядок превышают таковые Дарасунского месторождения. Это объясняется тем, что минерализованные зоны эксплозивных брекчии соответствуют продуктивной стадии золотого оруденения, а на Дарасунском месторождении они предшествуют ей. Граниты, вмещающие ФЭС, об­ разованы в различных геодинамических обстановках (островодужных, коллизионных, континентальных).

Под флюидно-эксплозивными структурами (ФЭС) понимаются флюидно-эк сплозивные тела, сложенные брекчиями, образованными в результате подземных экс­ плозий, являющихся следствием скачкообразного перепада давления воды и газа [11].

Раннее выявлено, что ФЭС относятся к числу наиболее поздних дифференциатов ин­ трузивных образований [10].

Флюидно-эксплозивные структуры отмечены на Бугдаинском, Жирекенском и Шахтаминском молибденовых месторождениях, Шерловогорском олово-полиметалли­ ческом месторождении;

Дарасунском, Балейском, Илинском, Ключевском, Дельмачик­ ском золоторудных месторождениях. Образование ФЭС в большинстве случаев связы­ вается с формированием мезозойских интрузий. Характерно, что в рудных полях мезо­ зойских золоторудных месторождений наряду с флюидно-эксплозивными образования­ ми широко развиты зоны кварцево-турмалиновой минерализации (рис. 1).

Рис. 1. Схема размещения флюидно-эксплозивных структур Восточного Забайкалья 1 – Зоны глубинных нарушений, ограничивающих структурно-формационные зоны: I – Монголо-Охот­ ская, II – Ононо-Туринская, III – Восточно-Агинская;

Флюидно-эксплозивные структуры:

2 - золоторудных месторождений и рудопроявлений (1 – Илинское, 2 – Туринское, 3 – Талатуйское, 4 – Теремкинское, 5 – Дарасунское, 6 - Дельмачикское, 7 – Куденица-Норина, 8 – Балейское, 9 – Андрюшкинское, 10 – Ключевское), 3 - олово-полиметаллического месторождения (11 – Шерловогорское), 4 – молибденовых месторождений (12 – Бугдаинское, 13 – Шахтаминское, 14 – Жирекенское), 5 – зоны развития кварцево-турмалиновой минерализации.

В Восточном Забайкалье ФЭС развиты в рудных полях многих золоторудных, молибденовых, редкометальных месторождений (рис. 1). Рассмотрим условия фор­ мирования ФЭС и их рудоносность на примере некоторых месторождений.

Шерловогорское олово-полиметаллическое месторождение Шерловогорское олово-полиметаллическое месторождение располагается в зоне Восточно-Агинского глубинного разлома (рис. 1). Месторождение приурочено к ФЭС, развитой в интрузии кварцевых порфиров раннемелового возраста [2] (рис. 2). Абсо­ лютный возраст кварцевых порфиров составляет 136-153 млн. лет, что соответствует Рис. 2. Схема геологического строения Шерловогорского олово-полиметал-лического месторожде­ ния (построена с использованием данных В.А. Гущина, 1981 г.) 1 – четвертичные отложения;

2 – каменноугольная песчано-сланцевая толща;

3 меловые интрузии: а) кварцевые порфиры, б) эксплозивные брекчии;

4 – юрские интрузии кукульбейского комплекса: а) мел­ козернистые граниты, б) крупнозернистые порфировидные граниты;

5 – палеозойские серпентиниты;

6 – палеозойские диориты, 7 – палеозойские плагиограниты;

8 – тектонические нарушения: а) достоверные, б) предполагаемые.

поздней юре - раннему мелу [3]. Предшествующими исследователями кварцевые пор­ фиры Шерловогорского месторождения (сопка Большая) описаны как онгониты, яв­ ляющиеся крайними дифференциатами Li-F гранитов [1]. Для выявления степени диф­ ференциации гранитов используются разные соотношения элементов. К числу наибо­ лее используемых значений относятся Rb/Sr отношения. Установлено, что отношения Rb/Sr 0,3 характерны для примитивных гранитов, Rb/Sr 0,3 свойственны для всех редкометалльных и дифференцированных гранитов I и S-типов [6]. Анализ Rb/Sr отно­ шений свидетельствует о том, что наиболее дифференцированными гранитами являют­ ся кварцевые порфиры сопки Большой, где значения этих соотношений колеблются от 10,65 до 16,85. Менее дифференцированы граниты кукульбейского комплекса (табл. 1).

Кварцевые порфиры представляют собой светлые, желтовато-серые породы с включе­ ниями вкрапленников, состоящими из округлых выделений кварца, реже – чешуек био­ тита. Петрохимические особенности кварцевых порфиров свидетельствуют об их фор­ мировании в континентальной обстановке (рис. 3). На Шерловогорском месторождении преобладает штокверковый тип минерализации. При этом в верхней части, практически отработанной части месторождения, оловянное оруденение было локали зовано в квар­ цевых порфирах и эксплозивных брекчиях. Установлено, что наиболее распространен­ ными рудными минералами являются арсенопирит, халькопирит, сфалерит, пирит.

Таблица Содержание редких и основных рудных элементов (г/т) в породах и рудах Шерловогорского олово-полиметаллического месторождения 417 425 426 427 432А 433 433-1 433-2 433- Zn 150 79 69 415 419 650 3200 310 W 350 390 200 390 As 380 196 175 210 17 13 5000 4400 Pb 560 34 266 59 160 965 600 680 Rb 7 324 490 390 290 330 52 83 Sr 130 49 29 28 8 31 420 27 Y 83 47 31 50 60 51 120 11 Zr 130 147 110 136 59 105 28 37 Nb 66 29 17 28 39 82 8,2 4,2 Mo 2 1,5 1,2 15 Sn 160 5,7 16 10 112 71 43 5100 Sb 16 3,4 20 34 170 Ba 12 195 184 150 230 200 9000 160 La 44 30 Ce 5 93 63 100 6 6 30 6 Cu 1700 5760 Au 0,12 0,005 0,005 0,005 0,005 0,005 0,005 0, Rb/Sr 0,05 6,61 16,89 13,93 36,25 10,65 0,12 3,07 0, Примечание: Анализы выполнены в аналитическом центре Геологического института СО РАН (г. Улан Удэ). Пробы: 417 – кварцево-турмалиновая порода (Турмалиновый отрог);

425 – гранит кукульбейского комплекса J3;

426-433 – кварцевые порфиры K1 ;

433-1 – 433-3 – эксплозивные брекчии. Редкие и рудные элементы – рентген-флуоресцентным методом (аналитик Б.Ж. Жалсараев). Содержание золота определе­ но сцинтилляционным методом (аналитик Б.Н. Балданжапов).

Реже встречаются марказит, пирротин, галенит, ильменит, касситерит. К числу редких минералов относятся висмутин, блеклая руда, тетрадимит, леллингит. Вторичные руд­ ные минералы представлены скородитом, ковелином, азуритом, гидроокислами железа, церусситом. По данным предшествующих исследователей рудный штокверк сопки Большой был ориентирован вдоль Мери дионального разлома. Размер штокверковой зоны на поверхности имел размеры 900м 400 м. На глубину шло выклинивание што­ кверковой зоны. На верхних горизонтах рудный штокверк располагался в зоне контакта эксплозивных брекчий и кварцевых порфиров с габбро-диабазами. По содержанию олова выделялось пять обогащенных участков, имеющих характер рудных стол­ бов. На нижних горизонтах меняются за­ кономерности размещения оруденения: в составе руд основными компонентами ста­ новятся свинец и цинк. Оруденение здесь приурочено к трещинно-жильным зонам северо-восточного простирания.

По форме брекчиевое тело представляет собой перевернутый конус, вытянутый.

Рис. 3. Дискриминационная диаграмма Rb – вдоль меридионального разлома, при дли­ (Y+Nb) для гранитов Дж. Пирса [7] не 230 м, ширине - 80 м. Вершина конуса VAG – граниты вулканических дуг, syn-COLG – брекчиевого тела уходит на глубину до коллизионные граниты, WPG – внутриплитные 230 м. Обломки брекчий и цемент пред­ граниты, ORG – граниты океанических хребтов ставлены, в основном, кварцевыми порфи­ рами. Размер обломков составляет 1- см, цемента –1,0-0,3 мм. Редко в составе обломков встречаются вмещающие породы.

Брекчии участками окварцованы и турмалинизированы. Рудная минерализация пред­ ставлена преимущественно мелкорассеянно вкрапленностью касситерита, жилами и прожилками касситерита, арсенопирита [8].

Среди мезозойских золоторудных месторождений наиболее крупная флюидно эксплозивная структура отмечается в районе Дельмачикского месторождения. Здесь зо­ лоторудное орудение непосредственно связано с формированием ФЭС.

Дельмачикское золоторудное месторождение В пределах Дельмачикского рудного поля флюидно-эксплозивная структура вмещает одноименное золоторудное месторождение. Породы, вмещающие Дельмачик­ скую ФЭС, представлены докембрийскими гранитоидами. Контакты с вмещающими породами – интрузивные и тектонические, вертикальные и наклонные под углами 50 80° по направлению к центру кальдеры (рис. 4). Образование данной структуры связано с формированием дельмачикского дайкового комплекса, имеющего северо-западное простирание. Породы, слагающие дайковый комплекс, представлены гранит-порфира­ ми, кварцевыми порфирами, диорит-порфиритами, лампрофирами позднеюрского аму­ джиканского комплекса. Основная часть даек сложена гранит-порфирами и кварцевы­ ми порфирами, мощность их колеблется от нескольких десятков сантиметров до метров. Дайки диоритовых порфиритов сконцентрированы в северо-восточной части выходов дельмачикского дайкового комплекса. Они сопровождаются минерализован­ ной зоной тектонических брекчий «Антимонитовая». В пределах дайкового комплекса находится палеокальдера, сложенная эксплозивными брекчиями. Она имеет в плане эл­ липсообразную форму размерами 17501000 м, вытянутую в субмеридиональном направлении (рис. 4).

Рис. 4. Геологическая схема Дельмачикского золоторудного месторождения (построена по данным В.А. Шимановского и др., 1988 г.) 1 - позднеюрские интрузии. Дайки: а - гранит-порфиров, б – дайки кварцевых порфиров, в – дайки диоритовых порфиритов;

2 – эксплозивные брекчии: а – центральных частей палеокальдеры, б – периферийной части палеокальдеры;

3 – раннепротерозойские гранитоиды;

4 – раннеархейские амфибо­ литы, кристаллические сланцы, гнейсы;

5 – рудные тела;

6 – минерализованная зона «Антимонитовая»;

– штокверковые зоны: А – «Северо-Восточная», Б – «Центральная»;

8 – тектонические нарушения.

В эксплозивных брекчиях обломочный материал представлен угловатыми, реже сглаженными, обломками гранитоидов, гнейсов, кварцевых и диоритовых порфиритов, составляющими до 80-85% объема породы. Размер обломков в основной массе состав­ ляет несколько сантиметров. Цемент брекчий представлен тонкоперетертым кварцево полевошпатовым материалом. Почти повсеместно цемент брекчий подвержен процес­ сам турмалинизации. Брекчии, отмечаемые в периферической части палеокальдеры в виде полосы шириной 20-40 метров, отличаются большими размерами обломочного материала, который представлен остроугольными, реже округлыми обломками вмеща­ ющих пород. Размер обломков колеблется от первых сантиметров до метра. Цемент кварцево-полевошпатовый. Среди эксплозивных брекчий располагаются два ксенолита раннепротерозойских гранитов.

Анализ содержания элементов-примесей в цементе брекчий Дарасунского и Дельмачикского месторождений показывает, что имеются как сходные, так и отличи­ тельные особенности (табл. 2). Так, в цементе брекчий Дельмачикского месторождения содержания As, Pb, Sb, V и W более чем на порядок превышают таковые Дарасунского месторождения. Это можно объяснить тем, что на Дельмачикском месторождении ми­ нерализованные зоны эксплозивных брекчии соответствуют продуктивной стадии золо­ того оруденения, а на Дарасунском месторождении они предшествуют ей (табл. 2).

При проведении поисково-оценочных работ выявлено 11 рудных тел, значитель­ ная часть которых сосредоточена в минерализованной зоне «Антимонитовая» ишто­ кверковых зонах «Центральная» и «Северо-Восточная» (рис. 4). Метасома тически преобразованные породы представлены зонами серицитизации, каолинизации, карбона­ тизации, эпидотизации, окварцевания.

Таблица Средние содержания элементов в цементе брекчий взрыва в Дарасунском рудном поле, г/т Эксплозивные брекчии месторождения Дельмачик (n=11) As Ba Bi Co Cr Cu Ni Pb Sb Sc Sn Sr V W Zn 216 273 7 12 121 52 10 1404 48 7 22 314 2383 168 Эксплозивные брекчии месторождения Теремки (Дарасунское рудное поле)* 10 480 17 5 35 10 8 9 0,3 3 3 140 110 3 Примечание: анализы выполнены ICP методом в аналитических лабораториях фирмы «SGS Восток Ли­ митед», г. Чита, аналитик Н.А. Казаченко;

* - данные [9];

n – число анализов.

Предшествующими исследователями выделено два типа оруденения и шесть стадий минерализации. Первый тип оруденения распространен за пределами трубооб­ разного брекчиевого тела и представлен золото-сульфидно-кварцевыми жилами мощ­ ностью до 30 см. Рудные тела локализованы в зонах рассланцевания. Второй тип развит в пределах брекчиевого тела. Золотое оруденение локализуется в метасоматически из­ мененных брекчиях с прожилково-вкрапленной минерализацией, реже – в зонах про­ жилкового окварцевания. Мощность рудных зон достигает 70 метров. Количество руд­ ных минералов составляет 10-15%. Основными рудными минералами являются пирит, арсенопирит, пирротин и халькопирит. Среднее содержание золота в рудных телах со­ ставляет 3,6 г/т.

Минерализованная зона «Антимонитовая» расположена севернее палеокальдеры и приурочена к тектонической зоне дробления северо-западного простирания. Мощ­ ность зоны колеблется от 5 до 55 м, протяженность – 4 км. Она сложена катаклазиро­ ванными, метасоматически измененными гранитами, гранито-гнейсами, гнейсами, сланцами. Минеральный состав зоны тектонических брекчий представлен пиритом, халькопиритом, сфалеритом. Содержание сульфидов составляет 3-10%. В пределах зоны повсеместно отмечаются жилы, прожилки и гнезда антимонита, мощность кото­ рых достигает 0,4 м.

Штокверк «Центральный» расположен в северо-восточном контакте эксплозив­ ного сооружения. Размеры штокверка в плане составляют 4555 м. Он сложен интен­ сивно измененными эксплозивными брекчиями, пронизанными прожилками халцедо­ новидного кварца. Характерной особенностью данного штокверка является развитие метасоматитов с овоидной текстурой. Состав овоидов – кварцево-сульфидный, турма­ лин-пиритовый, кварц-серицит-хлоритовый.

Штокверк «Северо-Восточный», приуроченный к юго-восточному, северному контакту эксплозивного сооружения, имеет протяженность до 850 м. Он сложен мета­ соматически измененными эксплозивными брекчиями. Сульфидная минерализация представлена тонкой вкрапленностью пирита, реже - антимонита. В составе прожилков наблюдается пирит-арсенолпирит-антимонитовая минерализация.

Корреляционный анализ выявил тесную связь золота в метасоматически изме­ ненных брекчиях (r = 0,6) с цинком, в минерализованной зоне «Антимонитовая» – с мышьяком (r = 0,5). На Дельмачикском месторождении основное оруденение локализо­ вано в штокверковых зонах. На золотрудных месторождениях образование ФЭС, как правило, предшествует продуктивной стадии золотого оруденения.

Рассмотрим геодинамические обстановки формирования интрузий, вмещающих ФЭС (рис. 5). Анализ диаграммы FeO*/(FeO*+MgO) – SiO 2 свидетельствует о том, что граниты, вмещающие ФЭС, образованы в различных геодинамических обстановках (островодужных, коллизионных, континентальных).


Таким образом, образование ФЭС в Восточном Забайкалье связывается с про­ цессами коллизии Сибирского и Китайского континентов в мезозое. В ходе этих про­ цессов были образованы островодужные, коллизионные и постколлизионные гранит­ ные интрузии. При этом в зонах глубинных нарушений или на небольшом удалении от них в части интрузивных образований происходит значимые процессы дифференциа­ ции магматических расплавов с локализацией газово-жидких, часто рудоносных, компонентов (в том числе и бора). В последующем при тектонических процессах или под давлением газово-жидких флюидов происходит нарушение сплошности пород с об­ разованием зон эксплозивных брекчий [10]. Выявлено, что источниками бора в грани­ тоидах могут служить глубинные части литосферы [7], или верхние части мантии [4].

Рис. 5. Диаграмма FeO*/(FeO*+MgO) – SiO2 [8], демонстрирующая геодинамические обстановки формирования гранитов, вмещающие ФЭС Восточного Забайкалья. FeO*=0,9Fe2O3+FeO RRG – граниты, связанные с рифтами, CEUG – гранитоиды эпиорогенных поднятий: IAG – гранитоиды островных дуг;

CAG – гранитоиды континентальных дуг: CCG – гранитоиды обстановок континентальной коллизии;

POG – по­ сторогенные граниты. 1 – плагиогранит-порфиры (J3) района Дарасунского золоторудного месторождения;

2 – гра­ нит-порфиры района (J3) Дельмачикского золоторудного месторождения;

3 – граниты района (J2-3) Андрюшкинского золоторудного месторождения;

4 – граниты района (J2-3) Сыпчугурского золоторудного месторождения;

5 – граниты района (P) Илинского золоторудного месторождения. Значительная часть силикатных анализов приводится по дан­ ным территориальных геологических фондов (г. Чита).

Список литературы 1. Антипин. В.С., Гайворонский Б.А., Сапожников В.П., Писарская В.А. Онгониты Шерловогорского рай­ она (Восточное Забайкалье) // Доклады АН СССР. 1980. Т. 253. № 1. – С. 228-232.

2. Гайворонский Б.А. Шерловогорское месторождение в кн. Месторождения Забайкалья. М.: Геоинформ­ марк, 1993. Т.1. кн. 1. – С. 130-133.

3. Духовский А.А., Акрамановский И.И. и др. Объемное геологическое картирование редкометалльных рудных районов. М.: Недра. 1981.

4. Изох Э.П. Интрузивные серии Верхнего Сихотэ-Алиня и Нижнего Приамурья, их происхождение и причины металлогенической специализации. Автореф. докт. диссерт. Новосибирск, 1966.

5. Интерпретация геохимических данных. Учебное пособие / под ред. Е.В. Склярова. М.: Инжиниринг, 2001. – 288 с.

6. Костицын Ю.А. Накопление редких элементов в гранитах // Природа, 2000. № 2. – С. 26-34.

7. Кузьмин В.И., Добровольская Н,В, Солнцева Л.С. Турмалин и его использование при поисково-оценоч­ ных работах. М.: Недра. 1979. - 269 с.

8. Кулагашев А.И. О магматогенных брекчиях Шерловой горы и связанной с ними рудной минерализа­ ции // Материалы III научной конференции ЗабНИИ, Чита, 1968. - С. 60-71.

9. Куликова З.И., Гулина В.А., Зорина Л.Д. Индикаторная роль эксплозивных брекчий в генезисе Терем­ кинского золоторудного месторождения // Геология и геофизика. 1996. Т. 37, №12. – С. 61-72.

10. Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитов. Л.: Недра, 1977. - 280 с.

11. Туговик Г.И. Флюидно-эксплозивные структуры и их рудоносность. М.: Наука, 1984. - 193 с.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА ФОРМИРОВАНИЯ ПРОЯВЛЕНИЯ ЗОЛОТА ДЕС (ЮГО-ВОСТОЧНОЕ ОБРАМЛЕНИЕ СЕВЕРО-АЗИАТСКОГО КРАТОНА) И.В. Бучко 1, 2, А.А. Сорокин1, В.А. Пономарчук 3, А.В. Травин3, Ир.В. Бучко ИГиП ДВО РАН, Благовещенск, inna@ascnet.ru, sorokin@ascnet.ru, 2ОАО Амургеология, Благовещенск, ИГиМ СО РАН, Новосибирск.

В статье приведены геохимические особенности и геодинамическая обстановка формирования рудопроявления золота Дес. Исследование минералогических и геохимических особенностей руд позво­ лило выделить две формации кварц-пиритовую и золото-кварц-сульфидную. Для последней установлено две геохимические ассоциации: золото-редкометальная и полисульфидная. Наиболее высокие концентра­ ции золота связаны с золото-редкометальной ассоциацией. Образование золотого оруденения площади происходило в обстановке трансформной континентальной окраины Северо-Азиатского кратона.

Главной эпохой золотого оруденения в пределах юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона, в целом, и Джугджуро-Станового супертеррейна, в частно­ сти, является мезозойская. С ней связывается образование эпигенетических жильных и вулканогенных золото-серебряных месторождений, наиболее крупными из которых яв­ ляются Березитовое, Бамское, и др. более мелкие. Широкое проявление разнообразных типов золоторудной минерализации обусловлено особенностями геодинамического развития территории в мезозое.

Согласно существующим геологическим представлениям, об истории развития юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона [4] в период 142-138 млн. лет происходило сближение Буреинского супертеррейна и Северо-Азиатского кратона.

Возраст коллизии остается предметом дискуссий, однако, существует точка зрения, что ее отражением является внедрением коллизионных гранитоидов тукурингрского комплекса [8, 9] и заключительный этап регионального метаморфизма становой серии [11]. Позднее, на трансформной континентальной окраине Северо-Азиатского кратона [4], произошло заложение Удской [8] или Удско-Мургальской [4] магматической дуги, с которой связывается формирование значительных по масштабам магматических структур, вмещающих золотую и серебряную минерализацию различных формацион­ ных типов.

В пределах Иликанского блока Джугджуро-Станового супертеррейна самым крупным золоторудным объектом эпигенетического жильного типа является Бамское месторождение золото-кварц-сульфидной формации. Рассматривая его геолого-струк­ турную позицию, нельзя не обратить внимание на расположение рудных тел месторо­ ждения в гранитоидах тукурингрского комплекса и их контроль субширотными разло­ мами. Последние прослеживаются в западном направлении до месторождения серебро полиметаллических руд Моготинское, на расстояние не менее 80 км.

Перспективы Бамского месторождения могут значительно увеличиться за счет многочисленных рудопроявлений золота, серебра, молибдена, наиболее известными из которых являются Дес, Находка, Апсакан, Доминикан, Чубачи и др., расположенными в радиусе около 40 км от рудного поля месторождения. Наиболее крупным из приве­ денных рудопроявлений является рудопроявление золота Дес, которое находится в 6 км юго-восточнее месторождения Бамское.

Наиболее древними образованиями площади рудопроявления являются гранито­ иды тукурингрского комплекса (138-142 млн. лет), установленные в северо-восточной части участка. Геохимические особенности пород кислого состава свидетельствуют об их образовании в обстановке коллизии [9]. Следующий этап магматической активности территории соответствует формированию постколлизионных щелочных габброидов (134 млн. лет, U-Pb метод по циркону, [3]), образованных в обстановке трансформной континентальной окраины и, возможно, кварцевых сиенитов-сиенитов, выходы кото­ рых установлены как в пределах Бамского рудного поля, так и рудопроявления Дес. Не исключено, что к этому же этапу относится и становление порфировидных гранитоидов тындинско-бакаранского комплекса. Последние, формируют серию крупных массивов вдоль юго-восточной окраины Северо-Азиатского кратона и представляют собой фраг­ менты раннемеловой Удской магматической дуги, возникшей в обстановке активной [9;

12] или трансформной [4] континентальной окраины. Возраст тындинско-бака­ ранского комплекса дискуссионен. Приводимые значения возрастов, полученных с по­ мощью Rb-Sr и K-Ar методов, не дают возможности точно охарактеризовать возраст комплекса. Так, калий-аргоновый метод указывает на значительный интервал их ста­ новления от средней юры до раннего мела: 159-122 млн. лет [5], 152-108 млн. лет [7], 140-138 млн. лет [6]. Определения возраста рубидий-стронциевым методом также дали значительный разброс значений 166 млн. лет [2] и 142 млн. лет [1]. Возраст Чиль­ чинского массива, относимого к тындинско-бакаранскому комплексу составляет 127±0,8 млн. лет (U-Pb) метод [10]. По другим данным – 126,8+2,9 млн. лет (Ar/Ar ме­ тод, [14]).

Продолжается магматическая активность данной территории образованием вул­ каногенно-плутоногенного джелиндаканского комплекса (129 млн. лет, K-Ar метод [13]). С этим же этапом, вероятнее всего связано образование рудных тел Бамского ме­ сторождения, возраст которых оценивается Rb-Sr методом по мусковиту в 130,6 млн.

лет [1].

Завершается развитие территории внедрением даек разнообразного состава от диоритовых порфиритов до риолитов и кварцевых сиенит-порфиритов 114+3 млн. лет (К-Ar метод, [1]) и становлением Невачанской интрузии сиенит-порфиров – 101+4 млн.

лет [1].

Расположение в западной части рудопроявления Дес интрузии гранодиорит-пор­ фиров джелиндаканского комплекса, обусловило его отчетливую проявленность в маг­ нитном поле – это широкая слабоинтенсивная градиентная зона северо-западного направления, интенсивностью 300-1000 нТл. В пределах площади рудопроявления установлены многочисленные дайки общего субширотного простирания вулканитов джелиндаканского комплекса, преимущественно кислого состава и многочисленные зоны дробления субширотного, северо-западного, северо-восточного и ортогонального направлений.

Золоторудное оруденение характеризуются неравномерным распределением зо­ лота, при этом границы маломощных рудных тел определяются только по результатам опробования. Изучение морфологических особенностей рудных тел, позволило разде­ лить их на четыре типа: кварцевые жилы с сульфидами;

линейные зоны тонкопрожил­ кового, прожилкового и прожилково-сетчатого окварцевания с сульфидами в зонах бе­ резитизации;

минерализованные зоны дробления с глинистыми швами, обломками кварца и березитизированными обломками гранитов и гнейсов;

объемные зоны метасо­ матического и тонкопрожилкового окварцевания.

Первые два морфоструктурных типа оруденения сменяют друг друга как по про­ стиранию, так и по падению, для них свойственно наличие объемного катаклаза. Тре­ тий тип имеет подчиненное значение, проявлен реже и характеризуется в основном очень низкими содержаниями золота и серебра.

Кварцевые жилы с сульфидами отличаются наиболее высокими содержаниями золота (1,3-10,4 г/т) и серебра (5-50 г/т) и представляют собой ленто- и линзообразные тела, осложненные флексурными изгибами по простиранию и, возможно, по падению.

Мощность их незначительная, колеблется от 0,1 до 2,5 м. Минеральный состав жил до­ вольно простой. Это белый крупно- до средне-кристаллического кварц, часто обохрен­ ный с гнездами и вкрапленностью сульфидов - пирита, халькопирита, галенита, иногда молибденита – от 1-3 до 20% от состава жилы. Установлена прямая зависимость между сульфидностью руд и количеством золота.

Зоны тонко-прожилкового сетчатого окварцевания имеют наибольшее распро­ странение в березитизированных и грейзенизированных гранитоидах. Это линейные и линзовидные зоны преимущественно северо-западного и субширотного направлений, с тонкой и мелкой вкрапленностью сульфидов – пирита и очень редко халькопирита.

Мощности подобных зон от первых десятков см до 110 м. Содержания золота на уров­ не 0,n г/т, серебра 0,3-10 г/т.

Минерализованные зоны дробления имеют подчиненное значение и характеризу­ ются низкими содержаниями золота до 0,n г/т и серебра – до первых г/т. Они сопрово­ ждаются как зонами прожилкового и метасоматического окварцевания, так и кварцевы­ ми жилами. Преобладающее направление - СЗ и субширотное.

Зоны объемного метасоматического и тонкопрожилкового окварцевания приурочена к штоку брекчированных риолитов с пиритом и гематитом. В зоне окисле­ ния наблюдаются гидроокислы железа и марганца.

По содержанию сульфидов оруденение рудопроявления золота Дес подразделя­ ется на 2 типа: малосульфидное с содержанием сульфидов 3-7% и умеренносуль­ фидное, доля сульфидов в котором составляет 8-20%. Из сульфидов отмечены пирит, галенит, халькопирит, отмечаются молибденит, сфалерит, сульфосоли.

По минералогическим и геохимическим особенностям руд и первичных геохи­ мических ореолов в пределах рудопроявления Дес можно выделить две формации:

кварц-пиритовую и золото-кварц-сульфидную.

Для оруденения кварц-пиритовой формации характерны высокие содержания зо­ лота до 10,4 г/т и серебра до 50 г/т, с отношением Ag/Au 1-20. Содержания элементов примесей низкие – W до 10 г/т, Bi до 10 г/т, Mo до 10 г/т, Pb до 80 г/т, Cu до 80 г/т, Zn до 80 г/т. В то же время для второй золото-кварц-сульфидной формации выделено геохимические ассоциации элементов: золото-редкометальная (Au-Bi-Mo-W) и поли­ сульфидная (Zn-Cu-Ag-Pb).

Для ранней Au-W-Bi-Mo установлено два подтипа – первый W-Bi, более ранний и второй – Mo. Для первого подтипа установлены содержания Au 0,1-2,91 г/т, Ag 0,05 100 г/т, W 20-500 г/т, Bi 0,5-200 г/т, Mo 0,6-10 г/т. В то же время для второго подтипа количество Au составляет 0,1-1,54 г/т, Ag 0,2-70 г/т, W 1-4 г/т, Bi 0,5-40 г/т, Mo 20- г/т. Полисульфидная ассоциация характеризуется относительно высокими содержания­ ми Au 0,1-1,54 г/т, Ag 0,1-40 г/т, Cu 20-4000 г/т, Zn 20-7000 г/т, Pb 20-4000 г/т, W 1- г/т, Bi 0,3-10 г/т, Mo 0,6-15 г/т.

Из анализа геохимической характеристики выделенных формаций можно сде­ лать вывод о том, что аномальные содержания золота установлены в породах с макси­ мальными содержаниями серебра, висмута, вольфрама и молибдена, т.е. связаны с ред­ кометальной ассоциацией, либо на интервалах совмещения редкометальной и поли­ сульфидной ассоциаций.

Формационный тип рудопроявления Дес можно определить как сложный вулка­ ногенно-плутоногенный с проявлением убого-сульфидной золото-серебро-кварцевой (золото-серебряной) и умеренно-сульфидной золото-кварцевой (золото-полиметальной) формаций.

Таким образом, золотое оруденение рудопроявления Дес локализовано в суль­ фидизированных жильно-прожилковых зонах, субширотного или северо-западного направлений среди березитизированных или грейзенизированных гранитоидов тын­ динско-бакаранского и гранодиорит-порфиров джелиндаканского комплексов.

Предварительные данные геохронологических исследований кварц-серицитовых метасоматитов из зальбандов кварцевых жил 39Ar/40Ar методом – 128-130 млн. лет поз­ воляют сопоставлять время формирования оруденения Дес с периодом формирования рудных тел Бамского месторождения (130,6 млн. лет [1]).

Учитывая, что нижняя возрастная граница вмещающих оруденение пород огра­ ничена интервалом 134-138 млн. лет, есть все основания полагать связь оруденения как Бамского месторождения, так и рудопроявления Дес со становлением либо гранитои­ дов тындинско-бакаранского либо гранодиорит-порфиров джелиндаканского комплек­ сов.

Возвращаясь к геодинамической обстановке образования золоторудной минера­ лизации Бамского месторождения, рудопроявления Дес и др., можно предполагать, что её формирование происходило при развитии Удской магматической дуги, с которой связывается формирование значительных по масштабам вулканогенно-магматических структур, вмещающих золотую и серебряную минерализацию различных формацион­ ных типов, на трансформной континентальной окраине Северо-Азиатского кратона.

Список литературы 1. Бамское золоторудное месторождение (геология, минералогия и геохимия). Степанов В. А., Стриха В.Е., Черемисин А.А. и др. – Владивосток: Дальнаука, 1998. - 209 с.

2. Бирюлькин Г.В. Оценка Чаро-Олекминского региона Алданского щита на благородные, цветные и ред­ кие металлы с составлением прогнозно-минерагенической карты масштаба 1:200000. Кн. 1. Объяснитель­ ная записка к структурно-формационной карте Чаро-Олекминского региона. – Якутск: Якутскгеология, 1990. - 216 с.

3. Бучко И.В., Сорокин А.А., Ларин А.М., Великославинский С.Д., Сорокин А.П., Кудряшов Н.М. Позднеме­ зозойские постколлизионные высококалиевые габброиды Джугджуро-Станового супертеррейна // Докла­ ды Академии Наук, 2010. Т.431. № 3. - C. 238-242.

4. Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России: в 2 кн. / под ред И.А. Ханчука.- В.: Дальнау­ ка, 2006.

5. Глебовицкий В.А. и др. Последовательность геологических процессов в южном обрамлении Алданско­ го щита и геохронологические данные // Абсолютный возраст докембрийских формаций СССР. Л.: Нау­ ка, 1965.

6. Загрузина И.А. Геохронология мезозойских гранитоидов Северо-Востока СССР. М.: Наука, 1977. – с.

7. Кузьмин М.И., Антонов А.Ю. Геохимия мезозойских гранитоидов Станового хребта // Геохимия, 1980.

№ 7. - С. 1018-1029.

8. Ларин А.М., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Макарьев Л.Б., Тимашков А.Н., Бережная Н.Г., Яковлева С.З. Новые данные о возрасте гранитов Кодарского и Тукурингрского комплексов, Восточная Сибирь: геодинамические следствия // Петрология, 2000. Т.8. № 3. - С. 267-279.

9. Ларин А.М., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. Мезозойские граниты Чубачинского массива тукурингр­ ского комплекса (Джугджуро-Становая складчатая область): новые геохимические, геохронологические и изотопно-геохимические данные // Петрология, 2001. Т.9. № 4. - С. 442-457.

10. Ларин А.М., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. В кн.: Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза. Санкт-Петербург: Центр информ. культуры, 2003. - С. 253-257.

11. Ларин А.М., Сальникова Е.Б., Котов А.Б. и др. Раннемеловой возраст регионального метаморфизма становой серии Джугджуро-Становой складчатой области: геодинамические следствия // Доклады акаде­ мии наук, 2006. Т. 409. №2. - С. 222-226.

12. Парфенов Л.М., Берзин Н.А., Ханчук А.И., Бадарч Г. и др. Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихоокеанская геология, 2003. Т.22. № 6. - С. 7-41.

13. Петрук Н.Н., Шилова М.Н. и др. Объяснительная записка к Государственной геологической карте Российской Федерации масштаба 1:1000000. Третье поколение. Лист N-51 (Сковородино). СПб, 2008.

14. Сотников В.И., Сорокин А.А., Пономарчук В.А., Травин А.В., Сорокин А.П., Гимон В.О. Геохроноло­ гия мезозойских гранитоидов и связанного с ними молибденового оруденения западной части Джугджу­ ро-Станового супертеррейна // Доклады АН, 2007. Т.416. № 6. - С. 794-798.

МОГОТИНСКОЕ МЕСТОРОЖДЕНИЕ СВИНЦОВО-СЕРЕБРЯНЫХ РУД ДЖУГДЖУРО-СТАНОВОГО СУПЕРТЕРРЕЙНА Ир.В. Бучко 1, И.В. Бучко 1, ИГиП ДВО РАН, Благовещенск, iraidabuchko@rambler.ru ;

Амургеология, Благовещенск, inna@ascnet.ru В статье приведены данные об единственном в пределах Джугджуро-Станового супертеррейна месторождении серебро-полиметалических руд Моготинское. В его пределах по результатам интерпрета­ ции геохимических данных по первичным ореолам выделено 5 рудных тел и определены уровни их эро­ зионного среза. Среднее содержание серебра на мощность 12 м составляет 250 г/т. Месторождение рас­ положено в эндоконтакте позднемеловых гранитоидов Станового пояса и, вероятнее всего, связано с формированием Удско-Мургальской магматической дуги в обстановке трансформной континентальной окраины.

Единственное в пределах Джугджуро-Станового супертеррейна юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона Моготинское месторождение свинцово-сере­ бряных руд расположено в междуречье рр. Могот и Ср. Могот и было выявлено при проведении поисковых работ Е.П. Расточиным в 1957 г. [9]. Оно находится в пределах одноименного серебро-золоторудного узла Апсакано-Нагорненского района Олекмо Становой минерагенической провинции [6].

Месторождение Моготинское расположено в зоне влияния крупнейшего Стано­ вого разлома, обеспечивавшего интенсивную магматическую активность региона [1].



Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |   ...   | 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.