korolkov

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

выраженного растяжения предположительно в среднеюрское и более позднее время. Точно в такой же обстановке растяжения экспонировались купольные структуры Нерчинского хребта.

Рис. 4.13. Схема развития рифтовой впадины и образования сопряженного метаморфического вала

(Wernicke, 1981).

1 – кристаллическая земная кора, 2 – разлом, 3 – милониты, 4 – гнейсированные породы, 5 – осадочное наполнение рифтового бассейна, 6 – основные интрузивные породы, «подслаивающие» земную кору.

Строение земной коры: I – в начале, II – в середине, III – в конце процесса растяжения. Обратите внимание на перемещение точки А, принадлежащей лежачему крылу разлома

Рис. 4.14. Схема эволюции гнейсового купола (Летников, 1975).

1 – граница купола до расплавления; 2 – граница между амфиболитовой и зеленосданцевой фациями; 3 – гнейсы; 4 – гранодиориты; 5 – граниты; 6 – лейкократовые граниты, аляскиты; 7 – направление потока глубинных флюидов

181

А. Т. КОРОЛЬКОВ

Моделью формирования структур латерального выжимания Восточного Забайкалья (Центрального сегмента Монголо-Охотского коллизионного пояса) можно объяснить условия локализации купольных структур обоих типов (рис. 4.9).

Обстановки сжатия и перекрестной складчатости зародились на главном направлении латерального выжимания масс (знак 6 на рис. 4.9). Для Восточного Забайкалья такие условия привели к формированию, вероятно, батолитов ундинского интрузивного комплекса (рис. 4.6; 4.9), среди которых выявляются типичные грани- то-гнейсовые купола, «перешедшие в гранитный массив» (Летников, 1975). В пределах Балейского золоторудного района такого рода купольной структурой, как уже говороилось, является Ундинская (Корольков, 1987). Для неё характерны фрагменты преобладающих складок северо-восточного направления наряду с фрагментами складок субмеридиональной ориентировки, вероятно, синхронные с зарождением локальных гранито-гнейсовых куполов, а также – сложные «просвечивающие» синклинальные структуры. Особенно хорошо сложная складчатость выявляется в краевой части Ундинского купола, «перешедшего в гранитный массив», где закартировано большое количество ксенолитов и скиалитов в гранитоидах ундинского комплекса.

Модель развития структур латерального выжимания в коллизионных условиях Восточного Забайкалья позволяет объяснить зарождение и обстановок растяжения, которые способствовали экспонированию комплексов метаморфических ядер. Вероятно, это могли быть наиболее глубинные региональные сдвиги (рис. 4.9, знак 1).

Предполагается, что в Восточном Забайкалье это были не чистые сдвиги, а дуплексные зоны. Издавна вблизи Балейского золоторудного района выделяется северная и южная ветви Монголо-Охотского глубинного разлома. Как уже говорилось, южная именуется Борщевочным разломом. Думается, наличие кулисно расположенных двух ветвей Монголо-Охотского шва – косвенное указание на дуплексное сочетание сдвигов в обстановке транстензии (растяжения) между ними (рис. 3.40). Подобные обстановки между сдвигами могут приводить даже к формированию рифтоподобных впадин. Причем можно предполагать, что при закрытии Монголо-Охотского океана, при существовании Аргуньского микроконтинента и, что очень важно, структур латерального выжимания северная и южная (Борщевочная) ветви Моноголо-Охотского разлома развивались как правосдвиговые (Корольков, 2005). В этом случае южное крыло Борщевочного разлома должно двигаться влево на юго-запад, такая ориентировка движения висячего крыла совпадает с главным направлением латерального выжимания масс в Восточном Забайкалье (рис. 4.9; 4.15).

Соответственно в Нерчинском хребте развивался также дуплекс, образованный двумя правыми сдвигами с обстановками транстензии между ними. Дуплекс Нерчинского хребта «ограничил» распростанение к югу складчато-разрывных структур Вос- точно-Забайкальской сигмоиды (рис. 4.15).

Обстановки транстензии в северной и южной ветвях дуплексов Восточного Забайкалья могли способствовать продвижению вверх комплексов метаморфических ядер, развитых соответственно в пределах Борщевочного и Нерчинского хребтов.

Как стало известно в последние годы (Розен, Федоровский, 2001), после закрытия океанов и образования орогенов коллизионные системы оказываются гравитационно неустойчивыми и испытывают распад – коллапс с экспонированием в верхние этажи комплексов метаморфических ядер.

182

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

Рис. 4.15. Схема размещения комплексов метаморфических ядер и структур латерального выжимания Восточного Забайкалья (Корольков, 2004).

Вверху – схема, составленная с использованием «Карты разломов юга Восточной Сибири» (Иркутск, 1982) и литературных источников.

1 – раннедокембрийский фундамент Становой зоны Сибирского кратона; 2 – древний (в основном докембрийский) Аргуньский массив; 3 – гранит-гранодиоритовые батолиты позднепалеозойского возраста; 4 – центральные части комплексов метаморфических ядер: северная ветвь – Борщевочного хребта, южная ветвь – Нерчинского хребта; 5 – крупные антиклинальные складки в морских осадочных комплексах позднего палеозоя и мезозоя; 6 – крупные сбросы позднепалеозойского и мезозойского возраста; 7 – крупные надвиги позднего палеозоя и мезозоя; 8 – предполагаемые надвиги и взбросы позднего палеозоя и мезозоя; 9 – крупные разломы неясной кинематической природы, для северо-западного простирания – возможно, трансформные разломы типа ороген-ороген; 10 – сдвиговый характер перемещений по крупным сбросам: а) в позднем палеозое и мезозое, б) предполагаемый в докембрии и раннем палеозое; 11 – предполагаемые разломы различной кинематики; 12 – государственная граница России; 13 – «купол, перешедший в гранитный массив» позднепалеозойского возраста (Ундинская купольная структура); 14 – зоны тектонического меланжа с включениями ультраосновных и основных пород.

Внизу слева – схема развития области растяжения (транстензии) между северо-восточными разломами – правыми сдвигами в зоне дуплекса (внемасштабно)

Для Восточного Забайкалья этот процесс растяжения усилился рифтогенезом в связи с дрейфом региона в позднем мезозое (J3–K1) над горячей областью, влияние которой фиксируется по ряду позднемезозойских петролого-геохимических и структурных признаков (Ярмолюк и др., 1995 и др.).

4.2.4. Металлогенические особенности

В Балейском золоторудном районе известно два главных типа золотого оруденения, которые отличаются по условиям образования, составу рудных минералов, возрасту и промышленному значению: балейский и голготайский (близок дарасунскому).

183

А. Т. КОРОЛЬКОВ

Балейский тип. Наиболее богатое оруденение связано с Балейским рудным полем (рис. 4.16), включающим крупные Балейское и Тасеевское месторождения. Они относятся к одному промышленному типу (Семинский, 2004) эндогенных гидротермальных месторождений золото-серебро-кварц-адуляровой рудной формации, главными полезными компонентами которых являются золото и серебро. Формирование оруденения происходило преимущественно в пределах Балейского грабена – компенсационной вулкано-тектонической структуры раннемелового возраста (Тасеевское месторождение). Кроме того, промышленные рудные тела развивались в пермских гранитоидах ундинского комплекса (Балейское месторождение), то есть в фундаменте грабена.

Рис. 4.16. Структурная схема Балейского рудного поля. По В. Г. Хомич и др.

1 – конгломераты каменской свиты (K1); 2–4 – нижнемеловые отложения балейской свиты: 2 – конгломерато-песчаниковые, 3 – преимущественно песчаниковые, 4 – конгломератовые; 5 – эффузивные породы шадоронской свиты (J2-3); 6 – кристаллические сланцы (PR); 7 – диориты (J3); 8 – граниты борщевочного комплекса (J3); 9 – гранодиориты, диориты ундинского комплекса (P); 10 – разрывные нарушения. Месторождения (цифры в кружках): 1 – Балейское, 2 – Тасеевское, 3 – Нижне-Кокуйское

Балейский грабен выполнен озерными континентальными отложениями общей мощностью до 800–1000 м. В основании разреза и среди выше залегающих песчаников распространены типичные валунисто-галечные конгломераты с пропластками полимиктовых песчаников и гравелитов. Конгломератовая нижнебалейская свита имеет мощность до 300 м, распространена не повсеместно, залегает на пермских гранодиоритах и юрских андезитах. Характерны значительные колебания обломков конгломератов, гравелитов, песчаников – от десятков сантиметров до первых миллиметров. Верхнебалейская свита представлена сложным чередованием слоев и линз конгломератов, гравелитов и песчаников.

На Тасеевском месторождении, которое расположено у южного борта грабена, интересной особенностью являются песчано-галечниковые «дайки» и брекчиевые тела в верхах минерализованных зон. Отмечаются отдельные дайкообразные тела вулканических брекчий и окварцованных туфов (Семинский, 2004). Жилы и жильные зоны приурочены к протяженным крутопадающим сбросам северо-восточного простирания, которые пересекают всю нижнемеловую толщу. В породах верхнебалейской свиты

184

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

«стволовые» рудные зоны сопровождаются сериями мелких коротких крутых и пологих жил. Слепые крутопадающие кварцевые жилы прослеживаются на 500–1500 м при мощности 1–2 м, в раздувах 3–4 м.

В. И. Лозовский, С. С. Максимов, В. Г. Хомич выявили субгоризонтальную зону локализации золотого оруденения (рис. 4.17), охватывающую верхнебалейскую свиту и включающую кварцевые жилы, жильные зоны и рудные столбы. Золото встречается в самих кварцевых жилах и в межжильном пространстве в видепрожилковой минерализации.

Рис. 4.17. Схематический геологический разрез кварцево-жильных зон Тасеевского месторождения. По С. С. Максимову.

1 – четвертичные отложения; 2–6 – верхнебалейская свита: 2 – песчаники, алевролиты, конгломераты, вулканомиктовые конгломераты и гравелиты неразделенные, 3 – алевролиты, 4 – песчаники, 5 – конгломераты, 6 – конгломераты с прослоями песчаников; 7 – верхнепалеозойские гранитоиды ундинского комплекса, 8 – кварцевые жилы и кварцево-жильные зоны; 9 – разрывные нарушения; 10 – зона повышенной рудоносности

Рудные жилы имеют симметрично-зональное строение, где чередуются полосы кварца и халцедона различного цвета и плотности, встречается адуляр, каолинит, карбонаты. Содержание сульфидов до 1,5 %, среди них — пирит, арсенопирит, халькопирит. Золото тонкодисперсное, отмечается высокая серебристость, примесь сурьмы, ртути, селена, теллура. Пробность 650–750. Характерно присутствие пираргирита, блеклых руд. Содержание золота неравномерное. В пределах вытянутых в меридиональном направлении рудных столбов достигает нескольких десятков г/т, среднее – около 15 г/т. Золото-серебряное отношение колеблется от 1:1,4 (в рудных столбах) до 1:3. Последовательность околорудных изменений: серицитизация, окварцевание, адуляризация, каолинизация, карбонатизация. Золото выделилось на заключительных стадиях гидротермального процесса при температуре 150–270 оС на глубинах 200–1500 м.

Балейское месторождение расположено вблизи северного борта грабена (рис. 4.16; 4.18). При документации уступов эксплуатационного карьера наиболее детально была изучена структура северной части месторождения (Гладков и др., 1975; Король-

ков, 1987).

185

А. Т. КОРОЛЬКОВ

Балейский штокверк локализуется в массивных, полосчатых, брекчиевых мигматитах, имеющих постепенные переходы к гнейсам, кристаллическим сланцам и гранитам. Породы содержат огромное количество ксенолитов, скиалитов и характеризуются согласными элементами залегания гнейсовидности, полосчатости, сланцеватости. На основании детального исследования структуры мигматитов на месторождении выявлен купол размером 450х500 м в плане. На рис. 4.18 брахиантиклинальная складка показана методом изострат

– линиями выходов плоскостей условных пластов, проведенных по многочисленным элементам залегания пород. Ядро структуры имеет очень сложную форму, нарушено разрывными дислокациями, к нему приурочены мелкие штоки лейкократовых гранитов. Южное крыло мигматитовой брахиантиклинали срезается дугообразным (субширотным до северо-восточного) контактовым разломом, ориентированным под острым углом к залеганию пород.

В пределах месторождения широко проявлены пологие зоны смятия и крутонаклоныые разрывные нарушения. Пологие зоны являются согласными либо кососекущими относительно гнейсовидности, при широтном простирании они наклонены к югу и юго-востоку под углами 5–30о. Крутонаклонные разрывные нарушения ориентированы в субмеридиональном, северозападном и северо-восточном направлениях, характеризуются невыдержанностью по падению и простиранию, обладают сложной морфологией. К ним приурочены рудные жилы и прожилки штокверка, имеющие мощность 0,1–0,3 м, которые экранируются пологими зонами смятия. Состав жильных и рудных минералов такой же, как на Тасеевском месторождении.

На всех месторождениях Балейского рудного поля эпитермальная золоторудная минерализация проявилась до завершения осадочного цикла, адуляр-халцедон- кварцевые агрегаты рудных тел формировались из коллоидных растворов. Отмеченные особенности строения месторождений свидетельствуют о том, что рудообразование связано с открытой коро-мантийной флюидной системой, в которой ведущую роль играли паро-газовые потоки, непосредственно достигающие земной поверхности (Сафо-

нов, 2003).

Голготайский тип. В пределах Балейского золоторудного района к нему относятся Голготайское, Андрюшкинское, Фатимовское, Алинское месторождения и многочисленные рудопроявления, расположенные в пределах Ундинской купольной структуры (рис. 4.12). Этот промышленный тип объединяет эндогенные гидротермальные месторождения с золото-кварц-сульфидной рудной формацией, где наиболее важный полезный компонент – золото (Семинский, 2003). Наиболее крупным месторождением этого типа в Восточном Забайкалье является Дарасунское. Все эти месторождения образовались в поздней юре.

186

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

Средне-Голготайское месторождение располагается среди позднепалеозойских ундинских гранитоидов на пересечении Балейско-Дарасунской ослабленной зоны и Се- веро-Восточной структуры (рис. 4.5; 4.19).

Балейско-Дарасунская зона представляет собой длительно живущий разлом субмеридионального простирания. В пределах Балейского золоторудного района наиболее интенсивно проявлен Дутурульский фрагмент этого нарушения (рис. 4.5). Фиксируется зонами рассланцевания, катаклаза, метаморфическим изменением ундинских гранитоидов, роями даек и кварцевых жил.

Северо-Восточная структура расположена между двумя одноименными разломами I и II. Выделена и изучена И. М. Адельсоном и А. В. Шураевым. Разломы имеют се- веро-восточное простирание и крутые углы падения к юго-востоку. Они ограничивают узкий «щелевидный» грабен, в котором сохранились кластические породы верхнегазимурской свиты (J2). Наличие интенсивной милонитизации в краевых частях грабена с проявлением кристаллобластеза в милонитах, влияние на распределение фациальных разновидностей позднепалеозойских гранитоидов ундинского комплекса свидетельствуют о доюрском их заложении, но после образования ундинских гранитоидов.

Рис. 4.19. Схема рудовмещающих структур Средне-Голготайского месторождения. По В. Г. Гладкову.

1 – нижнеюрские терригенные отложения; 2 – гранитоиды верхнепалеозойского ундинского комплекса с «просвечивающими» структурами замещенного субстрата; 3 – монцонито-диориты средне-позднеюрского возраста; 4–7 – дайки различного состава: 4 – гибридные лампрофиры, 5 – диоритовые порфириты, 6 – гранит-порфиры, гра- нодиорит-порфиры, 7 – лампрофиры; 8 – наиболее крупные долгоживущие разломы; 9 – мелкие более молодые разрывные нарушения; 10 – рудные жилы различного состава; 11 – оси антиклиналей в «просвечивающей» структуре; 12 – элементы залегания гнейсовидности, сланцеватости.

На сферограммах рудовмещающих структур показано положение поясов трещиноватости и оси В эллипсоида деформации. Д-1, 62 замера, >1,6>3,2>4,8 %; Д-2, 30 замеров, >3>4 %; Д-3, 78 замеров, >1,2>2,4>3,6 %; Д-4, 267 замеров, >0,3>0,9>1,5>2,1>2,7 %; Д-5, 293 замера, >0,3>0,9>1,5>2,1>2,7 %; Д-6, 83 замера, >1,2>2,4>3,6>4,8 %; Д-7, 95 замеров, >1>2>3 %; Д-8, 53 замера, >1,8>3,6>4,8 %; Д-9, 45 замеров, >2>4 %; Д-10, 50 замеров, >2>4>6>8 %; Д-11, 85 замеров, >1,.1>2,2>3,3 %

187

А. Т. КОРОЛЬКОВ

Для месторождения характерно мелкоблоковое строение. Выделяется 5 блоков, ограниченных субмеридиональными и северо-восточными разломами, с разными условиями залегания и морфологией рудных тел.

Другой особенностью является концентрация дайковых и кварцевых жил в виде двух полос северо-западного направления: одна проходит через шток мелкозернистых монцонито-диоритов, другая расположена западнее первой. Дайки в этих полосах имеют значительную протяженность и выдержанность по простиранию; кварцевые жилы развиты наиболее интенсивно.

По вещественному составу выделяются следующие жильные тела (Тупяков, 1978): кварц-полевошпатовые; кварц-турмалиновые; молибденит-кварцевые; золото- сульфидно-кварцевые с турмалином; халцедоновидного кварца с карбонатом, флюоритом, цеолитами; сложные жилы (совмещают золото-кварцевые, золото-сульфидно- кварцевые с турмалином, карбонатно-кварцевые). Наиболее продуктивные – последние. Они приурочены к сколовым трещинам, ориентированы преимущественно в севе- ро-западном направлении, реже – в субширотном и северо-восточном. Кроме золота, месторождение содержит висмут в промышленных концентрациях.

Таким образом, постколлизионные события на территории Балейского золоторудного района формируют две группы месторождений – позднеюрские и раннемеловые. Наиболее богатые – раннемеловые Балейское и Тасеевское, которые в совокупности дали нашей стране более 400 тонн золота за все годы отработки. Они относятся в разряд месторождений – гигантов (Сафонов, 2003). В таблице 4.1 приведены структурноминеральные типы, металлогенические формации и профилирующие металлы главных месторождений и рудопроявлений Балейского золоторудного узла. Цифровые обозначения рудных объектов показаны на рис. 4.5, приведена схема геологического строения узла.

Таблица 4.1 Металлогенические формации основных месторождений и рудопроявлений

Балейского золоторудного узла

188

ГЕОДИНАМИКА ЗОЛОТОРУДНЫХ РАЙОНОВ ЮГА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

Окончание табл. 4.1.

Примечание: РВФ – рудовмещающие, РНФ – рудоносные, РГФ – рудогенерирующие, РОФ – рудообразующие формации.

РаспределениеразличногооруденениявпределахБалейскогозолоторудногорайонапоказанонарис.4.5.

189

А. Т. КОРОЛЬКОВ

Геодинамическая модель развития Балейского золоторудного района (раздел 4.2.3) поволяет высказать новые соображения о закономерностях распределения оруденения на его территории, но для этого необходимо кратко рассмотреть развитие металлогенических представлений по Восточному Забайкалью.

Металлогения Балейского района с позиций тектоники плит. Металлогениче-

ский анализ выявляет закономерности распределения в пространстве рудных объектов разного ранга и позволяет сделать прогноз на основе выявленных закономерностей.

Основа металлогенических построений – тектоническое районирование территории. До недавнего времени проводилась с геосинклинальных позиций (Смирнов, 1944; 1961; Кормилицын, 1959; 1973 и др.).

Хотя для Восточного Забайкалья с 80–90-х годов XX века известны геодинамические реконструкции (Зоненшайн и др., 1990), некоторые металлогенические разработки странным образом продолжают опираться на концепцию геосинклиналей в различных вариантах (Бубнов, 1995; Рыбалов, 2002 и др.) либо на особую тектоно-магматическую активизацию, эпиплатформенный орогенез, не укладывающийся в рамки геосинклинальной концепции (Щеглов, 1968; 1987; Хренов, 1981; Комаров и др., 1987; Томсон и др., 1969; Вахромеев, Семинский, 1983; Корольков, 1987 и др.)

Существующие для Восточного Забайкалья металлогенические разработки, основанные на тектонике литосферных плит, слишком мелкомасштабны (Кузьмин и др., 2000) и плохо приспособлены к практике поисковых работ.

С. С. Смирнов (1944; 1961) впервые обратил внимание на приуроченность рудных месторождений определенного типа в Восточном Забайкалье к линейно вытянутым в северо-восточном направлении поясам. Поясам нашлось подтверждение в региональных тектонических единицах, соответствующих степени изученности региона 40-х годов XX века.

Пришилкинской синклинальной зоне соответствовал молибденово-золотой пояс, Центральной антиклинальной – олово-вольфрамовый, Приаргунской синклинальной – полиметаллический. Однако С. С. Смирнов считал, «…что в предверхнеюрское время распределение основных синклинальных и антиклинальных единиц было как раз обратным» и отмечал, что впервые на это обратил внимание М. М. Тетяев в 1935 году. Любопытно, что намного позже эти представления развил Е. Т. Бубнов (1995) в работе, рассматривающей роль осадконакопления в редкометалльной металлогении.

Далее делается вывод (Смирнов, 1961): «…В каждом из поясов мы встречаемся с полной почти серией рудопроявлений, присущих мезозойской металлогении. В то же время, однако, распределение этих рудопроявлений по отдельным, только что указанным категориям совершенно различно в различных поясах. В этом-то и заключается главное обоснование для выделения рудных поясов. Можно сказать, что ни один из поясов не является запретной территорией в отношении обнаружения каких-либо месторождений, типичных для мезозойской металлогении. Но шансы на открытие концентраций тех или иных элементов различны в различных поясах».

Отмечается, что оловянно-вольфрамовый пояс содержит более кислые и более глубинные разности гранитных интрузивных пород верхнекиммерийского (верхнеюрского) возраста. Оловянно-вольфрамовый пояс приурочен к внутренней зоне мезозойской геосинклинали, а молибденово-золотой и полиметаллический – к краевым её частям, что отражается на определенном сходстве последних двух поясов. В пределах мо- либденово-золотого пояса развиты, в основном, гранитоиды, гнейсы и кристаллические сланцы, обычные осадочные породы и эффузивы менее распространены; в оловянновольфрамовом поясе преобладают метаморфизованные песчано-сланцевые породы, а в полиметаллическом широко развиты нижнепалеозойские карбонатные толщи.

190