Прогнозирование золотого оруденения Южно-Бодайбинской площади Ленской золотоносной провинции

Размещено на http://www.allbest.ru//

Размещено на http://www.allbest.ru//

Введение

синклинорий золотой оруденение бодайбинский

Представленная выпускная работа выполнена по результатам поисковых работ выполненных ФГУП ЦНИГРИ, совместно с ЗАО «ВИРГ-Рудгеофизика» проведенных на территории Южно-Бодайбинской площади Ленской золотоносной провинции в 2013-2015 годах.

На данной территории многие годы прогнозирование золотого оруденения производилось только в пределах распространения слабометаморфизованных пород. Это согласовывалось с теоретическими воззрениями В.А. Буряка. И в связи с этим несмотря на наличие россыпей часть рудного района не опоискована. Как показали работы последних лет, золотое оруденение сформировалось после регионально-метаморфических преобразований пород и размещается также среди высокометаморфизованных пород.В связи с расширением представлений о распространенности золоторудной минерализации появилась возможность обнаружения новых локализаций золотого оруденения, а также уточнения контуров уже существующих, что и легло в цели этой работы. Для ее решения решались задачи:

Обобщение крупно-масштабных геолого-геофизических материалов по центральной части Бодайбинского синклинория. (наборы полей и трансформаций, петрофизических характеристик, геологические карты)

Уточнение прогнозно-поисковой модели золоторудных объектов применительно к условиям южной части Бодайбинского синклинория (изучение научной литературы, производственных отчетов).

Выбор наиболее информативных геолого-геофизических признаков для локализации золото-кварцевого и золото-кварц-сульфидного оруденения.

Формализованный прогноз золоторудной минерализации в пределах Бодайбинского синклинория на основе геолого-геофизических характеристик эталонных объектов.

Ранжирование участков по степени перспективности

Автором работы были обобщены геолого-геофизические материалы по данной территории. Производилась векторизация геологических ретро-карт. Также были проведено изучение петрофизических характеристик (плотность, магнитная восприимчивость, остаточная намагниченность) образцов, набранных в ходе геологических маршрутов сотрудниками ЗАО НПП «ВИРГ-Рудгеофизика», которые в дальнейшем так же учитывались при построении схемы интерпретации.

1.Общие сведения о районе работ

Бодайбинский рудный район расположен в центре Ленской золотоносной провинции и административно относится к муниципальному району Иркутской области (рис.1).

Это один из богатейшихв мире золотороссыпных районов - крупнейшая золотоносная аномалия. Россыпи в Ленском золотоносном районе успешно разрабатываются с 1846 г. и до сих пор имеют важное промышленное значение. В результате проведенных работ уже на раннем этапе геологического изучения были составлены довольно добротные геологические мелкомасштабные карты для всего региона, а для отдельных наиболее золотоносных - и более детальные. Были установлены основные типы золотоносных россыпей, закономерности их формирования и размещения, коренные источники россыпей (Буряк и др.,1997).

Основные золоторудные месторождения были выявлены еще в 50-е - 80-е годы ХХ века (Сухой Лог, Высочайшее, Вернинское, Невское). Общие балансовые запасы месторождения коренного золота Бодайбинского рудного района составляют около 2500 т, причем сосредоточены они в основном в северной части района в пределах Кропоткинского рудного узла (месторождения Сухой Лог, Вернинское, Невское). Апробированные прогнозные ресурсы категории Р2 для территории рудного района (без месторождения Сухой Лог) составляют 300 т, категории Р3 - 320т.

Рис. 1. Обзорная карта

1.1 История геолого-геофизического изучения

Первые сведения о геологии Ленского золотоносного района (Байкало-Патомской) известны из описания разрозненных поисковых геологических маршрутов, проведенных в 1865 году геологами Н.Н. Таскиным, П.К. Кропоткиным, техником Н.М. Кузьминым. Первые представления о геологическом строении района были обоснованы в процессе планомерных геологических исследованийВ.А. Обручева (1892-1929 гг.), А.П. Герасимова (1901-1907 гг.), П.И. Преображенского (1905-1907 гг.), А.К. Мейстера (1910-1914 гг.), результаты которых опубликованы в геологических отчетах и статьях. Этими российскими исследователями получены данные о стратиграфии и структуре Ленского золотоносного района.

Проявления рудной золотоносности в районе известны с ХIХ века, когда на гольце Сухой Лог старателями производилась отработка золотоносных кварцевых жил.

С 1937 по 1941 год силами НИГРИзолото начаты планомерные исследования геологического строения территории, в результате которых разработана схема стратиграфии, составлена сводная геологическая карта района масштаба 1:100000 (Г.Ю. Юдин, Т.М. Дембо и др.).). В начале 50-х годов Ленской экспедицией ЦНИГРИ начато геолого-геоморфологическое картирование региона и составление Государственной геологической карты масштаба 1:200000. В 1952 году институту ЦНИГРИ было предложено выполнить съемку в масштабе 1:100000 территории основных золотоносных узлов. Работы были проведены сотрудниками ЦНИГРИ. В результате было сформировано современное представление о стратиграфии, складчатых и разрывных структурах, магматизме, метаморфических и гидротермально-метасоматических преобразованиях пород, освещена проблема рудного золота и пути ее решения. Сделаны выводы о том, что наиболее крупные месторождения золота расположены в пределах синклинальных складок и наиболее золотоносные кварцевые жилы приурочены к зонам повышенной трещиноватости близмеридионального простирания.В 60-е годы началось крупномасштабное (1:25000) картирование и детальные поиски рудного золота. В результате этих работ был выявлен ряд золоторудных проявлений в среднем течении р. Ныгри, в бассейнах левых притоков р. Вачи и по р. Кадаликан, в верхнем течении р. Кадали, в среднем течении р. Жуи. Был сделан вывод, что наиболее благоприятными условиями для локализации золотого оруденения являются места пересечения (узлы) складчатых образований высоких порядков с тектоническими зонами дробления близмеридиональной ориентировки.

В 1975-1977 гг. В.А. Коткиным с соавторами (Коткин, 1977) проведены работы по составлению прогнозной карты золотоносности Ленского района масштаба 1:500000 с врезками масштаба 1:200000-1:100000. В этой работе проведено металлогеническое районирование Ленского района, выделены рудные районы, в том числе Бодайбинский. Выделены рудоконтролирующие геологические образования - структурные, литологические, магматические, метаморфические.

Изучение геофизическими методами Ленского золотоносного района началось с середины двадцатого века и носило планомерный и системный характер. Начиная с 50-х годов, якутской аэромагнитной партией проводились аэромагнитные съемки масштабов 1:1000000 и 1:200000 с расстоянием между маршрутами 1 и 2 км. После завершения региональных аэрогеофизических работ для решения более локальных задач были проведены комплексные аэрогеофизические съемки масштабов 1:50000 и 1:25000 включающие в себя магниторазведку и АГС. В результате аэромагнитных съемок было выявлено большое количество линейных магнитных аномалий, связанных с тектоническими нарушениями. В результате заверочных работ наземной магниторазведкой и геолого-поисковых маршрутов с горными работами была выявлена геологическая природа аэромагнитных аномалий. Достоверно было уставлено, что интенсивные отрицательные аномалии связаны зонами пирротинизации пород вдоль крупных продольных по отношению к складчатости тектонических нарушений.

В результате АГС съемки на значительную часть Бодайбинского золоторудного района были построены карты эквивалентных содержаний урана, тория, калия, отношений радиоэлементов, общего канала (МЭД). Было уставлено, что площади, сложенные породами рифей-вендского складчатого чехла, характеризуются низкими уровнями естественной радиоактивности 2-7 мкР/ч.

Планомерные гравиметрические работы 1:200 000 масштаба на Байкало-Патомском нагорье начаты с 1962 года и продолжались до 1969 года, в результате которых были получены принципиально новые данные о тектоническом строении территории. По заснятым полощадям были составлены карты аномалий силы тяжести в редукции Буге при у=2.30 г/см3 и у =2.67 г/см3. По материалам съемок 1: 200 000 масштаба Ю.И Егоровым была составлена сводная карта аномалий поля силы тяжести Байкало-Патомского нагорья и краевой части Сибирской платформы, а также были составлены карты регионального фона, локальных аномалий и опорные интерпретационные разрезы. Выявленные крупные гравиметрические минимумы связывались с приподнятыми блоками и выходами в них гранитных масс, максимумы- с опущенными блоками и с наличием в них мощных толщ осадочно-метаморфических пород. Сделан вывод о том, что гранитное и гранит-пегматитовое ложе Бодайбинского синклинория и интрузивные массивы, закартированные в пределах площади, являются единым батолитом, имеющим блоковое строение.Начиная с середины 1970-х, на территории Бодайбинского рудно-россыпного района планомерно начали проводиться гравиметрические работы 1: 50 000 масштаба в пределах центральной части Ленского золоторудного района. Съемки проводились совместно с электроразведочными работами (ЕП и СЭП) и литохимической съемкой по вторичным ореолом рассеяния.

В ходе первоначальной обработки гравиметрических материалов была обнаружена корреляционная связь значений поля силы тяжести в редукции Буге с высотой точек наблюдения. При этом был сделал вывод о том, что это обусловлено неверным выбором плотности промежуточного слоя (2.67 г/см3). После массового отбора образцов для определения средней плотности осадочно-метаморфических пород, а также после определения плотности методом Неттльтона (Зубарев, 1978г), было установлено, что средняя плотность пород составляет не 2.67 г/см3, а лежит в интервале 2.70- 2.77 г/см3. По совокупности определений плотности образцов в целом по всей площади Бодайбинского района была принята средняя плотность промежуточного слоя 2.75 г/см3.

В результате этих работ была выявлена сложная полосовидная структура поля силы тяжести, чередование положительных и отрицательных локальных аномалий, простирание которых соответствует простиранию складчатых структур. Кроме того, были выявлен ряд изометричных отрицательных аномалий, которые были проинтерпретированы как скрытые гранитные массивы. В частности было установлено, что Константиновский шток вблизи месторождения Сухой Лог, сложенный биотит-амфиболовыми гранитами, является апикальной частью более крупного Угаханского массива.

В результате гравиметрических наблюдений 1: 10 000 масштаба (Зубарев, 1978г)на участке Сухой Лог было уставлено, что рудная зона месторождения отмечается слабой положительной аномалией интенсивностью от 0.3 до 0.7 мГал, обусловленной повышенной плотностью пород рудной зоны (в среднем 2.86 г/см3) за счет Fe-Mg карбонатизации и сульфидизации.

В пределах Вернинского рудного поля детальные гравиметрические работы 1: 10 000 масштаба проводились лишь по отдельным опорным профилям. В результате было уставлено, что участки развития сульфидной минерализации также отмечаются локальными положительными аномалиями. Однако непосредственно над рудной зоной месторождения локальных положительных аномалий не наблюдается.

В целом крупномасштабные гравиметрические работы, выполненные в пределах центральной части Ленского золоторудного района в 1970-х и начале 1980-х убедительно показали довольно высокую поисковую эффективность гравиразведки. Основным положительным признаком кварц-золото-сульфидной минерализации являются положительные локальные аномалии поля силы тяжести интенсивностью от 0.15 до 0.7 мГал, обусловлены минерализованными зонами, выходящими на поверхность или имеющие глубину до верхней кромки до 100 м. Однако также было отмечено, что часть положительных аномалий является ложными аномалиями, появление которых связано с недоучетом влияния рельефа и неверным выбором плотности промежуточного слоя.

Южно-Бодайбинская площадь охвачена крупномасштабными гравиметрическими съемками лишь на 50 %. Полностью отсутствуют крупномасштабные гравиметрические данные в восточной части площади.

Электроразведочные работы на территории Южно-Бодайбинской площади проводились как составная часть комплексных геофизических съемок. Первые детальные геофизические исследования методами срединного градиента, комбинированного электропрофилирования и магниторазведки в масштабе 1:10000 - 1:5000 были проведены в пределах Кропоткинского рудного поля в 1957-58 г.г.(Князев, Юшко, 1958г). Работы выполнены с целью поисков и прослеживания кварцевых жил и решения задач геологического картирования. В результате были выявлены ряд одиночных кварцевых жил и кварцево-жильных полей исделан вывод о возможности выделения зон интенсивно рассланцованных пород, картирования отдельных горизонтов песчаников и сланцев, а также узко локализованных проводящих зон в пределах литологически однородных пород.

С целью прослеживания кварцево-жильных зон геофизические работы были продолжены в 1959 г. Бодайбинской геофизической партией Мегетской экспедиции ИГУ (Супруненко, Давыдов и др.). Геологические задачи решались комплексом геофизических методов, включающим симметричное и дипольное профилирование по сети 200 Ч10 м, метод отношения градиентов потенциала с аппаратурой ИЖ - 3совместно с магниторазведкой. В результате проведенных работ оконтурена площадь распространения пород хомолхинской свиты, выявлена четко выраженная приуроченность кварцево-жильного поля к толще углистых сланцев, доказана высокая эффективность электроразведочных методов на постоянном токе при литологическом расчленении пород.

Постепенно был выработан оптимальный электроразведочный комплекс для решения картировочных и поисковых задач, включающий электроразведку ЕП, электроразведку на постоянном токе в варианте дипольного или симметричного профилирования. По данным электропрофилирования высокоуглеродистые породы бужуихтинской, хомолкинской, аунакитских, вачской свит имеют низкие сопротивления от 1- до 30 Ом м и соответственно почти всегда отмечаются отрицательными аномалиями ЕП. При этом получить точные значения КС в низкомных зон во многих местах не удавалось из-за низкого уровня сигнала. Именно поэтому метод ЕП в площадной постановке наиболее широко примменялся для картирования углеродистых сланцев и алевролитов и выделения зон развития сульфидной минерализации. Общая площадь покрытия наземной электроразведкой составляет 5600 кв. км, что является уникальным случаем в целом для СССР. При этом данные электроразведки на участках со слабой обнаженностью активно использовались при геологическом картировании 1: 50 000 масштаба.

На месторождении Вернинское по данным электроразведки ЕП удалость оконтурить область развития пирит-арсенопиритовой минерализации.

Для изучения глубинного строения территории Ленского золоторудного района ВостСибНИИГГиМС были проведены опытно-методические работы по совершенствованию геофизических методов и критериев выявления элементов структур золота рудных узлов и полей комплексом состоящим из ВЭЗ, ЗСБЗ, МТЗ. В результате были выявлены аномально-проводящие зоны, приуроченные к зонам глубинных разломов, которые могут быть перспективными для выявления рудного золота. Изучение глубинного строения территории также продолжилось в рамках работы по совершенствованию электромагнитных исследований (ЗСБ, МТЗ) с целью изучения глубинных структур Бодайбинского синклинория и выявления элементов структур золоторудных узлов и полей. В пределах района выделены крупные узлы (рудные), сопровождающиеся субвертикальными проницаемыми зонами, к которым приурочены основные рудопроявления и месторождения золота.

Опытно-методические работы глубинными электромагнитными зондированиями (МТЗ, ЗСБ, ВЭЗ) так же были поставлены с целью выявления связи размещения полезных ископаемых с глубинным строением зоны сочленения Бодайбинского и Муйского золоторудных районов" (1985). Сформирована геоэлектрическая модель глубинного строения Бодайбинского рудного района и области сочленения его с Муйским районом. Согласно модели основной особенностью рудного района являются коровые неоднородности с аномально высокой проводимостью -2*10-4 - 5*10-4 См, залегающие на глубинах 3-10 км, имеющих оценочную мощность 10 км. В пределах известных рудных узлов намечены крупные субвертикальные проницаемые зоны, головная часть которых имеет электропроводность свыше 105 См. (ЗСБ). Кроме того, былисоставлены геоэлектрические разрезы и сформирована модель месторождения Голец Высочайший,а также составлена структурная карта кровли продуктивного горизонта, содержащего золотосульфидную минерализацию.

Таким образом, была показана достаточно высокая эффективность электромагнитных методов для решения глубинных структурных задач, а также выявления зон смятия и обуглероживания пород, потенциально перспективных для локализации золото-сульфидной минерализации.

1.2Геологическое строение территории

1.2.1Региональная позиция

В соответствии со «Схемой тектонического районировании России масштаба 1:5 000 000», разработанной группой исследователей (Г.С. Гусев, Н.В. Межеловский, А.Ф. Морозов и др.) на основе геодинамического анализа, Ленский золоторудный регион, расположен в пределах тектонических единиц: глобальной - Урало-Охотского покровно-складчатого пояса, сформированного в конце палеозоя; трансрегиональной - Байкало-Витимско аккреционоо-коллизионной-активноокраинной области; региональной - Байкало-Патомской мегазоны и шести территориальных зон- Мамской, Бодайбинской (синклинорных), Чуйской, Акитканской, Тонодской, Нечерской (выступов). (Перевалов, Срывцев. 2013)

Рассматриваемый регион имеет сложное геологическое строение. Все основные особенности тектоники рассматриваемого региона связаны с формированием двух этажей, разделенный поверхностью структурно-стратиграфического несогласия (рис 2). Древний дорифейский этаж включает образования двух структурных ярусов - архейского и раннепротерозойского (верхний возрастной предел - 1600 млн лет) и слагает фундамент Байкало-Патомской мегазоны. При геодинамических реконструкциях он относится к образованиям древнего континента, в бассейнах пассивной окраины которого были заложены обширные, как правило ступенчатые, прогибы и меньшие по параметрам поднятия, накоплены толщи рифея, венда и палеозоя различной мощности. К самым крупным прогибам пассивной континентальной окраины относится Мамско-Бодайбинский прогиб, в котором мощности отложений осадочного чехла на отдельных площадях достигают более 10 км. На месте этого прогиба на заключительном этапе развития структур был сформирован одноименный мегасинклинорий.

Чехол рифейско-палеозойских формаций пассивно-окраинных бассейнов в палеозое был деформирован с образованием складчато-блоковых структур и зонально метаморфизован в результате воздействия синскладчатого мамско-бодайбинского метаморфического комплекса кианит-силлиманитового типа среднепалеозойского возраста. Палеозойский текогенез завершился внедрением гранитоидов конкудеро-мамаканского, даек спессартитов и керсанитов кадали-бутуинского, гранитов, гранит-порфиров и риолитов аглан-янского комплексов.

История геологического развития региона кратко сводится к трем последовательно сменяющимся этапам:

Формирование на континентальной окраине мощного осадочного чехла (10-15 км) рифейско-вендско-палеозойского возраста;

Складчатость, метаморфизм, внедрение магматических комплексов, формирование месторождения слюды мусковита, золота, химически чистого кварца (средний палеозой)

Горообразование (кайнозой, продолжается в настоящее время).

1.2.2 Стратиграфия

Бодайбинский рудный район входит в состав Байкало-Патомской золоторудной провинции, и в геологическом строении района, как и всей провинции, принимают участие отложения средне-верхнего рифея и верхнего рифея - венда, прорванные магматическими породами конкудеро-мамаканского комплекса.

К среднему-верхнему рифею отнесена ныгринская серия, включающая среднерифейские бужуихтинскую и угаханскую свиты и верхнерифейские хомолхинскую и имняхскую. Разрез этих отложений характеризуется чередованием существенно терригенных (сланцы, песчаники) углеродистых и терригенно-карбонатных (известняки, сланцы, песчаники) литолого-стратиграфических подразделений. Углеродистые песчано-сланцевые отложения хомолхинской свиты являются рудовмещающими на месторождениях Сухой Лог, Западное, Центральное. (рис. 3.)

Верхний рифей - вендcкие отложения представлены бодайбинской серией, состоящей из аунакитской, вачской, анангрской, догалдынской и илигирской свит. Это преимущественно песчано-сланцевый в различной степени углеродистый комплекс стратиграфический подразделений. В отложения аунакитской свиты локализованы золоторудные месторождения Верный, Первенец, Невское.

Ныгринская серия

Бужуихтинская свита широко распространена в Мамско-Бодайбинском синклинории, кроме его центральной части (Иванов и др., 1995). Она согласно залегает на бодайбоканской и сложена переслаивающимися песчаниками и пелитовыми и алевролитовыми сланцами, реже - известняками со сланцами. Мощность свиты 300 - 800 м. В Мамско-Бодайбинском синклинории отложения ныгринской серии в зонах интенсивных пластических деформаций (зоны "рассланцевания", крылья изоклинальных лежащих складок, своды купольных структур и т. п.) значительно изменяют мощность.

Для большей части Мамско-Бодайбинского синклинория характерен песчано-сланцевый тип разреза, который характеризуется преобладанием алевропелитовых пород над песчаниками. Породы грубо переслаиваются, часто отмечаются известковистые разности песчаников. Мощность свиты 450-600 м, в участках интенсивных пластических деформаций она уменьшается до 130-270м. В южной части синклинория в бассейне р. Витим распространен карбонатно-сланцево-песчаный тип разреза. Здесь вверх по разрезу отчетлива тенденция к увеличению роли сланцев, а в целом в свите по латерали соотношение песчаных и алевропелитовых отложений меняется от равного до преобладания первых. Отмечаются пласты известняков мощностью до 20 м. Мощность свиты до 800 м. В условиях амфиболитовой фации регионального метаморфизма песчаники преобразуются в кварциты и гнейсы гранат-двуслюдяные, гранат-биотитовые, кварцевые, часто известковистые, а алевропелиты - в сланцы двуслюдяные с кианитом, скаполитом, гранатом, обычно графитистые.

Свита является рудовмещающей для Верхне-Угаханского рудопроявления.

Угаханская свита согласно залегает на бужуихтинской и распространена на большей части Мамско-Бодайбинского синклинория, кроме его центральной части. Свита сложена темно-серыми и черными органогенными известняками, нередко брекчиевидной или оолитовой структуры, среди которых в виде пластов и горизонтов встречаются серицитовые известковистые сланцы, иногда песчанистые известняки и известковистые песчаники.

В восточной, юго-восточной и южной частях Мамско-Бодайбинского синклинория свита имеет карбонатно-сланцевый состав: известковистые сланцы ритмично переслаиваются с известняками. Мощности элементарных ритмов 0,2-1,4 м, реже до 6-10 м, а соотношение пород может быть различным. Количество известняков в разрезе наиболее велико (до 85-90 %) в северо-восточной части синклинория, в юго-восточной и южной оно уменьшается до 70-80 %. Мощность свиты максимальная (720-900 м) в северной части синклинория, в южной и юго-восточной его частях она составляет 320-820 м, сокращаясь в зонах пластических деформаций до 105-260 м. В зонах высокого метаморфизма известняки становятся кристаллическими, часто графитистыми, биотит- и амфибол-содержащими. Терригенные разности преобразуются в сланцы и гнейсы скаполит-амфиболовые, биотитовые, гранат-биотитовые, часто с пироксеном и графитом.

Хомолхинская свита (400-1120 м) распространена в тех же районах, что и угаханская, на которой она залегает согласно. Она повсеместно характеризуется флишоидным разрезом, и в ее составе преобладают алевритовые и пелитовые сланцы. На большей части Мамско-Бодайбинского синклинория свита имеет песчано-алевролито-сланцевый состав. Здесь во многих местах в разрезе свиты четко устанавливаются три части (подсвиты): алевролито-сланцевые верхняя и нижняя и песчано-алевролито-сланцевая средняя. Мощность свиты меняется в широких пределах. В центральной, восточной и юго-восточной частях Мамско-Бодайбинского синклинория она составляет 600-1120 м, сокращаясь в зонах дислокаций иногда до 100 (р. Ходаричи) - 50 (р. Бол. Тунгуска) м. В бассейне верхнего течения р. Жуи количество песчаников в разрезе уменьшается - отмечаются лишь редкие маломощные прослои в средней части свиты. Мощность свиты составляет 600-800 м и уменьшается до 260 м в зонах пластических деформаций.

Рис.3 . Структурно-формационная основа. (по материалам ФГУП ЦНИГРИ, 2013-2015 гг.)

В зонах высокого метаморфизма мощность свиты даже в наименее деформированных участках не превышает обычно 280-430 м, в участках же интенсивных пластических деформаций она сокращается до 35-110м. Отложения свиты здесь представлены кварцитами, кристаллическими сланцами биотитовыми, графитистыми гранат-биотитовыми, кианит-гранат-биотитовыми, кианит-биотитовыми, гранат-биотит-амфиболовыми, гнейсами биотитовыми, гранат-двуслюдяными.

Свита является рудовмещающей для месторождений Сухой Лог, Высочайшее, рудных зон Светловского рудного поля.

Имняхская свита (400-1000 м) вскрывается во многих частях Мамско-Бодайбинского синклинория (Иванов и др., 1995). Она согласно залегает на хомолхинской свите. В составе свиты преобладают слюдистые известковые сланцы и песчаники с горизонтами и слоями различной мощности известняков; породы окрашены в розовые, палевые, зеленовато-серые цвета, реже голубовато-серые. Характерны известняки (мраморы) - белые, розовые или кремовые. Песчано-сланцевые породы, как правило, несут постоянную рассеянную вкрапленность железо-магнезиальных карбонатов (анкерита).

Свита расчленена на две подсвиты: относительно более терригенную (нижнюю) и более карбонатную (верхнюю). На большей части Мамско-Бодайбинского синклинории, за исключением его южной и юго-восточной окраин, терригенная часть разреза представлена слюдисто-известняковыми, часто алевритистыми сланцами и алевролитами. В нижней подсвите они преобладают и переслаиваются с известняками, обычно песчанистыми, слюдистыми. В южной части синклинория разрез становится более грубым - нижняя подсвита сложена в основном кварцево-слюдистыми известковистыми песчаниками с отдельными пластами мощностью до 40-50 м известковистых сланцев. При этом возрастает мощность с 405 м до 1000 м.

В зонах высокого метаморфизма породы свиты представлены сланцами биотитовыми, гранат-двуслюдяными, гранат-скаполит-цоизит-карбонат-двуслюдяными, гранат-скаполит-амфибол-биотитовыми, скаполит-пироксен-амфиболовыми, мраморами биотитовыми. Породы свиты являются рудовмещающими для месторождений Центральное и Западное (части месторождения Сухой Лог), рудопроявления Широкое (Кропоткинское рудное поле).

Бодайбинская серия

Аунакитская свита распространена на большей части Мамско-Бодайбинского синклинория и представлена светлыми кварцевыми, иногда известковистыми песчаниками (40-80 % ее объема), углеродистыми слюдисто-кварцевыми сланцами (30-50 %), и, реже, серыми и темно-серыми песчанистыми и алевритистыми известняками. Отличительными чертами свиты являются кварцевый состав псаммитовых и алевритовых обломков и повышенная углеродистость. Она согласно залегает на имняхской свите, имеет мощность 400 - 1000 м. В ЮВ части Мамско-Бодайбинского синклинория в процессе регионального метаморфизма породы преобразованы в кварциты, в том числе известковистые, кварцито-гнейсы биотитовые и гранат-биотитовые, сланцы кристаллические углеродистые (темные) или графитистые кианит-гранат-двуслюдяные, ставролит-гранат-двуслюдяные, гранат-двуслюдяные. Мощность свиты 400-710 м, в зонах пластических деформаций она сокращается до 200-100 м.

Аунакитская свита является рудовмещающей для месторождений Вернинское, Невское, Ыканское, Красное, Южной зоны Светловского рудного поля.

Вачская свита является ярким маркирующим горизонтом в разрезе венда Мамско-Бодайбинского синклинория, сложена углеродисто-кварцевыми сланцами и алевритистыми сланцами, кварцевыми углеродистыми песчаниками. За счет повышенной углеродистости свита уверенно картируется не только геологическими методами, но и геофизическими (отрицательные аномалии естественного электрического поля) и геохимическими (комплексные молибден-ванадиевые аномалии). На аунакитской свите она залегает согласно, мощность ее в наименее деформированных разрезах центральной части синклинория составляет 140-260 м, возрастая в северо-восточной части до 550 м. В зонах дислокаций и Мамской зоне Мамско-Бодайбинского синклинория мощность свиты уменьшается до 30-80 м вплоть до почти полного тектонического редуцирования.

В зонах повышенного метаморфизма свита сложена черными графитистыми кварцевыми, кианит-мусковит-кварцевыми сланцами, графитистыми кварцитами и кварцито-гнейсами.

Анангрская свита (350-950 м) вскрывается в синклинальных складках Мамско-Бодайбинского синклинории. В состав свиты входят черные углеродистые слюдисто-кварцевые алевролиты и сланцы, а также зеленовато-серые полевошпато-кварцевые песчаники. Иногда в строении разреза участвуют известковистые песчаники, гравелиты, песчанистые известняки. Она согласно залегает на вачской свите. Для свиты характерно возрастание роли груботерригенных пород к югу. В южной части Мамско-Бодайбинского синклинория характерно наличие в разрезе линзующихся пластов и горизонтов гравелитов и гравелистых песчаников. Песчаники, алевритовые и пелитовые сланцы обычно переслаиваются между собой. Мощность свиты обычно 300-540 м, а в южной и юго-восточной частях синклинория достигает 800-1000 м(Иванов и др., 1995).

В зонах повышенного метаморфизма отложения свиты превращены в характерные порфиробластовые амфиболовые, биотитовые, биотит-амфиболовые, гранат-биотитовые гнейсы, графитистые биотитовые, гранатово-двуслюдяные, гранат-кианит-двуслюдяные сланцы.

Догалдынская свита согласно залегает на анангрской. Она слагает ядерные части синклиналей центральной части Мамско-Бодайбинского синклинория. Наиболее широко распространенными породами свиты являются полевошпат-кварцевые и полимиктовые песчаники, характеризующиеся неоднородностью гранулометрического состава. Преобладают средне- и мелкозернистые разновидности зеленовато-серого, серого, зеленого, темно-серого до черного цветов. Подчиненное значение имеют углеродистые сланцы и метаалевролиты, редко отмечаются пласты известняков и песчанистых известняков. Мощность свиты 440-1450м (Иванов и др., 1995).

В зонах повышения регионального метаморфизма до высокотемпературной части зеленосланцевой фации в песчаниках появляется биотит. В условиях амфиболитовой фации песчаники и гравелиты преобразуются в плагиогнейсы биотитовые, гранат-биотитовые, гранат-амфибол-биотитовые; сланцы - в кристаллические двуслюдяные, иногда с гранатом; известковистые песчаники и известняки - в известково-силикатные породы.

Свита является рудовмещающе для месторождений Ожерелье, Кавказ, Догалдынская жила, Копыловское.

Илигирская свита Мамско-Бодайбинского синклинория и залегает в ядрах наиболее глубоких синклиналей согласно на догалдынской свите. В разрезе свиты переслаиваются голубовато-серые и серые известковистые песчаники и черные углеродистые, иногда известковистые сланцы. Нижняя граница свиты проводится по подошве пласта или пачки сланцев, которые обычно преобладают во всей нижней части разреза. В связи с этим свита подразделяется на две подсвиты: в нижней доминируют пелитовые осадки, в верхней - песчаные. Мощность свиты достигает 1100 м.

1.2.3 Тектоника (Складчато-разрывные деформации) Мамско-Бодайбинский синклинорий.

Глубина залегания поверхности фундамента в синклинории достигает 8-10 км. В пределах этой структуры выделяются зоны одноактной и многоэтапной складчатости (Иванов и др., 1995). Многоэтапная складчатость с разной интенсивностью проявилась в СЗ и СВ частях раасматриваемого региона (соответственно Мамская и Нечеро-Жуинская зоны), одноактная - в центральной (Бодайбинской) зоне синклинория. Морфология складок в их пределах различна в разных частях синклинория. Общей чертой линейных складок описываемой части синклинория является в той или иной степени проявленная асимметричность (запрокинуты в южном направлении) и различие форм замков (и степени сжатости) у антиклиналей и синклиналей - у последних более округлые замки. Оси линейных складок в близи гранито-гнейсовых куполов изгибаются, часто огибают купола (Рис.3).

Разрывные нарушения

В регионе широко распространены различные по возрасту, геологической значимости, глубинности, морфологии, механизмам формирования, разрывные нарушения (Рис.3).

Разломы фундамента (глубинные разломы) на большей части территории скрыты под осадочным чехлом и предполагаются по ряду прямых и косвенных признаков: уступам поверхности фундамента по материалам точечного сейсмического зондирования (ТСЗ), продольным и поперечным перегибам зеркала складчатости в рифейско-палеозойских отложениях, аномалиям и градиентным зонам в региональных магнитных и гравиметрических полях, поясам даек, градиентным зонам регионального метаморфизма, зонам резкой смены фациального состава отложений, крупным линеаментам на космических снимках и т. д.

Начало изучению глубинных разломов региона положил Л.И. Салоп (1967), выделив в пределах описываемой территории краевые швы и Абчадский внутригеосинклинальный разлом. В дальнейшем по геологическим и геофизическим данным В.И. Никулиным, В.А. Наумовым, И.В. Лобачевским, С.В. Ветровым, Ю.И. Егоровым, А.И. Ивановым, А.Н. Деминым и др. был выявлен еще ряд разломов, были сделаны попытки разделения их по глубинности и геологической значимости. Временем заложения наиболее крупных глубинных разломов южного обрамления Сибирской платформы обычно считается ранний протерозой. В дальнейшие этапы они активизировались и одновременно формировались новые структуры, которые впоследствии также зачастую активизировались.

Глубинные разломы играли значительную роль не только в структурообразовании, но и во все этапы развития региона являлись главными рудоконтролирующими структурами. Именно с флюидами, поступающими по глубинным разломам в зоны рассланцевания, связано формирование зон бурошпатизации - золотоносных бурошпатовых метасоматитов. Метасоматические процессы усиливались в местах сочленения продольных и секущих глубинных разломов. Секущие разломы в складчатом чехле проявились в изгибании осей линейных складок и (или) образовании перегибов их шарниров, образовании зон трещиноватости. Подобная активизация продольных и секущих глубинных разломов с проявлением метасоматических процессов происходила и в регионально-метаморфический и сингранитный этапы.

1.2.4 Магматизм

В пределах Южно-Бодайбинской площади на поверхность выходят два крупных гранитных массива (Тельмамский и Джегдагарский). Южная граница площади проходит вдоль контакта с Тельмамским плутоном (рис.3). К востоку от Тельмамского массива выходит Вержнежуинский гранитный массив, а к западу Брызгунский массив, который по всей вероятности является частью Тельмамского массива. В северо-восточной части площади выходит Джегдакарский массив, который в плане имеет форму бабочки. Все эти массивы относятся к мамакано-конкудерскому магматическому комплексу. Вдоль западной границы площади в Мамской тектоно-метаморфической зоне выходят слюдоносные пегматоидные граниты мамского комплекса.

Конкудеро-мамаканский магматический комплекс имеет гранодиорит-гранитовый состав с лейкогранитами. Согласно Бодайбинской серийной легенде ГК-200/2, в конкудеро-магматическом мезоабисальном комплексе выделены три фазы. 1-я гранодиорит-гранитовая (амфиболовые и биотит-амфиболовые граниты) наиболее распространенная слагает наибольший объем массивов. 2-я фаза, существенно гранитная, формирует ряд меньших тел, наиболее крупным, из которых является Верхнежуинский массив, находящийся за пределами площади (вблизи юго-восточного края), непопадающий в пределы собранной геофизической основы. 3-я фаза представлена жильными телами и мелкими массивами, обычно обрамляющими крупными массивы. К 3-й фазе, в частности, относят Константиновский шток, расположенный в непосредственной близости от месторождения Сухой Лог, и Васильевский шток, вблизи северного контакта Джегдакарского массива. Однако существует мнение (Перевалов, Срывцев, 2013), что данные массивы относится к более молодому Угаханскому комплексу.

Все гранитные массивы однозначно проявляются в поле силы тяжести в виде отрицательных изометричных аномалий интенсивностью от -2 мГал -10 мГал (рис.4).

Рис.4.Отражение палеозойских гранитных массивов в локальной составляющей поля силы тяжести.(ЗАО НПП ВИРГ-Рудгеофизика)

Средний возраст конкудеро-мамаканского комплекса, определенный по сериям образцов гранитоидов Тельмамского и Гаргинского массивов составляет - 425±22 и 429±14 млн. лет соответственно (Герасимов и др. 2009). Минеральный состав гранитов Тельмамского массива (Перевалов, Срывцев, 2013): плагиоклаз (30-40%), калишпат (30-35 %), кварц (21-26 %), амфибол (0.3-4%), биотит (0.6-2%). Среди акцессорных минералов преобладает магнетит, содержание которого в гранитах I-й фазы достигает 2.9 кг/т (около 0.5 %).

Расчетная минеральная плотность, исходя из среднего состава гранитов изменяется от 2.60- до 2.66 г/см3 в зависимости от соотношения полевых шпатов, кварца и темноцветных минералов. Плотности образцов гранитов Тельмамского и Джегдакарского массивов отобранных на поверхности изменяется от 2.61-до 2.65 г/см3, что неплохо соотносится с расчетной минеральной плотностью гранитов. Таким образом, дефицит плотности гранитов по сравнению с рифейским метаморфическо-осадочным комплексом составляет 0.1-0.13 г/см3. Значительные размеры гранитных массивов и значительный контраст плотности определяют интенсивные и широкие по площади гравитационные минимумы над массивами мамакано-конкудерского комплекса. Так Тельмамский массив в поле силы тяжести выделяется глубоким гравитационными минимумом (- 110 - -150 мГал) первого порядка. Джегдакарский и Верхнежуинский массивы также выделяются глубокими минимумами (-80 - 100 мГал) изометричной формы.

В локальной составляющей поля силы тяжести (?gлок) (пересчет вверх на 2 км) (рис.4) выходы всех относительно крупных массивы выделяются отрицательными аномалиями (от -2 до -6 мГал). Соответственно массивы мамакано-конкудерского комплекса аномалиями изометричной формы, массивы пегматоидных гранитов в Мамаской зоне узкими линейными минимумами северо-восточной ориентировки. Интенсивность отрицательных аномалий ?gлок увеличивается при погружении подошвы массивов на глубину.

Относительное высокое содержание акцессорного магнетита в гранитах Тельмамского и Джегдакарского массивов определяют их высокую магнитную восприимчивость (ч) и намагниченность. По данным Лешкевич Э.В. (ф.Лешкевич и др., 1979) и определений ч магнетитсодержащих гранитов изменяется от 6.5 до 17.5 x10-3 ед. СИ. Естественная остаточная намагниченность изменяется в широком интервале и имеет как прямую, так и обратную полярность по отношению к современному магнитному полю. Соотношение индуцированной намагниченности и остаточной намагниченности (Q -фактор Кенигсбергера) изменяется от0.02 до 1.3 в среднем 0.5. Поэтому суммарная намагниченность практически всегда прямая. По этой причине над Тельмамским и Джегдакарским массивами наблюдается положительное сильно дифференцирование магнитное поле интенсивностью 200-500 нТл (рис.5). 2-я фаза мамакано-конкудерского комплекса представленная мелкозернистыми лейкогранитами, иногда пегматоидными гранитами практически немагнитна (ч -0.02 -0.1 x10-3 ед. Си, при Q - 0.05-0.1) (ф.Лешкевич и др., 1979). Поэтому Верхнежуинский массив отмечается областью спокойного слабо отрицательного магнитного поля. Пегматоидные граниты мамского комплекса также практически немагнитны и в магнитных полях проявлены слабо, и угадываются только по нарушению структурного рисунка поля.

По данным аэромагнитной съёмки Джегдакарский массив имеет зональное строение. На карте аномального магнитного поля отчетливо видно, что краевые части массива, сложенные мелкозернистыми гранитами имеют более высокую намагниченность по сравнению с внутренними частями, где преобладают более крупнозернистые разности.

Экзоконтакты Тельмамского и Джегдакарского массивов отмечаются зонами усиления контрастности магнитных аномалий за счет ороговикования и образования в роговиках пирротина. Зона ороговикования, судя по данным магниторазведки и геологических наблюдений простирается на 3-6 км от контактов массивов. Причем вблизи северного контакта Тельмамского массива наблюдается инверсия полярности линейных магнитных аномалий в рифейском складчатом комплексе. Первоначально отрицательная линейная аномалия вблизи (3 км) контакта становится положительной. Этот факт может иметь важное металлогеническое значение. Поскольку это является доказательством догранитного образования зон пирротинизации.

Судя по характеру поля силы тяжести и магнитного поля, а также по результатам их математического моделирования, подошва Тельмамского массива в северной части находится на глубине 9-10 км. Далее к югу наблюдается увеличение мощности плутона до 15-20 км. Северный контакт круто падает (70-850) на север. Джегдакарский массив также имеет крутые контакты. Подошва находится в интервале глубин 5-6 км. Подводящий канал (ножка массива), вероятно, расположен в восточной половине массива и смещен к северному контакту.

1.2.5 Метаморфизм и метасоматоз

Центральная частить Бодайбинского синклинория характеризуется широким развитием процессов рудоподготавливающего и рудосопровождающего углекислого метасоматоза, железо-магнезиальной карбонизации (бурошпатизация), а также березитизации, сульфидизации, окварцевания и кварцевого прожилкования. Изменение минерального состава в результате метасоматоза определяет и изменение физических свойств осадочно-метаморфических пород, что в свою очередь находит отражение в геофизических полях. При этом необходимо понимать, что в геофизических полях находят отражение изменения, затрагивающие значительный объём горных пород. Необходимо также учитывать, что наложенные друг на друга метасоматические изменения могут приводить к нивелировке изменений физических свойств, например, окварцевание наложенное но бурошпатизацию.

В пределах Южно-Бодайбинской площади наиболее широко проявлены два вида изменений - это бурошпатизация и сульфидизация двух видов, пирротинизация и пиритизация.

Бурошпатизация или железо-магнезиальная карбонатизация является обязательным признаком рудного процесса, характерным для всего Ленского золоторудного района и представлена вкрапленностью, гнездами, линзами и прожилками сидерита, анкерита, манганосидерита, реже доломита(Иванов, 2014). Интенсивность и форма карбонатных выделений контролируется структурно-литологическими факторами и наиболее развита в пакетах чередования разнозернистых сланцев. Вкрапленники имеют характер порфиробластических выделений ромбоидальной, линзовидной формы, ориентированных по направлению кливажа осевой поверхности, размерами (по длинной оси) от первых миллиметров до 1-2 см. Гнездово-линзовидные обособления и прожилки карбонатов локализуются преимущественно в трещинах слоевого и осевого кливажа или замещают отдельные тонкие прослои вмещающих пород, при этом нередко образуя прожилки, повторяющие очертание мелкой складчатости. Уставлено что, карбонатизация предшествовала прочим типам наложенной минерализации и участвовала в процессах рудораспределения.

Относительно высокая плотность железисто-магнезиальных карбонатов (3-3.9 г/см3) и существенное их содержание в объеме породы (от 10 до 30 %) приводит увеличению плотности измененных пород всех литологических типов до 2.8-2.92 г/см3.

При анализе карт локальных составляющих поля силы тяжести было установлено, что все месторождения на площади работ золото-кварцевой формации (Кавказ, Догалдынская Жила, Копыловское), расположенные в поле развития золотоносных метасоматитов, которые выделяются положительными локальными аномалиями поля жилы тяжести (>0.3 мГал). Это как раз определяется литологическим типом пород, в которых находятся эти месторождения. Дело в том, что Fe-Mg карбонаты в поверхностных условиях гораздо лучше сохраняются в догалдынских песчаниках. Полосовые локальные аномалии поля силы тяжести часто пространственно тяготеют или совпадают с линейными зонами бурошпатизации.

Сульфидная минерализация является основным концентратором золота. Сульфиды представлены либо пиритом, либо пиритом и арсенопиритом. Кроме того, в виде самостоятельных микроскопических выделений почти повсеместно присутствуют пирротин. В пирите постоянно отмечаются мелкие включения пирротина и арсенопирита, а также халькопирита, сфалерита, галенита, пентландита и ряда других сульфидов железа, никеля, кобальта.

Зоны интенсивной сульфидной минерализации в пределах углеродисто-сланцевых горизонтов значительно усиливают электрохимическую активность пород. Углеродисто-сланцевые породы с сульфидной минерализацией однозначно отмечаются интенсивными отрицательными аномалиями естественного электрического поля (<-500 мВ)(рис. 6).

Наиболее ярко в геофизических поля проявляются зоны пирротинизации, в виде протяженных полосовых отрицательных аномалий магнитного поля (до-1000 нТл) вдоль тектонических зон(см. рис.11,13).Как уже отмечалось выше интенсивность (контрастность) аномалий возрастает к периферии Бодайбинского синклинального погружения и при приближении к изограде биотита, что, по всей видимости, что можно объяснить переходом пирита в пирротин при повышении фации метаморфизма.

Серицитизация:

Зоны серицитизированных, метасоматическиизмененных пород почти всегда сопровождают золотоносные минерализованные зоны. Часто эти зоны образуют пластообразные залежи и линзообразные тела различной (от первых метров до десятков и первых сотен метров) мощности и протяженности. Их размеры определяются размерами складчатых структур, а также интенсивностью проявления деформаций и составом пород. Начало процесса метасоматической серицитизации выражается в более значительном, чем в исходных алевролитах или песчаниках, развитии серицита по обломкам калиевых полевых шпатов, увеличении количества чешуек серицита в цементе и строгой его ориентировки, в направлении микроподвижек и трещиноватости пород и частичном замещении хлорита и обломочного мусковита серицитом(ф. Лешкевич, 1979). Степень серицитизации возрастает в местах более интенсивного развития микротрещиноватости.В этом случае стираются границы контуров зерен исходной породы. Обломки минералов пород, подвергшихся перекристаллизации, сливаются воедино с перекристаллизованным цементом. Появляются обильные новообразования серицита, иногда вторичного кварца, становится меньше плагиоклаза, эпидота, кальцита; характерны вытянутые согласно сланцеватости линзообразные порфиробласты или агрегаты магнезиально-железистых карбонатов -- анкерита, сидерита и доломита. Совместное новообразование серицита и магнезиально-железистых карбонатов и сульфидов дают наибольший эффект уплотнения (до 2.9 г/см3), то есть зоны высоких значений ?gлок.

Наиболее интенсивно процессы серицитизации песчаников и сланцев в минерализованных зонах происходили в местах широкого развития тектонической сланцеватости, складчатости, кливажно-будинажных структур, послойных и внутрипластовых трещин, гдесерицитизация развивается неравномерно и сопровождается образованием узких, невыдержанных пласто- или линзообразных тел и залежей мощностью от нескольких сантиметров до первых метров и десятков метров.

Наиболее устойчивым признаком метасоматических изменений является положительные локальные аномалии поля силы тяжести, которые обусловлены уплотнением пород за счет, прежде всего, объемной наложенной Fe-Mg карбонизации, в меньшей степени сульфидизации и серицитизации. Сульфидизация по углеродистым сланцам и алевролитам отмечается отрицательным аномалиями ЕП(рис.6). Интенсивная пиритизация также отмечается зонам ослабления контрастности линейных магнитных аномалий или зонами пониженного градиента магнитного поля, что характерно для пород метаморфизованных в зеленосланцевой фации.

2. Золотоносность

В Бодайбинском рудном поле выделяется два морфологических типа золотого оруденения: золотосульфидное и золотокварцевое.

Несмотря на большое количество исследований, посвященных причинам формирования коренных источников золота, однозначные и универсальные для поисков в разный районах критерии богатого оруденения пока не установлены. (Корольков, 2007)

Первые представления были выдвинуты В.А. Обручевым и А.К. Герасимовым еще в самом начале изучения района. В генетическом отношении золотое оруденение (как золотокварцевое, так и золотосульфидное), послужившее источником формирования золотоносных россыпей, связывалось с интрузиями гранитоидов, развитыми в центральной части района и по его периферии, т.е. рассматривалось и оценивалось как типичное постмагматически-гидротермальное образование.

Как известно, рудогенерирующие комплексы магматических пород определяютсяпо пространственному совместному нахождению их с золоторудными телами, по близости времени образования тех и других, по сходству автометасоматических и наложенных на интрузии процессов метасоматических изменений, сопровождающих оруденение, по близости спектра акцессорных минералов и геохимических элементов в магматических и околорудно-измененных породах. Большей частью золоторудные телазавершают формирование рудоносных магматических комплексов или их отдельныхфаз, образуя рудно-магматические системы.(Корольков, 2007)

Именно исходя из этой генетической концепции разрабатывались критерии прогнозирования и оценки оруденения, методы его поисков, проводились металлогенетические обобщения и построения. В связи с этим постоянное внимание уделялось картированию и детальному изучению магматических горных пород, включая дайковые комплексы, картированию и изучению разрывных нарушений и разломов, прежде всего постскладчатых. Золотосульфидная минерализация, развитая в осадочно-метарморфических толщах, рассматривалась как околожильная, связанная с образованием магматогенно-гидротермальных жил.

Так же В.А. Обручевым (1934) при разработке классификации рудных объектов была выделена группа метаморфических месторождений. В дальнейшем изучение докембрийских щитов и древних платформ привело к открытию многих урановых, золоторудных, железорудных, полиметаллических и другихместорождений среди метаморфизованных вулканических и осадочно-вулканическихтолщ.