Золотоносность Байкало-Патомской металлогенической провинции

Условные обозначения к рис. 3: 1-4 - образования раннепротерозойского фундамента: 1 - гранитоиды, 2 - гранитоиды, реоморфизованные в верхнем палеозое, 3 - осадочно-метаморфические породы, 4 - нерасчлененные образования раннепротерозойского фундамента; 5-7 - отложения рифея: 5 - раннего, 6 - среднего, 7 - средне-верхнего; 8 - верхнерифейско-ранневендские отложения; 9 - верхневендские отложения; 10-15 - породы магматических комплексов: 10 - базиты чайского, 11 - граниты язовского, 12 - базиты довыренского и муйского, 13 - гранитоиды муйского, 14 - граниты лесного и малоякорного; 15 - гранитоиды конкудеро-мамаканского; 16 - разновозрастные образования Байкало-Муйского пояса; 17 - интенсивно гранитизированные образования; 18,19 - главные внутриблоковые разломы: 18 - сформированные на стадии седиментации и активизировавшиеся во все последующие этапы, 19 - сформированные при линейной складчатости и активизировавшиеся в последующие этапы (номера разломов см. рис. 1); 20 - геологические границы (пунктиром - предполагаемые выше уровня земной поверхности); 21 - зоны рассланцевания этапа линейной складчатости с проявлением золотоносного С-флюидного метасоматоза, активизировавшиеся при региональном метаморфизме и в сингранитный (конкудеро-мамаканский) этап; 22 - изограда биотита регионального метаморфизма (пунктиром - предполагаемая выше уровня земной поверхности); 23-26 - месторождения и рудопроявления золота Кевактинской (23), Бодайбинской (24), Дальнетайгинской (25) и Додыхтинско-Уряхской (26) обстановок; 27-34 - месторождения и перспективные рудопроявления: 27 - железистых кварцитов, 28 -свинца и цинка, 29 -слюды мусковита, 30 -магнезита, 31 -ниобий-фосфор-редкометальные, 32 -урана, 33 - олова, 34 - вольфрама.

Цветными скобками над разрезом и римскими цифрами обозначены структурно-вещественные обстановки формирования золоторудных объектов: I - складчато-разрывных пограничных (фундамент-чехол) комплексов, II - линейных складчато-разрывных комплексов, III - линейных складчатых комплексов, IV - складчато-разрывных «пришовных» комплексов.

рудных тел (Докембрий…, 1995), а границы перспективных металлогенических единиц определяются областью проявления рудогенных процессов этого этапа.

Структурные и магматические факторы. Эта группа факторов весьма обширна и разнорангова. Часто именно они определяют границы выделенных рудных районов и рудных узлов (рис. 1). Основные структурные элементы БППр (антиклинорий, синклинории и т.д.), согласно современным представлением о металлогеническом районировании (Кривцов, 1989; Гусев и др., 2002), обусловливают границы металлогенических зон и рудных районов.

Границы рудных узлов с золоторудной минерализацией определяют структуры второго порядка - рудоконтролирующие зоны продольных (для линейной складчатости) разломов фундамента - участки их деформации или узлы их пересечения с секущими разломами, зоны влияния (в РТ-условиях зоны хлорита) интрузий конкудеро-мамаканского комплекса и реоморфических гранитных куполов.

Для рудных полезных ископаемых, связанных с гранитоидами конкудеро-мамаканского комплекса, определяющими структурами для рудных узлов являются надинтрузивные и контактовые зоны, секущие позднемагматические разломные зоны, провесы кровли и крупные ксенолиты вмещающих пород. Для верхнерифейского оловянного и вольфрамового оруденения рудные узлы локализуются в пределах разломных зон, контролирующих и гранитоидный магматизм этого возраста (рис. 3).

Металлогеническое районирование в БППр осуществлялось, таким образом, не только исходя из расположения установленных проявлений и месторождений рудных полезных ископаемых, но и, главное, из распространения установленных факторов латерально-вертикальной металлогенической зональности - то есть значительная часть металлогенических единиц по существу являются прогнозными. В БППр нами выделены рудные районы и рудные узлы. Многие из них характеризуются наличием комплексного оруденения - совмещением в пространстве различных руд. Это обусловлено как связью их с долгоживущими рудоконтролирующими структурами, которые меняют во времени металлогеническую специализацию или в их пределах в пространстве меняются РТ-условия формирования рудной минерализации, так и зональностью рудообразования.

Оконтуривание рудных районов осуществлялось, прежде всего, на основе анализа распространения на площади тех или иных факторов металлогенической зональности, то есть определялись границы возможного комплексного рудообразования. Выделение рудных узлов осуществлялось в пределах структур, контролирующих различные руды, с учетом поисковых признаков (при достаточной изученности). Всего выделено 15 рудных районов, в пределах которых определено 30 наиболее изученных рудных узлов (рис. 1).

ГЛАВА 2. ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ ЗОЛОТОРУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ И ПРОЯВЛЕНИЙ

Второе защищаемое положение: Основная золоторудная минерализация Байкало-Патомской провинции сформировалась в структурно-вещественных обстановках, различающихся приуроченностью оруденения к стратоуровням флишоидных углеродистых толщ, положением в геологических структурах региона, а также характером проявления складчатости, метаморфизма, гранитообразования и метасоматоза. Эти обстановки отвечают следующим сочетаниям геологических образований:

- складчато-разрывных пограничных (фундамент-чехол) комплексов в породах раннепротерозойского фундамента и раннерифейских отложениях на периферии реоморфических гранито-купольных структур;

- линейных складчато-разрывных комплексов в верхнерифейско-вендских толщах с проявлением регионально-метаморфических, тектонических и вещественных преобразований на периферии гранито-гнейсовых куполов, в надинтрузивных и околоинтрузивных зонах палеозойских гранитных массивов;

- линейных складчатых комплексов в среднерифейских и средне-верхнерифейских отложениях в надкупольных зонах реоморфических гранитоидных куполов;

- складчато-разрывных «пришовных» комплексов в среднерифейско-вендских отложениях и палеозойских гранитоидах в зоне деформаций в связи с глубинным разломом, разделяющим структуры Байкало-Патомской провинции и Байкало-Муйского пояса.

Различие обстановок формирования золотого оруденения БППр обусловлено его приуроченностью к тем или иным стратоуровням размещения (из двенадцати установленных - от раннего протерозоя и раннего рифея до венда включительно), положением в геологической структуре региона, характером проявления процессов складчатости, метаморфизма, гранитообразования и спецификой проявления рудноподготовительного и рудного метасоматоза (рис. 3).

Выделение различных обстановок основывается, прежде всего, следующих параметрах:

- приуроченностью к тем или иным уровням рифейско-вендского разреза или другим вмещающим породам;

- расположением в различных структурно-фациальных зонах рифейско-вендского седиментационного этапа (грабен-структуры, различные части континентального склона);

- положением в сформированных в результате рифейско-палеозойского тектоно-магматического цикла основных структур региона - антиклинория, синклинориев, пограничных вертикальных (граница фундамент - чехол) и горизонтальных структур.

Соответственно, эти участки различаются между собой характером проявления деформаций фундамента и складчатого чехла, метаморфизма, эффузивного и интрузивного магматизма.

Выделение разных обстановок формирования золотого оруденения позволяет впервые обосновать перспективность значительной территории БППр на выявление промышленных месторождений рудного золота и определить специфику проведения прогнозных и поисковых работ в их пределах.

2.1 Обстановка складчато-разрывных пограничных (фундамент-чехол) комплексов

Особенностью этой обстановки является приуроченность ее рудных объектов либо к породам фундамента в непосредственной близости к нижней «поверхности рифейского чехла (Тонодский, Верхне-Ленский рудные районы - месторождения Чертово Корыто, Миндей-Кулькуттинский рудный узел), либо к породам основания рифейского чехла (Нечерский рудный район - месторождение Ходоканское). Располагаются на периферии реоморфических гранитных куполов. Подобные объекты некоторыми исследователями относятся к месторождениям «типа несогласия».

Установлено оруденение жильно-прожилкового и прожилково-вкрапленных типов. Наиболее изученными объектами этого типа являются месторождения Чертово Корыто и Ходоканское, характеристика которых приведена в главе.

2.2 Обстановка линейноскладчато-разрывных комплексов

Эта обстановка свойственна золоторудным месторождениям и проявлениям Бодайбинского и Синюгинского рудных районов, расположенных в Мамско-Бодайбинском синклинории. Бодайбинский рудный район является наиболее изученным и вмещает большинство известных месторождений золота, в том числе крупнейшее в России - Сухой Лог. рифейский коллизионный золоторудный месторождение

В Бодайбинском рудном районе оруденение установлено в породах бужуихтинской, хомолхинской, имняхской, аунакитской и догалдынской свит. Имеются предпосылки выявления оруденения в бугорихтинской и илигирской свитах (табл. 1). В период рифейско-вендского осадконакопления эта территория развивалась унаследовано - отложения формировались в условиях континентального склона пассивной окраины или задугового бассейна. В связи с этим они характеризуются относительно повышенной углеродистостью. От других эта обстановка отличается проявлением высокотемпературного регионального метаморфизма и гранито-гнейсового куполобразования, наличием многочисленных слабо эродированных интрузий гранитоидов конкудеро-мамаканского комплекса и их надинтрузивных зон.

Оруденение представлено жильно-прожилковым и прожилково-вкрапленным типами руд. Известные в настоящее время месторождения рудного золота сосредоточены в нескольких рудных узлах: Кропоткинском (Сухой Лог, Вернинское, Невское), Хомолхинском (Высочайшее), Мараканском (Ожерелье, Ыканское), Тунгусском (Светловское рудное поле), Артемовском (Кавказ, Копыловское, Догалдынская жила). Характеристика этих объектов приведена в главе.

2.3 Обстановка линейноскладчатых комплексов

Эта обстановка свойственна Нечеро-Жуинскому рудному району, выделенному в пределах Байкало-Патомского синклинория и перекрытой рифейскими отложениями части Чуйско-Нечерского антиклинория.

Эта территория и, соответственно, рассматриваемая обстановка золотого рудообразования приурочена к околошельфовой (относительно более мелководной) зоне континентального склона при рифейско-вендском осадконакоплении. При линейном складкообразовании здесь сформирована «однопорядковая» складчатость, представленная складками второго порядка, осложненными только мелкими формами. Кроме складок характерными элементами структуры этой территории являются продольные флексуры и поперечные перегибы зеркала складчатости, формирующие "структурные ступени" (Иванов, 1984; Иванов, Рязанов, 1992; Докембрий…, 1995). Они фиксируют уступы в поверхности раннепротерозойского фундамента, обусловленные крупными разрывными нарушениями с вертикальной амплитудой перемещений, близкой к амплитуде этих структур. Эти разломы в пределах зоны однопорядковой складчатости формируют продольную и поперечную относительно складчатости сеть, "нарезая" блоки с различным положением зеркала складчатости. Внутри блоков шарниры складок субгоризонтальны, тогда как на их границах в зонах поперечных перегибов зеркала складчатости погружаются под углами до 10-20°. Морфология линейных складок значительно меняется по простиранию.

Резким отличием этой обстановки от других является и отсутствие на уровне денудационного среза интрузий гранитоидов и гранито-купольных структур. Они здесь предполагаются на значительной глубине, на уровне земной поверхности выявляются по характерным кольцевым структурам.

Здесь установлены рудопроявления золота кварцевого типа в Баллаганахском (Георгиевское), Туюкано-Илигирском (Гольцовое) и Нирундинском (Петровское) рудных узлах и нами прогнозируются промышленные месторождения золота в пределах выделенных рудных перспективных узлов.

2.4 Обстановка складчато-разрывных «пришовных» комплексов

Эта обстановка выделена в участках, где образования Мамско-Бодайбинского синклинория располагаются среди гранитоидов Ангаро-Витимского батолита, граничащих через Право-Мамаканский глубинный разлом с образованиями Байкало-Муйского (Додыхтинско-Уряхский рудный район).

Эта территория отличается от остальных обстановок прежде всего приуроченностью в период рифейско-ранневендского осадконакопления к наиболее глубоководной части континентального склона. В верхнем венде эта территория была наиболее приближена к островодужным постройкам и к Байкало-Муйскому поясу, где в это время начались коллизионные процессы, протекали деформационные и метаморфические процессы, формировались интрузии, в том числе гранитоидные.

Здесь также раньше территорий других обстановок золотого рудообразования начались деформации коллизионного этапа развития БППр, а при батолитовом гранитообразовании (конкудеро-мамаканский комплекс) эта территория оказалась «внутри» его.

Все это обусловило особенности формирования золотого оруденения - здесь в отличие от других обстановок основными типами оказались жильный, «березитовый» (как в гранитоидах конкудеро-мамаканского комплекса, так и более древних плагиогранитах), штокверковый прожилковый в кварц-карбонатных метасоматитах и вторичных кварцитах.

Здесь выявлены рудопроявления Уряхское, Догалдынское, Джелагунское, рассмотренные в главе.

ГЛАВА 3. СТРУКТУРНО-ВЕЩЕСТВЕННЫЕ КОМПЛЕКСЫ БППр И ЭВОЛЮЦИЯ РУДОГЕНЕЗА

Третье защищаемое положение: Формирование скоплений руд золота обусловлено конседиментационными и коллизионными процессами, проявленными с различной интенсивностью в выделенных структурно-вещественных обстановках.

С конседиментационными условиями раннего рифея - венда связано накопление металлоносных золотоносных углеродистых флишоидных отложений в бассейне седиментогенеза, а с синхронными проявлениями эффузивного и интрузивного магматизма (ранний, средний и верхний рифей) ассоциируют руды Fe, Pb-Zn, Sn, W, U.

Диагенез и катагенез продуктов седиментогенеза сопровождались перераспределением продуктов (включая и золото) конседиментацинного рудонакопления.

Коллизионные кембрийско - раннекарбоновые рудообразующие процессы, связанные с этапами линейного складкообразования (кембрий-раннесилурийский), регионально-метаморфических преобразований (позднесилурийский-раннедевонский), становлением гранитоидов конкудеро-мамаканского комплекса граносиенит-диорит-гранодиорит-гранитовой формации (среднедевонский-раннекарбоновый) и реоморфических гранитоидных куполов, привели к формированию месторождений и проявлений Au, Pb-Zn, U, Fe, Sn, W, слюды-мусковита и др.

3.1 Конседиментационнные рудообразующие процессы

Рифейско-вендский седиментогенез, включающий осадконакопление и диагенез-катагенез, обусловил металлогеническую специализацию углеродистых флишоидных толщ на золото.

Осадконакопление

Рифейско-вендское осадконакопление происходило в осадочном бассейне пассивной континентальной окраины (Докембрий…, 1995). Фациальная зональность от береговой линии до континентального склона при отложении осадков определила степень их обогащения золотом.

Ранний рифей. В это время, после раннепротерозойского орогенеза и последующей стабилизации тектонического режима на территории БППр заложилась пассивная континентальная окраина. Береговые линии бассейна контролировались Акиткано-Джербинским (на западе) и Жуинским (на востоке) глубинными разломами (рис. 1, 2). Пурпольское время знаменовало начало в регионе рифейско-палеозойского осадконакопления (табл. 2) в условиях относительно «плавного» прогибания фундамента и формирования осадков каолинит-кварцевого типа при переотложении размываемых на суше продуктов выветривания (табл. 1). В наиболее глубоких участках бассейна отлагались углеродистые золотоносные глинисто-алевритовые осадки.

Медвежевское время рядом исследователей (Мац, 1966; Иванов, 1988; Гусев и др., 1988; Митрофанов, 1988; Боголепов и др., 1988 и др.) рассматривается в качестве рифтогенного этапа развития рифейской пассивной континентальной окраины, когда была сформирована система грабенов (Докембрий…, 1995). В течение всего медвежевского времени осадконакопление происходило в условиях обширного окраинно-континентального морского бассейна, береговые линии которого контролировались Акиткано-Джербинским и Жуинским глубинными разломами.

Медвежевский рифтогенез сопровождался подводной вулканической деятельностью, в процессе которой в бассейн осадконакопления поступало железо либо в растворе, либо в виде коллоидных соединений оксидов и гидроксидов. Осаждение его происходило хемогенным путем (Страхов, 1980; Петтиджон, 1981). Относительная обогащенность отложений этого возраста железом выражается как в повышенных содержаниях хлорита (за счет сингенетичных шамозита и глауконита), так и в формировании железистых кварцитов, образующих потенциально промышленные объекты в Витимском железорудном районе, Тыйском и Абчадском рудных узлах соответственно в медвежевской, тыйской, абчадской свитах (Крапивин, 1970; Шобогоров, 1977; Иванов и др., 1981; Докембрий…, 1995).

В швах магмоподводящих разломов в это время сформировались дайковые тела, дайковые пояса или зоны развития силлоподобных интрузий базитов комплекса. Углеродистые золотоносные осадки формировались на очень ограниченных относительно более стабильных участках.

Средний, поздний рифей и ранний венд. В это время на всей территории нагорья продолжал развиваться единый окраинно-континентальный бассейн в условиях пассивной континентальной окраины (рис. 2, табл. 2). Его границы в среднем рифее расширились в сторону платформы и контролировались Ленско-Нюйским и Чарским глубинными разломами (рис. 1). В позднем рифее началась миграция морского бассейна на Сибирскую платформу, которая в это время почти целиком была покрыта морем (Бобров, 1979). Фациальная зональность для всего среднерифейско-вендского времени обусловлена сменой обстановки шельфа, господствовавшей во внешней зоне региона, на обстановку континентального склона во внутренней зоне (Докембрий…, 1995). Выражена она в постепенной смене прибрежно-морских отложений (относительно более грубозернистых и светлоокрашенных терригенных пород, доломитов, в том числе строматолитовых) на все более глубоководные с увеличением роли высокоуглеродистых глинистых или (на отдельных стратиграфических уровнях) карбонатно-глинистых осадков (рис. 2). В то же время уверенно восстанавливаются участки довольно резких фациальных переходов (в том числе появление рифогенных фаций) и изменения мощностей осадков в зонах конседиментационных разломов (Докембрий…, 1995; Ручкин, Конкин, 1998 и др.), наиболее активными из которых являлись Ленско-Нюйский, Чарский, Акиткано-Джербинский, Жуинский (рис. 1, 2). Этими процессами, кроме «обычной» латеральной зональности осадконакопления, в том числе обусловлено и существование различных структурно-фациальных зон, имеющих свои местные стратиграфические подразделения (табл. 1). По швам конседиментационных разломов происходил подток рудоносных растворов непосредственно в морской бассейн, обуславливая отложение металлоносных осадков

Таблица 2 Рифейско-палеозойские (конседиментационные и коллизионные) рудоносные процессы в БППр

х Диагенез и катагенез проявился во все этапы осадконакопления; х х Возраст в млн. лет как вблизи их, так и в целом на всей территории осадконакопления (Ручкин, 1984; Кэрри, Сигурдсон, 1987; Курбанов и др., 1994; Рундквист, 1997; Ручкин, Конкин, 1998 и др.).

На фоне достаточно стабильного по условиям осадконакопления средне-рифейско - ранне-вендского этапа в позднем рифее в первой половине имняхско-никольского времени произошло временное изменение тектонического режима. Оно «зафиксировано» в осадках имняхской свиты и выразилось в появлении источника терригенного материала, расположенного южнее (Докембрий…, 1995). Установленные в южных разрезах имняхской свиты достаточно «зрелые» кварцево-слюдистые песчаники свидетельствуют о появлении с юга суши, расположенной на значительном расстоянии и на которой вскрывались кварц-содержащие породы (Докембрий…, 1995). Это был либо Баргузинский микроконтинент (Зоненшайн и др., 1990), либо, вероятнее, островная дуга, появление которой было обусловлено «кратковременной» сменой обстановки растяжения обстановкой сжатия из-за возникновения зоны субдукции в Байкало-Витимской зоне (Гусев и др., 1988; Рундквист, 1990, 1997; Конников и др., 1999 и др.). Этот рубеж (нижняя граница имняхской и итыкитской свит - табл. 1) является «реперным», фиксирующим верхнерифейский этап проявления магматизма и гидротермально-метасоматических преобразований в зонах разломных деформаций и выделенный нами в качестве этапа тектоно-магматической активизации. Возраст этого рубежа может быть достаточно уверенно определен (около 730 млн. лет) на основе изотопных датировок формировавшихся в это время магматических пород (рис. 2): в пределах БППр - гранитоидов язовского комплекса (Иванов, Рожок, 1985; Докембрий…, 1995; Ларин и др., 2006), в Байкало-Муйском поясе - гранитов и базитов муйского комплекса (Цыганков и др., 1998). В этот же период (около 700 млн. лет) формировались габбро довыренского комплекса (Рундквист, 1990; Неймарк и др., 1990).

С формирующимися в зонах глубинных разломов в породах фундамента и рифейского чехла малыми интрузиями гранитоидов язовского комплекса связано проявление гидротермально-метасоматических рудогенных процессов для олова, вольфрама, молибдена, урана, золота (Докембрий…, 1995), а с базитами и ультрабазитами довыренского комплекса - Cu-Ni проявления (Рундквист, 1990 и др.)

Процесс тектоно-магматической активизации начался, вероятно, еще в валюхтинско-хомолхинское (сеньско - верхнеголоустненско-улунтуйско - ондокско - джелагунское - табл. 1) время, характеризующееся широким проявлением свинцово-цинковой стратиформной первично-осадочной минерализации (Ручкин и др., 1975; Синчук, Кичко, 1981; Дистанов и др., 1982; Докембрий…, 1995 и др.), изотопный возраст которой (Неймарк и др., 1991) составляет 740-760 млн. лет. В этот период, очевидно, изменился состав гидротермальных растворов, поступающих в бассейн осадконакопления по конседиментационным разломам, и возросло их количество, что обусловило появление значительных концентраций рудного вещества как в зонах барьерных рифов в породах карбонатного состава, так и в наиболее глубоководных «застойных» условиях в породах углеродистой терригенно-флишоидной толщи (Ручкин, Конкин, 1998).

Поздний венд. В середине венда произошла резкая смена тектонического режима региона: растяжение сменилось сжатием и этап развития региона как пассивной континентальной окраины завершился. В БМП проявились субдукционные процессы (Гусев и др., 1988, 1992; Рундквист, 1990; Конников и др., 1999 и др.), сформировалась островная дуга, в связи с чем БППр стала развиваться как активная континентальная окраина тихоокеанского типа. В пределах Байкало-Муйского пояса проявились метаморфизм и гранитообразование (Рундквист, 1990; Конников и др., 1999 и др.) - здесь были сформированы интрузии (табл. 2) гранитоидов лесного и мало-якорного комплексов (Срывцев и др., 1992), муйских гранитов (Неймарк и др., 1995) и произошло частичное осушение его территории. С нее терригенный материал стал поступать в пределы БППр в задуговой морской бассейн, образовавшийся на месте «открытого» моря (рис. 2). В его пределах отлагались терригенные осадки (табл. 1), сменяемые в приплатформенной части терригенно-карбонатными (Дольник и др., 1986; Докембрий…, 1995; Немеров, Станевич, 2001; Хоментовский и др., 2004). Началась миграция морского бассейна на Сибирскую платформу, произошло «отмирание» Ленско-Нюйского и Чарского глубинных разломов, ранее контролирующих бассейн осадконакопления (Докембрий…, 1995).

В пределах БППр в связи с тем, что основные дислокации, связанные с субдукционноыми процессами (Конников и др., 1999 и др.), были сосредоточены в БМП, во внутренних «окраинных» частях БППр (Олокитская, Додыхтинская, Чаяндринская зоны) проявились восходящие движения, часть ранее сформированных рифейско-ранневендских отложений была выведена выше уровня моря и размыта (рис. 2). Поэтому верхневендские отложения на этих территориях залегают на нижележащих породах с размывом и угловым несогласием. При этом в Олокитской зоне метаморфические процессы захватили и породы БППр, в том числе свинцово-цинковые руды (Неймарк и др., 1991).

В целом же в пределах БППр деформации носили дискретный характер и выразились в тектоно-магматической активизации глубинных разломов. Наиболее отчетливо активизация разломов в это время установлена в породах раннепротерозойского фундамента и нижней части рифейско-вендского чехла - в Тонодском поднятии согласно изотопным исследованиям формировались оловоносные метасоматиты (Губанов и др., 1989), а в Нечерском - близкий возраст имеют золотоносные метасоматиты (Ланда и др., 2005). Вероятно, в это время проявилось и гранитообразование на глубоких горизонтах земной коры - в палеозойских гранитоидах Константиновского массива установлены цирконы с возрастом 613-648 млн. лет (Неймарк и др., 1993).

Золотоносность флишоидных углеродистых отложений

Золото и другие элементы. Вопросы металлоносности флишоидных углеродистых отложений достаточно хорошо разработаны и большинство исследователей считает, что их обогащение в процессе осадконакопления происходило в результате подтока рудоносных растворов непосредственно в морской бассейн по швам конседиментационных разломов, обуславливая отложение металлоносных осадков как вблизи их, так и в целом на всей территории осадконакопления (Ручкин, 1984; Кэрри, Сигурдсон, 1987; Курбанов и др., 1994; Рундквист, 1997; Ручкин, Конкин, 1998 и др.). Обогащение пород золотом в осадочном процессе обосновывается многими авторами (Нарсеев и др. 1984, 2001; Курбанов 1999; Константинов, 1988, 1991; Ермолаев и др., 1999; Сафонов, 2006 и др., Юдович, Кетрис, 1988 и др.). М.М. Константинов (2008) провел анализ этих материалов и выделил несколько групп золотоносных формаций. В условиях пассивной окраины это группы формаций шельфа (шельфовая) и континентального склона (турбидитовая и флишоидная). Согласно исследований Я.Э. Юдович (2009), сингенетичное накопление золота в черных сланцах на аномальном уровне могло быть гидрогенным, терригенным или вулканогенным.

Применительно к рассматриваемому региону ситуация не совсем определенная. По данным С.Д. Шера (1984), в БППр осаждение золота при седиментации происходило в резко восстановительных условиях, а его повышенные содержания связаны с участками выделения глобулярного пирита. Подобной точки зрения придерживаются и многие другие исследователи (Буряк, 1997; Гапон, Гапеева,1969; Гапеева, 1971; Коткин, 1984; Немеров, 1989; Вуд, Попов, 2006 и др.). По данным В.А. Буряка (1997, с. 51), содержания золота в углеродистых сланцах и алевролитах составляют 2-4 мг/т золота в «безпиритовых» разностях и 3-8 мг/т в содержащих рассеянную вкрапленность пирита.

По данным других исследователей средние содержания золота в углеродистых породах более высокие - 7,5 мг/т (Юдович, 2009) или даже 12,2 - 14,7 мг/т (Нарсеев и др., 1996). И по мнению Я.Э. Юдович (2009) к золотоносным можно относить только черные сланцы, содержания золота в которых составляют более 35 мг/т. В БППр относительную обогащенность золотом высокоуглеродистых пород не удается доказать и площадными геохимическими методами (поисками по вторичным ореолам рассеяния - ВОР) из-за недостаточной чувствительности на этот элемент применяемых при производственных работах массовых спектральных анализов. В то же время по некоторым другим элементам (молибден, бор) наиболее высокоуглеродистые толщи БППр (вачская и аунакитская свиты) по материалам ВОР выделяются резким повышением фоновых содержаний (Иванов, 2004).

И все же, исходя из фактов установленной приуроченности проявлений золоторудной минерализации к углеродистым песчано-сланцевым и карбонатно-сланцевым пачкам пород (табл. 1), наличия в этих толщах сингенетичного золотоносного сфероидального пирита (Шер, 1984; Вуд, Попов, 2006 и др.), а также имеющихся геохимических материалов по другим регионам, мы считаем, что обогащение золотом углеродистых пород в осадочном процессе было проявлено. А так как, в «глубоководной» части шельфа, на континентальных склоне практически в течение всего рифейско - вендского периода осадконакопления формировались углеродистые отложения, то все они принципиально благоприятны для образования золоторудной минерализации при последующих гидротермально-метасоматических процессах. Свидетельством в пользу такой точки зрения является факт приуроченности золоторудных месторождений и рудопроявлений в БППр к различным стратиграфическим уровням от раннего рифея до позднего венда (табл. 1, рис.2).

Важным в этой связи представляется выделение стратиграфических уровней, где процесс седиментационного обогащения золотом был интенсивнее относительно других. Выделение таких уровней, как это показано В.А. Нарсеевым, Н.К. Курбановым, М.М. Константиновым и др. (1989), может иметь большое значение при прогнозировании золоторудных месторождений - в их пределах, при прочих равных условиях (проявлении последующих золотоносных процессов), образование промышленных месторождений более вероятно.

Повышенная золотоносность углеродистых флишоидных формаций может быть связана с конседиментационным проявлением магматизма (как толеитового основного, так среднего и кислого) как непосредственно в пределах пассивной окраины, так и на сопредельных территориях единого морского бассейна.

В течение рифейско-вендского осадконакопления проявления базитового толеитового эффузивного и интрузивного магматизма установлены:

- в раннем рифее в медвежевское время (эффузивы медвежевской свиты);

- в конце среднего - начале позднего рифея в бужуихтинское время - ультрабазиты доросского комплекса (Докембрий…, 1995), базальты нюрундуканской толщи (Неймарк и др., 1995);

- в верхнем рифее в хомолхинское время - базальты ондокской и джелагунской свит (Ручкин, Конкин, 1998), базит-ультрабазитовые интрузии довыренского комплекса (Рундквист, 1990), гранитоиды язовского комплекса (Докембрий…, 1995; Ларин и др., 2006);

- в раннем венде в аунакитское время - базиты чая-нюрундуканского (Конников и др., 1999) или чайского (Рундквист И.К. и др., 1992) комплекса;

- в верхнем венде в догалдынское время - гранитоиды малоякорного, лесного, муйского комплексов (Срывцев и др., 1992; Булдыгеров и др., 1995; Неймарк и др., 1995).

В медвежевское время углеродистые глинистые и песчано-глинистые осадки формировались в ограниченных объемах, в связи с чем эта свита не является особо перспективной на выявление золоторудных месторождений. А бужуихтинская, хомолхинская, аунакитская, догалдынская свиты и их возрастные аналоги являются наиболее благоприятными для формирования промышленных месторождений золота (табл. 1).

Следует отметить, что хомолхинское время, выделяющееся накоплением значительных осадочных концентраций свинца, цинка и фосфора, поступающих с гидротермальными растворами по конседиментационным разломам, по-видимому, особо благоприятно для образования пород с повышенной золотоносностью. Сформированные в это время в северной части БППр углеродистые осадки хомолхинской свиты вмещают гигантское месторождение рудного золота Сухой Лог, месторождение Высочайшее и часть рудных зон Светловского рудного поля.

Диагенез и катагенез

Вопросы диагенеза и катагенеза морских осадков изучаются длительное время, в том числе с использованием данных глубокого бурения (Страхов, 1960; Петиджон, 1981; Лидер, 1986 и др.). М.Р. Лидером (1986) выделено шесть зон преобразования осадка в породу, из которых первые четыре (до глубины 2,5 км) представляют диагенез, пятая (2,5 - 7 км) - катагегез, в шестой зоне (свыше 7 км) начинаются низкотемпературные метаморфические преобразования пород. Дегидратация пород (выжимание поровых вод), по его мнению, в основном происходит до глубины 2,5 км, где пористость пород уменьшается до 21 %. Минеральные преобразования до глубины 100 м (зоны 1 и 2) выражаются в формировании новообразований минералов (в том числе конкреционных их форм) - пирита, кальцита, доломита, возможно фосфатов. В третьей зоне (глубина до 1 км) формируются высокожелезистые карбонаты (кальцит, доломит, анкерит, сидерит), в четвертой зоне (до 2,5 км) - сидерит. В пятой зоне, где диапазон температур составляет 70 - 1900 С, происходит дегидратация глинистых минералов.

Таким образом, очевидно, что процессы диагенеза и катагенеза значительно растянуты во времени и осадки верхнего венда, по существу, были окончательно литифицированы уже в условиях начинающихся складчатых деформаций в коллизионный этап.

Важными вопросами являются вопросы перераспределения рудных элементов в процессе диагенеза и катагенеза. По мнению Н.М. Страхова (1960) и Ф.Д. Петтиджона (1981) основные глинистые минералы не претерпевают заметных преобразований, некоторые обломочные зерна (полевые шпаты и т.п.) могут изменяться с образованием по ним вторичных глинистых минералов. При диагенезе, особенно в его первые стадии, происходит перераспределение некоторых элементов внутри пластов или в соседние пласты с формированием конкреций. Н.М. Страхов (1963) считает, что диагенез «оформляет» минералого-петрографические признаки любого высокопроцентного накопления, катагенез только продолжает эти изменения. С точки зрения концентрирования рудного вещества при диагенезе он выделяет три группы. Первая группа накоплений (в нашем регионе - железистые кварциты) создана целиком в осадочном процессе. Вторая группа (фосфориты, вкрапленные руды свинца и цинка) характеризуется облагораживанием руд с возникновением повышенных концентраций рудного компонента. Третья группа представляет собой диагенетические руды, примером которых являются сидеритовые руды, образующиеся в результате привноса в рудный слой вещества из соседних по горизонтали и (или) вертикали слоев. То есть значительной миграции рудных элементов (не рассматривается уран) не происходит. О изохимическом характере минеральных изменений пишет Ф.Д. Петтиджон (1981, с. 350). Аналогичные описания приводит М.Р. Лидер (1986).

В БППр установлено, что в железистых кварцитах сколь-либо заметное перераспределение минералов железа отсутствовало (Докембрий…, 1995), свинец и цинк перераспределялись только в пределах рудоносных горизонтов (Ручкин, Конкин, 1998; Дистанов и др., 1982; Докембрий…, 1995). Фосфориты также локализованы в определенных фосфатоносных горизонтах, в пределах которых и перераспределялись в процессе диагенеза.

Золото в черных сланцах связано с углеродистым веществом (Ермолаев, 1999; Развозжаева и др., 1981, 2002, 2005) или сульфидами (Буряк, 1997) и в процессе катагенеза и метаморфизма, по мнению этих исследователей, может легко мигрировать. В то же время, по мнению Н.П. Ермолаева и др. (1999), в дометаморфических условиях происходит внутрислойное перераспределение компонентов породы и происходит предрудная стадия концентрирования благородных металлов. По нашему мнению, этот вопрос в регионе требует дополнительного изучения с учетом проявления интенсивных деформаций и гидротермально-метасоматических процессов в золотоносных частях региона.

3.2 Коллизионные рудообразующие процессы

В коллизионный период, основные события которого происходили в течение кембрия - раннего карбона, была в основном сформирована современная структура региона (табл. 2). Процесс осуществлялся в условиях столкновения Сибирского континента с Баргузинским микроконтинентом (Зоненшайн и др., 1990) или Хамардабано-Баргузинским блоком (Гусев, Хаин, 1995). Он состоял из трех основных этапов, последовательно сменявших друг друга - линейной складчатости (кембрий - ранний силур), регионального метаморфизма и купольной складчатости (поздний силур - ранний девон), становления «батолитовых» гранитоидов (средний девон - ранний карбон).

Кембрий - ранний силур. На фоне нарастания субдукционных и коллизионных процессов в зоне БМП (Кузьмин и др., 2006), где в это время уже начался орогенез и формировались баргузинские граниты, кислые вулканиты падринской свиты, габброиды витимского комплекса (Неймарк и др., 1993; Срывцев и др., 1992; Булдыгеров и др., 1995), в обстановке тангенциального сжатия происходила миграция деформационных процессов с юга на север и северо-запад на территорию БППр («бывшей» пассивной континентальной окраины). В ее пределах в начале этапа в мелководных условиях еще продолжалось терригенно-карбонатное осадконакопление (Беличенко, 1977), граница которого также постепенно мигрировала на север и северо-запад в сторону платформы.

Тангенциальное сжатие, проявленное в верхней части земной коры, обусловило активизацию конседиментационных разломов, линейное складкообразование рифейско-вендских отложений БППр (чехол складчатой области) и одновременные деформации дорифейского фундамента (Иванов, 1981, 1984, 1992, 1995). В первую половину силура складчатость еще не «достигла» внешних окраин региона, где в мелководных условиях вплоть до раннего силура продолжалось карбонатно-терригенное осадконакопление (Малич, 1975; Беличенко, 1977).

В условиях общего тангенциального сжатия во входящем угле складчатой области в платформу на уровне фундамента складчатой области произошла переориентировка максимальных сжимающих напряжений в веерообразную систему. При этом активизировались более древние разломы фундамента и в северной части региона сформировалась дугообразная система разломов. В результате произошла деформация фундамента и чехла, сформировались дугообразные в плане линейные складки, антиклинорий и синклинории (Иванов, 1981, 1984).

Значительную роль в "сокращении пространства" играла дискретная пластическая деформация в зонах продольных разломов (Иванов, 1984; Иванов, Рязанов, 1992; Докембрий…, 1995), выразившаяся в формировании в фундаменте и чехле зон рассланцевания. Эти структуры являлись наиболее проницаемыми для глубинных флюидов и гидротерм (Летников, 1999), что приводило к формированию в РТ-условиях «зоны хлорита» зон железо-магнезиально-кальциевого карбонатного метасоматоза (бурошпатизации) с повышенной золотоносностью бурых шпатов (Иванов, 2004). Изотопный возраст таких метасоматитов в БППр определен в 439-447 млн. лет (Лаверов и др., 2000; Ланда и др., 2005; Чугаев, 2007; Русинов и др., 2008). Одновременно с золотом, по данным ряда исследователей (Развозжаева и др., 2002; Дистлер и др., 2004; Митрофанов, 2006 и др.), происходило обогащение углеродсодержащих метасоматитов металлами платиновой группы.

Во внешней зоне БПС, где вскрываются неметаморфизованные породы верхней части чехла, в зонах глубинных разломов формировались зоны трещиноватости и дробления, в которых при гидротермальных низкотемпературных процессах происходила частичная мобилизация и переотложение первично-осадочных концентраций рудных компонентов с формированием полиметаллического оруденения и магнезитовых тел (Докембрий…, 1995).

Поздний силур - ранний девон. Поступление мантийных гранитизирующих флюидов по главнейшим поддвигам (Докембрий…, 1995) МБС привело к формированию в породах раннепротерозойского фундамента и рифейско-вендского чехла гранито-гнейсовых куполов с линейно-дискретным характером распространения, высокотемпературным метаморфическим преобразованиям пород. Увеличение объема при гранитизации приводило к «дефициту масс», (Летников, 1999; Летников и др., 2000; Салоп, 1967; Шаров и др., 1978) и проявлению купольных деформаций в «зоне влияния» всплывающего купола. Это привело к деформации линейных складок, искривлению их осевых поверхностей и шарниров. Изограды регионального метаморфизма на периферии гранито-гнейсовых куполов заняли секущее положение к осям линейных складок (Докембрий…,1995). Возраст этого процесса определяется изотопными датировками синметаморфических плагиопегматитов в 405-430 млн. лет и данными Н.М. Чумакова о том, что в тяжелой фракции терригенных пород среднего девона Вилюйской синеклизы, источником материала для которых являлся рассматриваемый регион, представлен комплекс метаморфических минералов - гранат, амфибол, ставролит (Докембрий…, 1995). То есть на рубеже 390 млн. лет уже происходил размыв регионально-метаморфизованных пород. В БМП в это время формировались тоналит-плагиогранит-гранодиоритовые плутоны (Неймарк и др., 1993).

При метаморфизме гематитовых железистых кварцитов это привело к формированию промышленно значимых магнетит-гематитовых и гематит-магнетитовых кварцитов. Метаморфизм зон золотоносных метасоматитов привел к высвобождению золота, его укрупнению и частичному перераспределению.

Изменение состава флюидов в регрессивно-метаморфический этап привело к проявлению в зонах корово-мантийных разломов углекислого метасоматоза с формированием карбонатитов (Летников, 1999) с ниобий-фосфор-редкоземельной минерализацией (Черников и др., 1994; Докембрий…, 1995; Конев и др., 2005).

В наиболее высокотемпературных частях гранито-гнейсовых куполов формировались мусковитоносные плагиопегматиты (Докембрий…, 1995).

Средний девон - ранний карбон. В пределах БППр завершающий этап орогенеза происходил «на спаде» регионального метаморфизма при формировании Ангаро-Витимского гранитоидного батолита (Кузьмин и др., 2006), интрузии северной и северо-западных частей которого (конкудеро-мамаканский комплекс) внедрялись на ее территории. Металлогеническая специализация гранитоидов конкудеро-мамаканского комплекса на Au, Sn, W, Mo обусловило формировалось минерализации этих элементов (Иванов, 1984, 1987; 2008; Иванов, Страхова, 1988, 1989; Докембрий…, 1995).

Возраст рудоносных гранитоидов конкудеро-мамаканского комплекса определен многочисленными изотопными датировками, дающими в пределах БППр среднее значение в 320 млн. лет (Рундквист, 1990, 1997; Неймарк и др., 1993; Докембрий…, 1995). Возраст секущих гранитоиды и золотоносные кварцевые жилы (Ленский…, 1971) лампрофиров определен в 313 млн. лет (Рундквист, 1990; Неймарк и др., 1993). Возраст золотоносных кварцевых жил определен в 321 млн. лет (Русинов и др., 2008).

Становление гранитоидов в БППр также было достаточно длительным (390-320 млн. лет), в связи с чем и гидротермально-метасоматические процессы проявлялись в течение всего этого периода. В это время (377-385 млн. лет) происходила переработка раннепротерозойских урановых руд (Голубев, Макарьев, Былинская, 2008), продолжалось (365-380 млн. лет) формирование золотоносных околорудных метасоматитов (Вилор и др., 1991).

В породах раннепротерозойского фундамента во внешней метаморфической зоне в процессе привноса глубинных гранитообразующих флюидов сформировались «глубокие» очаги конкудеро-мамаканских гранитоидов и «над ними» проявились процессы реоморфизма гранитов фундамента с регенерацией (Летников, 2000) раннепротерозойских гранитных куполов. Они обусловили купольную деформацию вмещающих пород и проявление гидротермально-метасоматических процессов в их «гидро-термальных» ореолах, особенно интенсивное под «экраном» рифейских отложений в раннепротерозойских породах и в породах основания рифейского чехла (пурпольская и медвежевская свиты). В результате в зоне «несогласия» в пределах ранее сформированных рудоконтролирующих структур были сформированы месторождения золота и урана (рис. 3, табл. 2).

ГЛАВА 4. СТАДИЙНОСТЬ И ОСОБЕННОСТИ ЗОЛОТОГО РУДООБРАЗОВАНИЯ

Четвертое защищаемое положение: Сочетания коллизионных и конседиментационных процессов определяют полигенность и полихронность золоторудных объектов, а также - масштабы и качественные характеристики продуктов рудогенеза.