Физико-геологические модели формирования рудоносных систем юга Дальнего Востока России

^{Петрофизические барьеры} рудоотложения определяют морфологию рудных тел. При локальном прогнозировании большое значение придается физико-механическим свойствам пород и палеотектоническим полям напряжений. Не вдаваясь в описания широкого спектра пород, можно выделить для всех рудных районов независимо от типа и масштабов рудного процесса, четыре типа структурно-петрофизических барьеров (рис. 3-6). К первому типу следует отнести наличие в верхней части разреза прочных, плотных, слабо пористых пород, являющихся своеобразной покрышкой-барьером в форме горизонтальных слоев, горизонтов. Типичным примером этого типа структурного барьера в Комсомольском оловорудном районе являются породы амутской свиты, представленные андезитами и их туфами. Подстилающие породы холдоминской свиты, сложенные конгломератами, туфоконгломератами, туфопесчаниками, представляют собой по физико-механическим свойствам благоприятную среду для рудоотложения. Второй тип барьеров имеет противоположное сочетание. Верхняя часть разреза более пористая и проницаемая для гидротермальных растворов по сравнению с нижней частью разреза. На границе этих двух петрофизических групп пород происходит резкое падение давления флюидной и газовой фаз, и выпадение из раствора рудного вещества. Третий тип рудовмещающего разреза характеризуется сравнительно однородным литологическим составом, но имеет резко выраженную анизотропность пород. Этот тип петрофизического барьера характерен для многих золоторудных, оловорудных, железорудных районов. Наиболее ярко этот тип барьеров проявлен в Комсомольском, Хинганском оловорудных, Верхне-Селемджинском, Уркиминском золоторудных районов, где он выражен в эшелонированных тектонически ослабленных зонах. Условия рудообразования здесь происходили в зонах контрастных смен петрофизических параметров, пористости, микротрещиноватости, морфологии пор и др. Четвертый тип петрофизических барьеров - это латеральные и вертикальные неоднородности, особенно характерные для вулканических образований. Эти барьеры в большей степени контролируют вкрапленные рудообразования, о чем свидетельствует наличие неравномерной сульфидной, главным образом, пиритовой минерализации в пределах Амутской, Хинганской, Хаканжинской, Покровской и др. ВТС.

^{Геодинамические барьеры (рис. 7-8) связаны с активными тектоническими процессами, которые определяют масштабы и темп перемещения минерального вещества и растворов (Копылов,2007; Старостин, 1990). Движущей силой служит избыточное давление во флюидной фазе, которое приводит к отгонке минерализованных растворов в трещинные зоны. Геодинамические барьеры (растяжения, сжатия и смешанные) образуются при двух тектонических режимах: растяжения и сжатия. Для условий растяжения характерно возникновение складок поперечного изгиба при вертикальных блоковых движениях. Сжимающие условия в этом случае ориентированы вертикально и веерообразно расходятся в стороны от положения оси нагрузки. Первый тип геодинамического барьера особенно характерен для зон минерализации Хинганского, Баджальского, Березитового и др. рудных районов (Копылов, 2007).}

В общем случае подобные барьеры рудоотложения имеют место в рудных полях, не только в оловорудных, золоторудных, но и других районов, связанных с интрузивными и субвулканическими телами. Для барьеров второго и третьего типов характерно изменение физико-механических свойств в широком диапазоне. Наиболее оптимальными петрофизическими характеристиками для барьеров будут толщи, сложенные вулканическими образованиями мела с хрупкими и слабопластическими свойствами. Динамика интрузивно-купольных и очаговых структур и связанных с ними геодинамических барьеров проанализирована автором в Комсомольском рудном районе, по данным ДП масштаба 1:10000. По результатам анализа зон развития трещиноватости четко выделяется Амутская очаговая структура, Силинская, Капральская, Пурильская, Элиберданская интрузивно-купольные структуры. В пределах выделенных структур низкими значениями сопротивлений фиксируются барьеры растяжения, выраженные ослабленными тектоническими зонами концентрической конфигурации и радиальными разломами. Наиболее четко в поле с_к фиксируются зоны растяжения концентрического характера в виде концентров, указывающих на многоэтапность происходящих подвижек.

^{Барьеры летучих возникают с момента кристаллизации интрузии. На ее основании, оставшиеся ниже летучие в ходе дальнейшей кристаллизации в основном своем объеме будут отжиматься в глубинные части интрузии, создавая ниже еще одну зону низкотемпературных расплавов (Таусон, 1977). В нижнем очаге низкотемпературных расплавов уровень концентрации фтора, воды и летучих и связанных с ними редких элементов, вероятнее, будет ниже, чем в верхнем очаге, куда летучие частично будут поступать снизу, через барьер зоны начальной кристаллизации.}

^{Гравитационно-сегрегационные барьеры возникают при сингенетическом образовании руд. Скопление минералов на ранней стадии кристаллизации магм происходит по размерности, по плотности и форме частиц. Возникновение барьера происходит за счет разности скорости движения растворов, разности температур образования минералов, и соответственно вязкости растворов. Наиболее тяжелые рудные частицы под действием сил гравитации опускаются в нижние части пластовых рудных тел. Литостатические барьеры давления играют весьма существенную роль при образовании и размещении метасоматических пород и руд. Установлено, что породы на глубинах 1-6 км (глубины формирования месторождений), находятся в напряженном состоянии под влиянием давления вышележащих толщ и остаточных деформаций. Так, по данным экспериментальных исследований автора (на пластах глин и 10 -20 листах бумаги при сдавливании), в антиклинальных структурах величина напряженного состояния пород гораздо меньше по сравнению с крыльями сладок. Давления среди горизонтальных слоев сильнее, чем среди крутопадающих.}

^{При стратиформном образовании руд (Fe, Ni, Pb, Zn, Cu) их отложение происходит на барьерах окислительно-восстановительного типа за счет разности потенциала. Главным окислителем является вода, так как при большом количестве воды прекращается кристаллизация пироксена и возможно выпадение меди, железа и других минералов.}

^{Окислительный барьер образуется при значительном доступе кислорода, за счет поступления вадозных вод. Пропилитизированные породы резко отличаются от биотитизированных роговиков и биотитизированных пород, хлорит-серицитовых метасоматитов более значительным уровнем окисления железа. Благодаря этому на границе вышеперечисленных метасоматически измененных пород создается окислительный геохимический барьер, благоприятствующий распаду комплексных соединений золота, олова и осаждению руд.}

^{Электрохимические барьеры} образуются в области электрических полей, которые участвуют в перемещении заряженных частиц и накоплении их на соответствующих полюсах поля. Накопление элементов может происходить в пределах локальных областей - полюсов, а также на всех вышеперечисленных барьерах, усиливая это накопление за счет энергии электрического поля.

^{Среди локальных электрических полей (ЕП) автор (Копылов,2010) выделяет гальванические, фильтрационные, диффузионно-адсорбционные барьеры. Гальванические электрические поля образуются на границе раздела электронных проводников с жидкой фазой. Различие в величине скачка электродного потенциала в различных частях электронного проводника приводит к возникновению градиента потенциала. В качестве электронных проводников в земной коре могут быть графитизированные, углистые породы, магнетитовые, пиритовые, пирротиновые и другие сульфидные образования. В основу решения теоретических вопросов при исследовании электрохимических барьеров положена теория явления вызванной поляризации, диффузионных потенциалов и электрохимических процессов (Гольдберг, 1988). Описание физико-химических процесссов в горной породе базируется на принципах, разработанных в коллоидной химии, электрохимии и физике твердого тела.}

^{Изучение характера электрохимических барьеров автором проводилось при постановке метода диффузионного потенциала (МДИ), сущность которого заключается в том, что на границе двух сред возникает диффузионный потенциал (ДП) за счет разницы коэффициентов диффузии. К настоящему времени в геофизической литературе нашли отражение ряд теорий и гипотез объясняющих электрохимическую активность горных пород на основе рассмотрения диффузионных и мембранных потенциалов, деформации двойного электрического слоя, поверхностной поляризации глинистых частиц (Геннадик, 1974). В зарубежной литературе принято поляризуемость ионопроводящих пород объяснять «мембранными потенциалами», суть которых состоит в выносе из активных зон (мембраны-диффузная часть двойного электрического слоя) ионов и скопления их у мембран. Влияние электроосмоса на электрохимическую активность пород впервые отмечено А.С. Поляковым (1951), который указывал на возможность появления свободных зарядов в области резкого изменения скорости электроосмотического течения жидкости. Деформация двойного электрического слоя заключается в сносе с поверхности зерен диэлектрика из диффузионной части двойного электрического слоя катионов и скопление электрических зарядов за зерном.}

^{Статические и динамические барьеры.} Во многих случаях барьеры не являются фиксированными, а передвигаются, в связи с этим следует различать два типа барьеров - фиксированные (статические) и подвижные (динамические). У фиксированного барьера пространственное положение не изменяется за весь период его существования. Динамический барьер образуется вместе с движущимся потоком. Так при остывании гидротермальных магматических растворов возникает динамический температурный барьер, с потерей давления связан движущийся геодинамический барьер. В потоке гидротерм при прохождении различных литологических разностей за счет ассимиляции вмещающих пород происходит образование разных динамических барьеров кислотного и щелочного типов.

^{Существенную роль экранов при рудоотложении играют и зоны разломов. Для каждого района, узла, рудного поля и рудного тела их роль индивидуальна. Для Комсомольского района это активные разломы преимущественно северо-восточного, северо-западного простираний; для Хинганского и Баджальского - северо-восточного, для Северной Сихотэ-Алинской области - северо-западного и северо-восточного. В общем случае вырисовывается система диагональных разломов, которые играют роль барьеров. Это указывает на общие принципы условий напряжений и деформаций, в которых происходило формирование золоторудных, оловорудных, титанорудных систем и месторождений юга ДВ.}

^{Глава 4. Физико-геологические модели рудоносных систем}.

Исследования закономерностей формирования рудоносных систем в пределах юга ДВ, проводились автором в процессе поисковых геолого-геофизических, геохимических, петрофизических и разведочных работ в течение тридцатилетнего периода. Более детально и целенаправленно изучались РС оловорудных месторождений: Комсомольского, Хинганского, Баджальского, Дусе-Алинского районов, с отбором образцов (по поверхности, скважинам и штольням) на петрофизические, петрографические, петрохимические, геохимические исследования. Кроме того, большинство оловорудных районов было охвачено глубинными геофизическими исследованиями. При составлении корневых частей моделей РС были использованы данные глубинных исследований МОВЗ, ГСЗ, МТЗ, ДОЗ, ВЭЗ, Дg, ДФ, проводимых ФГУП «Дальгеофизика» (с участием автора), ИТиГ и другими производственными и научными организациями.

Методика исследований. Построение РС проводилось поэтапно. Верхняя часть (1-2 км) РС строилась по данным наземных и разведочных геологических, геохимических, геофизических, петрофизических исследований. На плоскость разреза выносилась фактурная часть: метасоматически измененные породы, содержание рудных элементов, петрофизические и каротажные параметры, данные ВЭЗВП. По совокупности этих данных определялось наличие различного рода барьеров - экзогенных (геохимические), эндогенных (петрофизические, геодинамические, термодинамические, литостатические, электрохимические и др.) и возможные изменения на этих барьерах морфологии рудных зон и содержаний рудных и сопутствующих элементов. Средняя часть РС (1-25 км), отвечающая в большинстве случаев области переноса рудоносных растворов, строилась по данным глубинных геофизических исследований (Дg, ДФ, ДОЗ, ВЭЗ, МТЗ, МОВЗ) с учетом геологической среды и структурных позиций рудных районов. Нижняя, очаговая часть РС построена по данным МТЗ, МОВЗ, Дg, ГСЗ с учетом существующих представлений и данных других исследователей (Ю.И. Бакулин, Л.В. Эйриш, Н.П. Романовский, В.И. Синюков).

^{Систематика РС} проведена по формационному и генетическому признакам. Согласно этим признакам вмещающие породы (осадочные, интрузивные, вулканические, метасоматические и метаморфические), слагающие РС, должны быть тесно парагенетически (генетически) связаны друг с другом, как по возрасту, так и в пространственном отношении и соответствовать определенным стадиям геотектонических циклов. Исходя из традиционно принятой классификации, месторождения делятся на эндогенные и экзогенные. По мнению автора, следует сохранить этот подход и к типизации РС. Эндогенные РС, как и рудные месторождения, разделяются на множество классов, наиболее крупные из них: магматогенные, магматические, гидротермальные и метаморфогенные рудоносные системы (Синюков,1987; Копылов, 2004).

К магматогенно-рудоносным системам (МРС) следует относить те, которые сингенетически образовались с вмещающими породами в результате одного и того же геологического процесса, т.е. собственно магматические месторождения (сегрегационные, ликвационные и др.). Локализация таких месторождений происходит путем кристаллизации минералов непосредственно из магматического расплава в раннюю (эвмагматическую, сегрегационную) и в позднюю (гистеромагматическую) стадии. Для МРС характерна минерализация фемического профиля (месторождения никеля, хрома, кобальта, титана, меди и др. элементов). Титаномагнетитовая формация в основных породах по генезису относится к позднемагматическим рудоносным системам (ПМРС). Месторождения залегают в массивах габбро-анортозитов. Руды вкрапленные, реже массивные представлены ильменитом, магнетитом, титаномагнетитом, минералами ванадия и апатитом. Примером таких месторождений на юге ДВ могут служить месторождения Большой Сэйим, Куранахское, Саиктинское, Маймаканское, Геранское, Джанинское и др. Формация медно-никелевых и кобальтовых руд по генезису образования также относится к поздним МРС. Месторождения вкрапленных и жильных руд представлены пирротин-халькопирит-пентландитовыми минеральными ассоциациями, локализованными в габбро, норитах, реже пироксенитах (на юге ДВ рудопроявления Кун-Манье, Няндимакит; месторождения Норильское, Талнахское, Мончегорское, Сэдбери, Томсон и др.).

^{Внедрение габбро-анортозитовых массивов происходило по шовной зоне Станового регионального разлома, возникшего в результате сдвигового растяжения между Евразийской и Амурской литосферными плитами (рис. 9). В эти швы, имеющие мантийное заложение, внедрялись глубинные андезито-базальтовые магмы. При дальнейшем сжатии шовные зоны смыкались на глубине ( за счет менее жестких блоков) и массивы приобретали безкорневую форму. В процессе дифференциации и кристаллизации массивов происходило их расслоение, наиболее плотные перидотитовые, оливиновые, пироксенитовые породы опускались к подошвенной части, а более легкие (габбро лейкократовое, габбро-андезиниты, анортозиты) поднимались к кровле массива. Одновременно происходило и отложение рудной минерализации Fe, Ti, V, Р. На построенном автором рис. 9. показаны векторы скоростей опускания гравитационно-сегрегационного процесса отложения рудной минерализации под действием силы тяжести и конвекционных потоков вязкой магмы на примере формирования РС Каларского габбро-анортозитового массива. Наиболее интенсивно отложение руд (Fe, Ti, V) происходило при кристаллизации пироксенитов, норитов и габбро-меланократовых пород.}

^{Термин магматическая рудоносная система (РМС)} отвечает рудным системам, в которых парагенетическая связь рудного вещества с магматизмом является наиболее очевидной. Наличие РМС в большой степени служит решающим фактором для образования гидротермальных месторождений, охватывающих один из главных классов эндогенных рудных месторождений. Внутри РМС может быть выделено множество подсистем - пегматитовые, карбонатитовые, скарновые, грейзеновые, порфировые и др. Для месторождений, образованных в рамках этих систем, характерно широкое развитие минералов, богатых летучими минерализаторами (Н₂О, F, B, Cl, S), щелочами, а также литофильными редкими элементами.

^{Пегматитовые РС являются основным поставщиком комплекса редких металлов (Li, Rb, Cs, Ta, Nb, Be, Sn, U, TR); в пределах кристаллических щитов они связаны с зонами высоких фаций метаморфизма и с определенными литологическими толщами пород. Отличительной особенностью пегматитовых месторождений является развитие специфических крупно- и гиганто-зернистых структур, с общей тенденцией к проявлению зональности во внутреннем строении.}

^{Карбонатитовые РС приурочиваются к особым формациям пород - карбонатитам, пространственно и генетически связанным со сложным комплексом пород ультраосновного щелочного состава. Карбонатиты входят в состав сложных интрузивных комплексов вместе с ультраосновными, щелочными породами, также они часто выполняют вулканические аппараты ультраосновного и щелочного составов. Большинством исследователей карбонатиты рассматриваются как продукт сложной дифференциации глубинного мантийного вещества в пределах гранито-гнейсового слоя земной коры. Ярким примером карбонатитовых РС может служить Алгаминское месторождение циркония, расположенное в пределах Учуро-Майской плиты. Месторождение пространственно приурочено к обрамлению Игилийского массива центрального типа (диметр около 6 км), ядро которого представлено штоком шорломит-эгириновых ийолит-пегматитов и широким метасоматическим ореолом фенитов. В пределах массива развита разнообразная минерализация - редкоземельная, ниобиевая, циркониевая, золотая, платиновая и фосфорная (Копылов, 1997).}

^{Скарновые РС можно разделить на три фации: магнезиальные, известковые и марганцевые (Шабырин, 1984). В зависимости от минерального состава скарны подразделяются на простые, сложного состава и на мономинеральные. В генетическом отношении скарны могут быть подразделены на метасоматические, автометасоматические (автоскарны) и реакционные (последние подразделяются на диффузионно-биметасоматические и контактово-инфильтрационные). Известково-скарновые месторождения (магнетитовые, свинцово-цинковые, вольфрам-молибденитовые, оловянные, золотые, борные и др.) локализуются в известковых скарнах, апоскарнах и околоскарновых породах.}

^{Известковоскарновые месторождения характерны для складчатых областей различного возраста. Одним из ярких примеров, является месторождение Тетюхэ (Сихотэ-Алинский район), залегающее в вулканогенно-осадочных образованиях с горизонтами известняков в нижней части разреза. Это месторождение относится к галенит-сфалерит-скарновой формации и представляет Кавалерово-Дальнегорскую рудоносную систему. В пределах Дальневосточного региона скарновые проявления и месторождения наиболее многочисленны в обрамлении Алданского щита. Здесь выделяется Кет-Капский золоторудный район, в котором преимущественным развитием пользуются скарновые месторождения золота.}

^{Альбитовые и грейзеновые рудноносные системы являются источниками многих редких металлов - бериллия, лития, олова и вольфрама. Месторождения локализуются в небольших апикальных выступах кислых и щелочных пород, подвергшихся щелочному метасоматозу и грейзенизации. Под воздействием гидротермальных растворов с температурой 650-300єС на глубинах 1,5-4 км происходит отложение редкометальной минерализации (Таусон, 1977).}

^{Гидротермальные рудоносные} системы (ГРС) связаны с восходящими горячими водными растворами (гидротермами), иногда с участием газов, возникающими обычно в связи с процессами остывания и затвердевания магмы, внедрившейся в земную кору на глубине. Отложение минералов происходит при понижении температуры и давления и при химическом взаимодействии растворов с боковыми породами, а также с растворами иного состава.

^{Вулканогенно-гидротермальные (ВГРС) широко представлены в Тихоокеанском металлогеническом поясе в пределах Охотско-Чукотского, Восточно- и Западно-Сихотэалинского, Хингано-Охотского вулканических поясов, контролируемых зонами глубинных разломов. ВГРС образуются по данным геофизических исследований на больших глубинах (50-70 км), локализация же месторождений происходит в близповерхностных условиях синхронно с процессами вулканизма и относится к открытым системам. Они связаны с развитием андезит-дацитового магматизма в вулканических поясах. В составе Американского сегмента Тихоокеанского пояса с ВГРС связаны золото-серебряные месторождения (Крипл-Крик, Комсток - США), свинцово-цинковые с серебром (Пачука, Вета Медрс - Мексика), олово-серебряные (Потоси, Оруро, Лалагуа - Боливия), олова (Джалинда - РФ), золота и серебра (Охотско-Чукотский пояс), ртутные и медные (Чукотка, Япония). В размещении их важную роль играют кальдеры и вулкано-купольные структуры. Многие Au-Ag и Sb-Hg месторождения располагаются в вулкано-тектонических депрессиях и часто приурочены к жерлам вулканов. Представителями такого типа месторождений являются Покровское, Нонинское, Хаканджа, Чачика на юге Дальнего Востока, Карамкенское на Северо-Востоке, Мутновское на Камчатке и др.}

^{Особый интерес представляют рудоносные системы (золото-серебряные), связанные с алунитовыми полями (Мишин, 2003). Представителями этого типа месторождений являются Белая Гора, Бухтянка на Нижнем Амуре, Красивое, Светлое, Девокша в Охотском районе. Вторичные кварциты золото-серебрянных месторождений располагаются исключительно среди покровов и субвулканических образований. Вторичные кварциты образуются на последних стадиях развития ВТС, когда уже сформирована вулканическая постройка, но подводящие каналы еще открыты, по ним к поверхности поднимаются газо-жидкие гидротермальные растворы. Встречаясь с вадозными водами, они вскипают, образуя поровые шапки, которые фиксируются в большинстве малоглубинных гидротермальных систем. Уровень вскипания гидротерм является барьером летучих, на котором происходит осаждение рудных элементов. Модель этой рудоносной системы рассмотрена на примере золоторудных месторождений Красивое, Светлое с использованием геофизических исследований. В общем виде выделяется следующая зональность (снизу вверх): 1 - кварц-каолинитовая фация; 2 - вторичные кварциты, представленные диккитовой, алунитовой и монокварцевой фациями; 3 - кремнисто-каолинитовая фация. Самую верхнюю часть метасоматической колонки образуют адуляр-кварцевые метасоматиты. В целом с глубиной уменьшается содержание кварца и адуляра, и возрастает роль гидрослюд и пирита.}

^{Плутоногенно-гидротермальные рудоносные системы (ПГРС) образуются в глубинных условиях при проявлении корового гранитоидного магматизма в средние и поздние этапы развития геосинклиналей (Смирнов, 1981). Оруденение ПГРС связано с кислыми и средними магмами, которые представляют собой полигенные расплавы, возникающие при плавлении более ранней континентальной коры. Автор полагает, представителями этого типа среди золотых месторождений могут быть Одолго, Успенское, Золотая Гора, Перевальное, Новая Аляска, залегающие в зонах глубинных разломов. Рудные тела представлены кварцевыми жилами с вкрапленностью пирита (1-15 %), реже пирротина и магнетита, галенита, с содержанием золота в среднем 3-9 г/т.}

^{Гидротермально-осадочные рудоносные системы} (ГОРС) характеризуются совмещением гидротермального эндогенного источника рудного вещества и осадочного способа его накопления. Гидротермы могут зарождаться как при вулканических, так и при интрузивных процессах, они могут мобилизовываться из осадков и поступать из мантийных источников. Рудные системы этого типа формируются синхронно с накоплением осадков, поэтому могут быть отнесены к типу сингенетичных или стратиформных, так как взаимоотношение рудных залежей и осадков - согласное. По способу накопления рудного вещества в ГОРС можно выделить класс седиментационный (гидротермально-осадочный) и комбинированный (гидротермально-осадочно-метасоматический). Для первого характерно образование слоистых руд, которые осаждаются из рудного вещества, снесенного в сторону от выходящих гидротермальных растворов. В формировании руд второго класса участвуют продукты гидротермально-осадочного и гидротермально-метасоматического рудообразования. Массивные рудные залежи образуются непосредственно на выходах газово-гидротермальных растворов. Отложение руд происходит на дне замкнутых котловин, преимущественно в виде коллоидных рудных осадков синхронно с накоплением вулканогенного и хемогенного материала. Процесс рудоотложения происходит хемогенным путем на границе раздела донные осадки - морская толща, в зоне резкого изменения физико-химических условий (Р, Т, потеря газовой фазы). В дальнейшем на стадии диагенеза рудные илы претерпевают сложные преобразования, перекристаллизацию в тонкодисперсные кристаллические агрегаты. Наиболее известные гидротермально-осадочные месторождения этой формации - медно-колчеданная, колчеданно-полиметаллическая, железорудная, железо-марганцевая. Этого типа формации известны в Приамурье - рудопроявление медно-колчеданных руд Старый Янкан, железо-марганцевые и железорудные - Поперечное, Кимканское, Сутара, Костеньгинское и др., в Японии типа Куроко, в Испании Рио-Тинго, на Урале - Сибаевское.

^{Осадочные рудоносые системы} (ОРС) образуются в процессе отложения металла на дне разного рода водоемов, с последующим преобразованием вещества на стадии диагенеза и катагенеза. Рудное вещество поступает в ОРС в результате различных происходящих процессов: на суше в результате выветривания, эрозии, вулканических извержений; на море и в озерах - в виде выпадения солей и рудных элементов. По условиям рудообразования ОРС можно выделить четыре типа: 1) обломочно-осадочные, 2) хемогенно-осадочные, 3) биогеные и биогенно-осадочные, 4) гидротермально-осадочные. Осадочные системы обычно имеют сложный генезис и формируются в течение длительного периода, проходя стадии седиментации, диагенеза и катагенеза. Особенность образование ОРС исследованы автором на примере железо-марганцевых руд в бассейне Малого Хингана при разведке железорудных и марганцевых месторождений и рудопроявлений урана, фосфора.

^{Метаморфогенный тип рудоносной системы} (МТРС) представляет собой сложную систему образований, в которых минерализация связана с региональным, контактовым динамометаморфизмом, где основными факторами служат давление и температура (Буряк, 2002;Копылов, 2002). Наибольшее значение для формирования метаморфогенных месторождений имеет прогрессивный метаморфизм, при котором происходят различные изменения не только формы, но и состава рудных зон, тел. Такого рода изменения установлены в метаморфизованных колчеданных, марганцевых, стратифицированных медных и других типах месторождений. К подтипам МТРС следует отнести метаморфизованные и метаморфические рудоносные системы. В метаморфизованных рудоносных системах развиты процессы контактового и регионального метаморфизма, связанные в первом случае - с внедрением интрузий различного состава, во втором - с изменением Р и Т условий. Особенность формирование МТРС рассмотрена на примере золоторудных районов Алданского щита и Буреинского срединного массива. Обобщенная геодинамическая модель метаморфической и метаморфогенной систем поострена автором по геологическим, геофизическим и петрографическим исследованиям.

^{Особенности образовани}я РС в сводовых и депрессионных структурах. Два типа геодинамических условий формирования РС рассмотрим на наиболее хорошо изученных и многочисленных месторождениях золота и олова на юге ДВ. Золоторудные районы юга ДВ расположены в различных структурно-тектонических обстановках и, соответственно, формирование РС происходит в разнообразных условиях. По проведенному анализу геодинамических условий были выделены следующие типы РС: 1) образующиеся в сводовых поднятиях метаморфических пород фундамента (типа метаморфических куполов); 2) в сводовых поднятиях с образованием преимущественно интрузивно-купольных структур, в меньшей степени - вулканических структур; 3) с образованием только ИКС; 4) с проявлением депрессионных вулканических структур. Во многих случаях РС имеют сложный наложенный характер совмещенных типов 2 и 3, 2 и 4 и других сочетаний. Ниже приводятся характеристика и особенности строения каждого типа РС золоторудных районов (Копылов, 1997).

^{Гонжинский золоторудный район (1-тип) располагается в пределах одноименного выступа, по периферии которого расположен ряд золоторудных узлов: Инимский, Талахи-Кутичинский, Улунгинский, Ольгинский, Боргуликанский и Игакский. Глубинные сейсмические и электроразведочные профили (рис.10) отражают важнейшие черты тектоники региона, расположенного в зоне коллизии Становой складчато-блоковой области и структур Буреинского массива, трансформированной через зажатые между ними комплексы Амуро-Охотской складчатой системы. Модель рудно-магматической системы Гонжинского золоторудного района представляет собой колоннообразную структуру, уходящую корнями в верхнюю мантию (рис. 10). С позиции штамповых дислокаций, сооружение Гонжинского выступа связано с внедрением гранитоидных плутонов (обязательных элементов РМС), которые обусловливают деформации поперечного изгиба в породах кровли и куполообразование. Согласно экспериментальным данным В.И. Старостина в геологических телах, деформируемых путем поперечного изгиба, возникают по вертикали две зоны: внешняя - растяжения и внутренняя - сжатия, которые разделяются нейтральной поверхностью. Степень относительной проницаемости среды возрастает снизу вверх в пределах каждой из зон. Зона растяжения фиксируется развитием массовых жильных систем, ветвящихся по восстанию. Это наиболее продуктивный интервал рудовмещающих структур, где развиты мало сульфидные кварц-адуляровые, кварц-золоторудные метасоматиты, залегающие среди кварц-гидрослюдистых с адуляром или без него (Копылов, 2002).}

^{Купольно-очаговые структуры выступа характеризовались интенсивной магматической деятельностью, на ранней стадии которой были сформированы интрузии мезоабиссального верхнеамурского и гипабиссального буриндинского комплексов раннемелового возраста. Источником золота в пределах Гонжинского выступа и его обрамления, по-видимому, является мантийный плюм, вмещающие породы и продукты их фракционирования.}

^{Кет-Капский золоторудный район (2-тип) расположен в пределах Алданского щита, где преимущественным развитием пользуются скарновые месторождения. Тектоническая активизация, достигшая максимума в раннем мелу, привела к интенсивному воздыманию Кет-Капского поднятия - вала, формирующегося по зоне трансформного разлома. Кет-Капский вал имеет субширотное простирание и прослеживается в геофизических полях и в рельефе на протяжении более 200 км}

В тектоническом плане Кет-Капское поднятие имеет блоковое строение и состоит из серии мелких поднятий - Метропольского, Улаханского, Юртового, ограниченных разломами широтного и субмеридионального простирания. Субширотный трансформный разлом, по которому происходило формирование Кет-Капской орогенной структуры, определил не только общую субширотную ориентацию, но и основные особенности ее внутреннего строения. При формировании Кет-Капского вала в условиях сжатия в южном направлении происходило образование надвиговых структур. При интенсивном орогенном воздымании вала образовывались интрузивно-купольные структуры (ИКС): Чайдахская, Улаханская, Юртовская, Юньская, Даньская, Дарьинская, Томптоканская, Чумиканская, Букидяхская. Возникали и сопровождающие их компенсационные депрессионные структуры, по которым шло внедрение вулканического магматизма (Улаханская, Бокурская кальдеры). Очаговые структуры четко выделяются в морфологии рельефа и хорошо дешифрируются на космических фотоснимках и отчетливо картируются по данным геофизических исследований (ДФ, Дg, U, Th, K). Месторождения и рудопроявления локализуются преимущественно в битуминозных известняках и доломитах юдомской серии венда и тумулдурской свиты нижнего кембрия.

Охотский золоторудный район (3 и 4 типы) располагается в центральной части Охотско-Чукотской золотоносной провинции, которая совпадает с одноименным мезозойским вулкано-плутоническим поясом, протягивающимся с ЮЗ на СВ на 3 тыс. км от Удской губы до Чукотского полуострова. Модель РС отнесена к смешанному типу, представленному ИКС и ВТС. В развитии пояса важную роль играли глубинные разломы, обусловившие интенсивную вулканическую и интрузивную деятельность. Вулканические толщи внутренних дуг залегают на позднеюрских, раннемеловых осадочных толщах континентального происхождения, а также на всех более древних комплексах Охотского массива. Вулкано-плутонический пояс частично подчинен конфигурации важнейших глубинных структур разуплотнения и хорошо картируется региональными магнитными аномалиями. В пределах золоторудного пояса (ЗП) развиты преимущественно субвулканические месторождения позднемелового возраста с низкопробным золотом, причем в андезитах это собственно золоторудные месторождения (Авлаякан, Карамкен), в вулканитах кислого состава - золото-серебряные (Хаканджа, Юрьевское, Дукат).

Отмечаются следующие наиболее существенные различия типов и подтипов золоторудных РС: 1) сводовые структуры РС имеют более продолжительный по времени период формирования по сравнению с депрессионными структурами; 2) рудоносные системы сводовых структур отличаются более пестрым составом интрузивного магматизма - от основного до кислого, происходящим в несколько стадий; 3) сводовые РС сопровождаются, как правило, множеством даек в период появления в сводах структур течения; 4) формирование золоторудной минерализации в РС происходит в несколько стадий, из которых наиболее продуктивными являются чаще всего последние; 5) в сводовых РС рудная минерализация носит, как правило комплексный характер, кроме золота, в промышленных концентрациях встречаются медь, молибден, висмут и др.; 6) первичные ореолы рудных элементов имеют более четкую температурную зональность по сравнению с ореолами в РС, образующихся в депрессионных структурах; 7) метасоматические образования имеют более выраженную температурную, вещественную зональность по сравнению с метасоматитами РС депрессионных вулканических структур; 8) пробность золота, как правило, выше в сводовых РС (750-1000), чем в депрессионных (300-750) структурах; 9) крупность золотин (более 1 мм) в сводовых РС выше, чем в РС депрессионных структурах; 11) отношение Au/Ag имеют незначительную дисперсию величин (1-10) по сравнению с РС (1-50), образующимися в депрессионных структурах; 12) рудоносные системы в сводовых структурах выделяются в геофизических и геохимических метасоматических полях более контрастно, по сравнению с РС, залегающими в вулканических образованиях депрессионных структур.

РС оловорудных районов юга ДВ по данным проведенного анализа, несмотря на общий характер развития (область генерации рудно-магматического очага, области переноса и локализации), разделяются по структурно-тектоническим, геодинамическим признакам. Одни РС (Комсомольская, Кавалеровская, Дуссе-Алинская и др.) образуются в сводовых поднятиях, с проявлением многофазового интрузивного и незначительным объемом вулканического магматизма. Другие РС (Хинганская, Баджальская, Ямалинская и др) формировались при образовании рифтогенных впа- дин, в связи с этим в них проявлена преимущественно вулканическая фаза магматизма, с развитием в промышленных концентрациях только оловянной минерализации.

Сводовые РС связаны с разуплотнением вещества вследствие подтока с глубин кремнезема и щелочей. Они характеризуются рудной зональностью: для олова обычно в своде - кварц-касситеритовая, по периферии - касситерит-сульфидная, промежуточное положение занимает касситерит-силикатная формация. В сводовых рудоносных системах наиболее развит рудно-магматический тип РМС. С ним связаны в начальную стадию месторождения олова, вольфрама, меди, молибдена, свинца. В среднюю стадию происходит «разбиение» сводов вулканическими постройками андезит-дацит-липаритового состава и внедрение щелочно-гранитоидных интрузий. В позднюю стадию происходит распад сводов с образованием на его месте рифтов, с развитием контрастной базальт-липаритовой и субщелочной трахибазальт-трахилипаритовой формации.

Комсомольский оловорудный район по морфологии гравитационного поля рассматривается как единая кольцевая морфоструктура с радиусом 42 км, усложненная наложенными по ее периферии современными депрессиями (рис.11). Причиной глубинного разуплотнения блока в пределах Комсомольского рудного района, могут быть геодинамические условия формирования РС. В верхней части консолидированной коры (до глубины 15 км) разуплотнение традиционно объясняется гранитизацией, но по мнению автора, в пределах Комсомольского рудного района, особенно в верхней части разреза, разуплотнение обусловлено не только за счет внедрение плутона, но и за счет метаморфизма, метасоматоза пород и насыщения их интрузиями по проницаемой зоне глубинного Комсомольского разлома. По данным МОВЗ, по характеру инверсных волн VPS, в вертикальной плоскости выделяются столбообразные структуры, отвечающие, вероятно, морфологии глубинных разломов, мощность их на отдельных интервалах достигает более 50 км. По-видимому, зоны глубинных разломов имели различную проницаемость на различных этапах геологического развития. Так, для Комсомольского района режим растяжения земной коры происходил при образовании рифтовой зоны, мантийные расплавы проникали до земной поверхности предпочтительно по стволовым каналам Комсомольского глубинного разлома. С этим связано и образование надразломных вулканических депрессий: Западной, Восточной грабен-синклиналей и Амутской мульды. В режиме сжатия земной коры фронт мантийных расплавов отступал вниз на гип- и мезоабиссальную глубину, где формировалась серия интрузий: Силинская, Лево-Хурмулинская, Курминджинская, Пурильская с образованием РС. В таких условиях потоки газов обусловили преобразования пород, метасоматоз и рудообразование. Условия метасоматоза, метаморфизма и рудообразования на разных уровнях вертикальной колонны, вероятно, были различны, так как изменялись не только Р, Т среды, но и степень окисленности флюида.

^{Автор, изучая морфологию Комсомольского глубинного разлома (по материалам МОВ, ДЭЗ, ДФ, Дg и геологического картирования) выделил этажи. Верхний этаж (1-2 км), отвечающий области складчато-боковых дислокаций (рис.11). Для этого этажа характерны: отсутствие четкой морфологии и внешних границ, а в пределах юго-западной части значительное количество катаклазированных, брекчированных и дробленых пород, не сопровождающихся существенной перекристаллизацией. В его центральной части доминирующее развитие имеют зоны субмеридионального простирания протяженностью до 25-40 км, расходящиеся по восстанию в форме сдвигов (обусловленных сжатием всего блока с запада и востока), к которым и приурочиваются все известные месторождения и рудопроявления Комсомольского района. Для второго этажа (2-4 км) характерно преобладание грубого дробления и перетирания пород в швах сместителей, изоклинальное смятие слоистых толщ. Здесь же, вероятно, происходит выклинивание интрузий. Третий и четвертый (4-10 км) этажи представлены мощным стволом зоны смятия мощностью более 20 км, в тектонически-активных швах которых локализуются плагиогранитовые, диоритовые, базит-гипербазитовые интрузии (Копылов, 2008).}

^{В Хинганском оловорудном районе движение флюидных растворов и гранитоидных масс по проницаемым, разуплотненным каналам носило импульсный характер, обусловленный геодинами- ческими условиями. По данным детальных работ МОВЗ наряду с деформациями сжатия (пластические течения, катаклаз, дробление) в обрамлении штока, в широкой зоне развиты трещинные жильные тела радиального и концентрического плана, соответствующие условиям растяжения. Глубинная геоэлектрическая модель Хинганского района рассматривается по материалам МТЗ.}

^{По данным интерпретации кривых МТЗ, с учетом различных способов обработки и интерпретации выделяются три границы. Первый - геоэлектрический горизонт пониженной проводимости располагается на глубине 15-18 км, второй горизонт повышенной проводимости отвечает глубинам 25-30 км. Третий геоэлектрический горизонт повышенной проводимости выделяется предположительно на глубинах 60-80 км, имеет пологое западное падение.}

^{Баджальский рудный район приурочен к центральной части Хингано-Охотского вулканического пояса. В гравитационном поле и по данным морфометрического анализа Баджальский район выделяется как единое сооружение сводового типа, осложненное вулкано-купольными структурами и кальдерными депрессиями. Скоростные характеристики полученные по профилю Свободный-Комсомольск подтверждают наличие здесь относительно низкоскоростной верхней мантии (7,8-8,0 км/с) на всем протяжении, кроме участка Буреинского прогиба, где граничная скорость достигает значения 8,3 км/с. Это означает, что уплотнение коры Буреинского массива можно объяснить эффектом высокоскоростного и, соответственно, более плотного слоя (V_Г=7,4-7,9 км/с) в низах коры. Некоторые блоки в пределах структуры имеют аномально пониженную скорость на 0,3-0,8 км/с, что может соответствовать разуплотнению пород на 0,2-0,5 г/см3.}

^{Ямалинский рудный район по гравиметрическим данным располагается в восточной части подковообразной отрицательной аномалии ?g, обусловленной залеганием на глубине Ямалинского и Дуссеалинского интрузивных массивов. Границы рудного района ограничиваются с запада Селемджинским, с востока-Нимеленским глубинными разломами, контрастно выделяющимися в поле силы тяжести.}

^{По результатам геолого-геофизических исследований, установлено, что депрессионные структуры в Хинганском, Баджальском и Ямалинском районах закладывались в условиях растяжения с образованием глубинных ограничивающих их разломов типа щелевых рифтов. Разломы имеют крутое встречное падение и ограничивают трапециеобразные блоки. В условиях растяжения блоки «проседали» под тяжестью, так как их нижняя часть имела меньшую площадь по сравнению с верхней. По выполненным расчетам, при температуре 700-750 єС адиабатическое сжатие может привести к повышению температуры до 100-200 єС и более в зависимости от принятых граничных условий. Возможно такой «добавки» окажется достаточно для выплавления мало энергетических магм щелочного типа в условиях действия высоких давлений особенно в присутствии летучей фазы, что вызовет их движение по разломам вверх.}

^{Оловорудные районы в сводовых структурах с интенсивным проявлением интрузивного магматизма более контрастно выделяются в геофизических, геохимических и петрофизических полях по сравнению с районами в депрессионных структурах, где ведущая роль отводится вулканическому магматизму. Особенности глубинного строения охарактеризованных рудных районов находят отображение в развитии рудной минерализации, вещественного состава и типов рудных тел.}

^{Глава 5}. Специфика прогнозирования РС и месторождений на региональном, крупномасштабном и локальном уровнях.

^{Анализ пространственного развития проявлений золоторудной, оловорудной, меднорудной и титанорудной минерализации в пределах юга ДВ и характер их связи с магматизмом и геотектоническими условиями формирования определяются главным образом четырьмя факторами: 1) типом земной коры и литосферы, характеризующей степень участия в рудогенезе вещества мантии и коры; 2) интенсивностью развития орогенических процессов; 3) масштабностью и характером проявлений тектоники; 4) вещественным составом вмещающих комплексов. Так, в областях с корой фемического типа следует ожидать развития золоторудных, железорудных, титанорудных систем, а в области сиалической коры - оловорудных и редкоземельных рудных систем, полиметаллических - в области коры переходного типа.}

^{Методика исследований}. По результатам проведенного автором анализа установлено для золоторудных комплексов интрузивных пород характерно превышение содержаний натрия над калием, для оловорудных - калия над натрием; в золоторудных комплексах содержание железа общего и закисного выше, чем в породах оловорудного комплекса ( Копылов, Романовский,2003). Это, в свою очередь, вызывает изменение физических свойств. Так для пород, золоторудных комплексов, установлено повышение магнитной восприимчивости и коэффициента железистости, соответственно в магнитном поле золоторудные поля отмечаются аномально высокими значениями, а оловорудные, напротив, пониженными, слабо отрицательными значениями ?Т. Аналогичная картина наблюдается и в гравитационном поле, где золоторудные поля отмечаются относительным повышением поля Дg, а оловорудные - понижением. В геохимическом поле оловорудные рудные системы выделяются повышением содержаний калия и понижением натрия, для золоторудных - отмечается обратное явление. В связи с вышеизложенным, по гравиметрическим, магнитометрическим, спектрометрическим данным с привлечением результатов петрохимических и петрофизических исследований возможно разделение территорий на существенно фемические и сиалические области. Тем самым возможно производить выделение потенциально золотоносных, оловоносных и титаноносных рудных систем.

^{Одним из главных вопросов при прогнозировании является выбор факторов, признаков, на основе, которых производится крупномасштабное, локальное прогнозирование. Насколько выбранные факторы играют определяющую роль в процессе рудоотложения, настолько будет точен прогноз в отношении выделенных рудных зон, тел. Как показывает опыт прогнозирования в Комсомольском, Кавалеровском, Хинганском, Березитовом, Кировском и других рудных районах, увеличение числа факторов не увеличивает достоверность прогноза, а в большинстве случаев создает дополнительные трудности в методике прогнозирования, в появлении «шумов» и неопределенности в признаковом пространстве (Бакулин, Гагаев, 1982; Копылов, 1997).}

^{В основу поисков в титанорудных, железорудных районах положены количественные характеристики магнитных полей, которые являются прямым методом поисков и прогнозирования. Первичные ореолы Ti; Fe; V и др. сопутствующих элементов служат для разбраковки выделенных аномалий и определения их промышленной значимости (Копылов,1995; 2007).}

^{С целью выявления закономерностей изменения в распределении геохимических элементов, геофизических, петрофизических величин были составлены композитные трехмерные модели по Комсомольскому, Хинганскому, Баджальскому и Ямалинскому оловорудным, Березитовому, Кировскому, Курун-Уряхскому, Кет-Капскому золоторудным, Каларскому титанорудному районам (Копылов, 1997; 2004; 2008).}

^{Из структурных признаков наиболее информативными при выделении проявленной рудной минерализации являются разрывные нарушения, фиксируемые по данным геолого-геофизических исследований. Другим структурным фактором, влияющим на оценку рудоносности площади, является наличие ИКС и ГМК. Они выделяются в поле силы тяжести локальными минимумами, в магнитном - сложными аномалиями изометричной формы, в морфометрии - положительными морфоструктурами и выходами на дневную поверхность штокообразных интрузивных тел. В пределах ИКС и ГМК, как правило, устанавливается поле гидротермальноизмененных пород, которое и служит в качестве одного из основных признаков для поисков месторождений. Гидротермальноизмененные породы согласно проведенному анализу располагаются закономерно в пределах ИКС и ГМК, однако характер этой закономерности меняется от количества фаз при образовании интрузивных тел, от их состава, близости к дневной поверхности и морфологии кровли массива. Ореолы гидротермальноизмененных пород во много раз (до 100) превосходят по площади рудные метасоматиты, вмещающие непосредственно оловорудные, золоторудные тела.}

^{Результаты прогноза}. Известно, что при сравнительно небольшом количестве крупных и уникальных месторождений, составляющих около 5 % от общего числа месторождений, на их долю приходится не менее 70 % всех мировых запасов. Крупные и уникальные месторождения олова в пределах Дальнего Востока по данным исследований принадлежат исключительно касситерит-силикатной или смешанной касситерит-силикатно-сульфидной формациям, сформировавшимся в мезозойский период времени. Крупные и уникальные оловорудные, золоторудные месторождения характеризуются значительной протяженностью рудных тел на глубину - до километра и более. Руды этих месторождений характеризуются значительным разнообразием минерального состава, обусловившего проявления целой гаммы минеральных типов, образующих ряды латеральной и вертикальной зональности (Копылов, 2004; 2007).

^{Одним из ярких примеров уникальных оловорудных месторождений на Дальнем Востоке является Хинганское месторождение представленного на рис.12-14 построенного автором при локальном прогнозировании в Хинганском районе. По геофизическим данным месторождение приурочено к узлу пересечения трех разломов: Хинганского глубинного, имеющего северо-восточное простирание, и оперяющих его северо-западного и северо-восточного. Хинганский разлом имеет крутое (около 70?) южное падение, оперяющий его разлом - вертикальное, к которому и приурочено собственно Хинганское месторождение.}