ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2014, том 457, № 6, с. 682-686
= ГЕОЛОГИЯ =
УДК 553.411:553.21
О РОЛИ НАДВИГОВ В МОДЕЛИ ФОРМИРОВАНИЯ ЭПИТЕРМАЛЬНЫХ Аи^-МЕСТОРОЖДЕНИЙ КЕДОНСКОГО ПАЛЕОЗОЙСКОГО ВУЛКАНИЧЕСКОГО ПОЯСА (СЕВЕРО-ВОСТОК РОССИИ)
© 2014 г. А. В. Волков, Б. И. Ишков, Н. Е. Савва, В. Ю. Алексеев, член-корреспондент РАН А. А. Сидоров
Поступило 24.03.2014 г.
Б01: 10.7868/80869565214240219
В пределах Омолонского кратонного террейна известен доаккреционный Кедонский (Э2-3) вулканический пояс (КВП), большая часть которого сформировалась на континентальной коре [1]. В 90-х годах XX в. в Авландинском рудном районе, на южном фланге КВП, геологи Сеймчанской ГРЭ открыли и разведали крупное эпитермальное месторождение золота Кубака низкосульфидизиро-ванного типа (Ь8) — одно из наиболее богатых в мире [2]. В 1999 г. в 40 км севернее Кубаки Омо-лонская золоторудная компания (ОЗРК) выявила месторождение Биркачан, также принадлежащее к Ь8-типу [3].
Месторождения Кубака и Биркачан характеризуются необычным эпитермальным орудене-нием. Чрезвычайно низкая сернистость рудооб-разующей системы и относительно спокойные условия накопления золота способствовали его отложению. Большую роль сыграла и полимеризация кремнекислоты, о чем говорит широкое развитие халцедона в жилах [4]. Следует отметить, что в рудах, кроме золота, электрума и пирита, практически нет других рудных минералов. Низкой сульфидностью месторождения Кубака и Биркачан резко отличаются от позднемезозой-ских эпитермальных месторождений Охотско-Чукотского вулканического пояса (ОЧВП). Низкая сульфидность и развитие в эпитермальных рудах Ли-Л§-месторождений КВП гематита позволяют металлогенически связать их с рудным комплексом, представленным докембрийскими
Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт Дальневосточного отделения Российской Академии наук, Магадан Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии наук, Москва ООО "Омолонская золоторудная компания", Магадан
золотоносными железистыми кварцитами и амфиболитами фундамента Омолонского террейна
[5].
Наша работа посвящена обсуждению результатов моделирования эпитермального рудообра-зования в Авландинском рудном районе. Проблема возраста месторождений имеет в этом районе КВП важнейшее металлогеническое значение. Сторонники палеозойского возраста считают, что эпитермальные месторождения Кубака и Биркачан генетически связаны с КВП и образовались на границе девона и карбона (330-360 млн лет [6, 7]). В пользу этого свидетельствуют данные абсолютного возраста, геологическое строение месторождений, локализованных в верхнедевонских вулканоструктурах (рис. 1), обломки рудного кварца в терригенно-карбонатной карбоновой толще, перекрывающей девонские вулканиты [6]. В частности, признаки, указывающие на существование позднедевонской вулканоструктуры месторождения Кубака, следующие: наличие поздне-девонских субвулканических тел, прорывающих кедонскую вулканическую толщу и вмещающих основные рудные тела; последовательность их внедрения: 1) дациты, риодациты, трахидациты, гранодиорит-порфиры; 2) риолиты; 3) андезиты, трахириолиты. Детальный анализ возрастных особенностей месторождения Кубака приведен в [7], где на обширном фактическом материале изотопно-геохронологических исследований констатируется, что возраст руд месторождения Кубака 335 ± 5-337 ± 8 млн лет, т.е. визе. При этом отмечено, что в позднем палеозое-мезозое руды подвергались неоднократным термальным воздействиям, приведшим к нарушению изотопных систем. Именно с этим воздействием связывают относительно более молодые датировки возраста. Время повторного включения изотопных часов по рудным образованиям 212-110 млн лет [7] вызывает острые дискуссии. Другие геологи полагают, что эпитермальные месторождения Авлан-
динского района КВП юрско-верхнемеловые (170—100 млн лет) и по времени их образование соответствует Яно-Колымскому орогенезу [8]. Основные аргументы в пользу этой версии: данные абсолютного возраста [7, 8], близкий возраст порфировых интрузий, сопровождавшихся Си—Мо-минерализацией, крупные складчато-надвиговые структуры в КВП (рис. 2). Третьи исследователи [9] связывают образование эпитер-мальных месторождений с верхнемеловой текто-но-магматической активизаций (110—70 млн лет), сопровождавшей становление ОЧВП, вулканические толщи которого перекрывают юг Омолон-ского кратонного террейна в непосредственной близости от Авландинского района (рис. 1). В пользу этой модели свидетельствуют следующие факты: данные абсолютного возраста [6—8], эпитермальные месторождения, развитые в Туро-мчанском районе ОЧВП и Авландинском районе КВП, вытянутые цепочкой вдоль субмеридиональной зоны скрытого глубинного разлома (рис. 1). Изложенный материал показывает дис-куссионность генетической модели эпитермаль-ных месторождений в Авландинком районе КВП.
В позднеюрский период на площади района складчатые структуры терригенно-карбонатного верхоянского (С—J) комплекса были надвинуты (шарьированы) на структуры предшествующего кедонского (Э—С1). Для этой части КВП характерны линейные и изоклинальные складки преимущественно северо-восточного простирания. Широко развиты надвиги, в подошвах которых часто обнажаются мелкие и крупные фрагменты пород метаморфизованного комплекса (Аг—О) фундамента Омолонского террейна. Палеозойские интрузивы (Э—С1), как и вмещающие их вулканиты, подвержены деформациям и региональному метаморфизму. Кроме того, гранитоид-ные интрузивы середины мезозоя Х3—К^ локализованы в ядрах крупных линейных антиклиналей либо вдоль плоскостей крупных надвигов. Большинство интрузивов незначительно вскрыты эрозией либо, по данным геофизики, залегают вблизи поверхности. Интрузивы "вложены" в структуры, образованные в это время. Они очень ярко выражены в метасоматических и геохимических Си—Мо, Аи—А§-ореолах [3]. Рудные поля месторождений Кубака и Биркачан локализованы в автохтонных плитах перед фронтом поздне-юрских надвигов, экранирующая роль которых усилена вовлечением в подошву углисто-глинистых сланцев С1 (рис. 2).
В модели мезозойского эпитермального рудо-образования в Авландинском районе КВП роль надвиговых структур трактуется следующим образом. В рудообразующей системе выделяются два типа структурных блоков, оказавших влияние на рудообразование: автохтон и аллохтон (рис. 2, 3).
Рис. 1. Рудоконтролирующая роль Гижиго-Омолон-ской субмеридиональной зоны тектономагматиче-ской активизации (ТМА).
1 — континентальные лимнические, аллювиальные и ледниковые формации К2); 2 — интрузивный комплекс Х3—К2) существенно гранитоидной формации; 3 — орогенный комплекс (К2—Р), молассовая формация; 4 — орогенный комплекс Х3—К), континентальные дифференцированные вулканогенные формации; 5 — субплатформенные (С—Х) известняковые, песчано-глинистые, терригенно-карбонатные граувакковые, флишевые формации; 6 — континентальные (Э—С) преимущественно трахиандезит-тра-хириолитовые вулканические формации орогенного типа; 7 — гранитоидные интрузивные формации до-кембрийского цоколя (AR—PZ); 8 — комплекс фундамента и его чехла (AR—O), амфиболиты, гнейсы, кристаллические сланцы, карбонатные, Fe-кварцито-песчаниковые, терригенные формации; 9 — региональные разломы: а — надвиги, б — сбросо-сдвиги; 10 — предполагаемые границы Гижиго-Омолонской зоны (ТМА); 11 — месторождения (а), рудопроявле-ния (б).
100 м
I_I
Рис. 2. Схемы дешифрирования аэрофотоснимков поверхности месторождений Кубака и Биркачан. ЗИФ - золотоиз-влекательная фабрика.
м 3000
2000
1000
0
-1000 -2000
Граница распространения адуляр-гидрослюдисто-кварцевых метасоматических изменений
Рис. 3. Схематический геологический разрез вдоль жильной зоны месторождения Кубака (иллюстрирует мезозойскую версию генетической модели).
1 - карбоновые углисто-глинистые сланцы, алевролиты; 2 - девонские вулканиты; 3 - архейские гнейсы, кристаллические сланцы; 4 - раннемеловые субвулканические андезиты, диоритовые порфириты; 5 - граница распространения адуляр-гидрослюдисто-кварцевых метасоматитов; 6 - рудоносные жильные зоны; 7 - граница распространения халцедоновых метасоматитов.
Автохтон вмещает магматический очаг, "вложенный" в крупную надвиговую структуру, генерирующий магматические, подогревающий метеорные рудообразующие флюиды и стимулирующий их движение. В структуре рудного поля очаг фиксируется субвулканическими штоками, силлами, дайками мезозойских риолитов, риолито-даци-тов и дацито-андезитов, телами эксплозивных и эруптивных брекчий. На месторождении Кубака на поверхности обнажается субвулкан Бокал
(100 млн лет [7]) (рис. 3), а на Биркачане подобный интрузив, по геофизическим данным, устанавливается как скрытый на глубине [8]. На границе раздела аллохтона и автохтона обычно находятся каменноугольные углисто-глинистые слои (рис. 2), вовлеченные в зону плоскости надвига и переработанные в глины. Обилие обусловленных надвиго-вой тектоникой и изоклинальной складчатостью с множеством послойных срывов субгоризонтальных плохо проницаемых плоскостей определило
750 м
700
650
600
550
500
Ц]1№СЕ30Г4Ш5О* ^7П8С19Ш10ЕЭ11Ы12
Рис. 4. Геологический разрез в крест простирания Центральной жильной зоны месторождения Кубака (разведочный профиль 31).
1 — продуктивная адуляр-серицит-кварцевая жила второго этапа; 2 — адуляр-кварцевая жила первого этапа; 3 — про-пилиты; 4 — адуляр-серицит-кварцевые метасоматиты; 5 — агломератовый туф; 6 — игнимбриты риодацитов; 7 — ту-фопесчаники; 8 — игнимбриты дацитов; 9 — риолиты, риодациты; 10 — тектонические нарушения; 11 — проекции скважин колонкового бурения; 12 — подземные горные выработки.
преимущественное движение гидротермальных флюидов по латерали при значительных ограничениях их движения по вертикали. Вследствие этого рудные тела выстраиваются в соответствии с наклонным положением тектонических пакетов, определяющих строение месторождения. Эти пакеты выступали экранами для рудообразу-ющих флюидов и вместе со структурно-литологи-ческими особенностями автохтона обеспечили максимальное телескопирование этих флюидов и формирование богатых жильн
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.